UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA DEPARTAMENTO DE GEOCIENCIAS

MAESTRÍA EN CIENCIAS - GEOFÍSICA

TESIS DE MAESTRÍA EN CIENCIAS - GEOFÍSICA

MODELAMIENTO ESTRUCTURAL DE LA ZONA LÍMITE ENTRE LA MICROPLACA DE PANAMÁ Y EL BLOQUE NORANDINO A PARTIR DE LA INTERPRETACIÓN DE

IMÁGENES DE RADAR, CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA, ANOMALÍAS DE CAMPOS POTENCIALES Y LÍNEAS SÍSMICAS

FERNANDO GARZÓN VARÓN

UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA DEPARTAMENTO DE GEOCIENCIAS

MAESTRÍA EN CIENCIAS – GEOFÍSICA

Bogotá, Colombia

2012

MODELAMIENTO ESTRUCTURAL DE LA ZONA LÍMITE ENTRE LA MICROPLACA DE PANAMÁ Y EL BLOQUE NORANDINO A PARTIR DE LA INTERPRETACIÓN DE

IMÁGENES DE RADAR, CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA, ANOMALÍAS DE CAMPOS POTENCIALES Y LÍNEAS SÍSMICAS

FERNANDO GARZÓN VARÓN

Tesis de Maestría en Ciencas – Geofísica presentada como requisito parcial para optar al título de: MAGISTER EN CIENCIAS – GEOFÍSICA

Director

PhD, MSc. ORLANDO HERNÁNDEZ PARDO

Profesor Asociado, Departamento de Geociencias

UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA DEPARTAMENTO DE GEOCIENCIAS

MAESTRÍA EN CIENCIAS – GEOFÍSICA

Bogotá, Colombia

2012

MODELAMIENTO ESTRUCTURAL DE LA ZONA LÍMITE ENTRE LA MICROPLACA DE PANAMÁ Y EL BLOQUE NORANDINO A PARTIR

DE LA INTERPRETACIÓN DE IMÁGENES DE RADAR, CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA, ANOMALÍAS DE CAMPOS

POTENCIALES Y LÍNEAS SÍSMICAS

TESIS DE MAESTRÍA EN CIENCIAS - GEOFÍSICA

DIRECTOR

ORLANDO HERNÁNDEZ PARDO, MSc, PhD _________________________________

Profesor Universidad Nacional de Colombia

JURADO CALIFICADOR

JUAN MANUEL MORENO MURILLO, MSc __________________________________

Profesor Universidad Nacional de Colombia

CARLOS REY, MSc __________________________________

Agencia Nacional de Hidrocarburos

Dedico este trabajo:

A mi querida Madre Ofelia y a mí querida tía Elvia,

A quienes siempre llevaré en mi mente y en mi corazón

A mi amada esposa Amparo,

Quien llena mi vida de alegría

Y a mis adorables hijos: Alejandra, Camilo, Estefanía y Natalia,

Razones de peso para seguir viviendo.

Fernando Garzón V.

AGRADECIMIENTOS

Expreso mis sinceros agradecimientos a.

A la Agencia Nacional de Hidrocarburos por facilitarme los recursos para el desarrollo de los trabajos de campo.

La Universidad Nacional de Colombia y sus profesores por los conocimientos transmitidos para mi formación profesional.

A CORPOURABA por facilitar información para el desarrollo del presente trabajo.

Al Profesor Orlando Hernández Pardo, director de esta tesis, por su paciencia, apoyo desinteresado, consejos y orientaciones claras y siempre oportunas. Por haber aceptado dirigir este trabajo y facilitarme los medios para llevar a cabo todas las actividades propuestas; sin su apoyo y confianza hubiera sido muy difícil seguir una metodología de investigación para alcanzar los objetivos planteados. Por los conocimientos transmitidos a lo largo del Posgrado, los cuales constituyen una base sólida para mi desempeño profesional.

Al profesor Juan Carlos Molano por impulsarme a adelantar el Posgrado en Ciencias - Geofísica.

A los profesores Antonio Castillo, Andreas Kammer, Luis Ochoa, Alberto Briceño y Luis Vasquez por sus consejos y buena disposición para compartir sus experiencias y amplios conocimientos. Sus oportunas respuestas a mis inquietudes, fue siempre de gran ayuda para el desarrollo de este trabajo.

A mis compañeros Martín Pacheco, Vladimir Zapata, Eduard Salazar, Carolina Buitrago, Ariel Ruiz, Natalia Velásquez y Jairo Esquivel por su gran ayuda en el desarrollo de los trabajos de campo y porque me permitieron compartir conocimientos y experiencias de tipo profesional y personal que fueron de gran valor.

Al personal administrativo del Departamento de Geociencias y de manera muy especial a Mónica Tabima por su siempre oportuna colaboración.

A los ingenieros Andrés Marulanda y Camilo Marulanda, directivos de INGETEC S.A., por el apoyo proporcionado para desarrollar este trabajo.

Y por supuesto, a mi amada familia, que me ha servido siempre de inspiración. Sin su apoyo y comprensión, habría sido imposible sacar adelante este trabajo.

RESUMEN

Las mediciones geodésicas satelitales obtenidas en el proyecto CASA, sugieren la existencia de la microplaca rígida de Panamá e indica que esta converge en sentido oeste-este con el bloque Norandino. Estudios de sismicidad indican que el límite oriental de la microplaca de Panamá y el bloque Norandino es una zona de deformación difusa, resultante de esfuerzos compresivos este-oeste, localizada cerca de la frontera de Colombia y Panamá.

La microplaca de Panamá hace parte del arco de islas de Panamá, el cual surge en un tiempo no posterior al Albiano y colisiona con la Cordillera Occidental en el Mioceno, debido a la deriva de la placa de Suramérica hacia el occidente. La Cordillera Occidental hace parte del bloque Norandino, conformado por el sistema cordillerano de los Andes de Ecuador, Colombia y Venezuela. Se ha establecido que el límite o sutura del arco de Panamá y la esquina suroccidental de la placa de Suramérica está definido por la falla de Uramita y la falla o zona de deformación de Istmina. Frente a este escenario surgen los interrogantes: ¿Dónde se sitúa el límite de la microplaca de Panamá y el bloque Norandino?, ¿Qué clase de estructura define este límite?, ¿Qué estructuras se encuentran en esta zona límite? y ¿Este límite está dado por la falla de Uramita o la zona de deformación difusa situada cerca de la frontera de Colombia y Panamá?

Los modelos tectónicos regionales elaborados con base en información satelital, aérea y de superficie de campos potenciales magnético y gravimétrico corroboran la existencia de discontinuidades corticales mayores, como la falla de Uramita, sin definir si corresponde al limite de la microplaca de Panamá y el bloque Norandino. A partir de estudios regionales con base en información magnética y gravimétrica aérea, se ha definido que el espesor de la secuencia sedimentaria en la cuenca del Atrato, alcanza los 10.5 km y que el arco magmático de Mandé es un pilar tectónico, limitado por fallas, que incluye los denominados arcos de Dabeiba, Sautatá y la Serranía del Darién.

La interpretación de algunas de las líneas sísmicas del programa Bajo Atrato-79 y Golfo de Urabá-89, tomada del atlas Sísmico de Colombia, muestra el basamento de la cuenca de Urabá afectado por fallas normales que limitan bloques hundidos y levantados, una secuencia sedimentaria que se acuña contra el arco magmático de Mandé y se torna más gruesa hacia el oriente, asi como la presencia de fallas de cabalgamiento en el sector oriental. La interpretación de la línea sísmica L-1979-16 muestra una falla de cabalgamiento que pone en contacto las sedimentitas del Neógeno del cinturón plegado del Sinú con las de la cuenca de Urabá.

A partir de la interpretación de anomalías de campos potenciales gravimétrico y magnético, junto con información de imágenes de radar, cartografía geológica y líneas sísmicas, se establece en este estudio que la colisión del arco de Panamá con la Cordillera Occidental, conlleva a la existencia de una zona de subducción de bajo ángulo inclinada hacia el este, localizada sobre la margen occidental del cinturón plegado del

Sinú, como lo sugiere la presencia de anomalías gravimétricas positivas sobre el arco magmático de Mandé y anomalías gravimétricas negativas en la zona ocupada por el cinturón plegado del Sinú. La formación de dicha zona de subducción implica la partición de la placa oceánica, la formación de una trinchera y la flexión de la placa subducente.

Antes de la colisión del arco de Panamá con la Cordillera Occidental, había ocurrido la intrusión granítica que dio origen al arco magmático de Mandé, provocando el doblamiento y ascenso de la corteza oceánica. Este doblamiento generó esfuerzos distensivos en la parte superior de la corteza que conllevó a la formación de bloques levantados y hundidos limitados por fallas normales, dentro de los cuales se encuentra el pilar tectónico que conforma el arco magmático de Mandé. Al ocurrir la colisión, se dio inicio al cierre de la conexión entre el Oceáno Pacifico y el mar Caribe y la formación de las cuencas de antearco de Urabá y del Atrato. Estas cuencas son consideradas como flexurales, debido a la flexión del basamento provocado por el peso del cinturón plegado del Sinú.

Palabras clave: Radar, cartografía, geológica, anomalías, gravimetría, magnetometría, sísmica, límite, microplaca, Panamá, bloque, Norandino, Andes Norte, Uramita, subducción, magmático, Mandé, ante-arco.

ABSTRACT

Satellite geodetic measurements obtained in CASA proyect, suggest the existence of a rigid Panama microplate and indicate that this converges with the North Andean block in west-east sense. Seismic studies indicate that the eastern boundary of the Panama microplate and the North Andean block is a diffuse deformation zone, resulting from compressive east-west stresses, located near Colombia-Panama border.

The Panama microplate is part of the Panama islands arc, which originates before Albian times and collides with the Western Cordillera in the Miocene, due to drift of South American plate to the west. The Western Cordillera is part of the North Andean block, consisting of the Andean mountain system of Ecuador, Colombia and Venezuela. It has been found that the limit or suture of the Panama island arc and the southwest corner of South American plate is defined by Uramita fault and fault or Istmina deformation zone. These facts let arise these questions: Where is the boundary of Panama microplate and North Andean block?; What kind of structure defines this limit?; What structures are in this limit zone? and Is this limit given by Uramita fault or by the diffuse deformation zone near Colombia-Panama border?.

The regional tectonic models developed based on satellite, aerial and surface data, about potential magnetic and gravimetric fields, corroborate the existence of major crustal discontinuities, such as Uramita fault, without defining whether it corresponds to the limit of Panama microplate and the Nor Andean block. Based on regional studies on aerial magnetic and gravimetric data, it has been found that the sedimentary sequence thickness in the Atrato basin, reaches 10.5 km and the Mande magmatic arc is a tectonic pillar, bounded by faults, including the so-called Dabeiba, Sautatá and Darien Serrania arcs.

The interpretation of some seismic lines of the program Bajo Atrato-79 and Golfo de Urabá-89, taken from Seismic Atlas of Colombia, shows the Urabá Basin base is affected by normal faults limiting sunked and raised blocks, a sedimentary sequence that is

wedged against Mande magmatic arc and becomes thicker towards east, as well as the presence of thrust faults in the eastern sector. The seismic line L-1979-16 interpretation shows a thrust fault that connects Neogene sediments of Sinu fold belt with Urabá Basin.

Based on the interpretation of anomalous gravimetric and magnetic potential fields, together with information from radar images, geological mapping and seismic lines, this study has established that the colliison of the Panama arc with Western Cordillera, leads to the existence of a low-angle subduction zone inclined to the east, located on the west bank of the Sinu fold belt, as suggested by the presence of positive gravimetric anomalies on the Mande magmatic arc and negative gravimetric anomalies in the area occupied by the Sinu fold belt. The subduction zone formation involves the partition of the oceanic plate, drawing up of a trench and subducting plate bending.

Before the Panama arc and Western Cordillera collision, granitic intrusion occurred to raise the Mande magmatic arc, causing bending and rise of the oceanic crust. This stress generated tensional bending at the top of the crust that led to the formation of raised and sunken blocks bounded by normal faults, within which lies the tectonic pillar which forms Mande magmatic arc. The collision caused the end of the connection between the Pacific Ocean and Caribbean Sea and the formation of the Uraba and the Atrato forearc basins. These are considered as flexural basins, due to bending of the base caused by the weight of the Sinú folding belt.

Keywords: Radar image interpretation, geological mapping, potential field anomalies and seismic lines allow to define the Uramita Fault System as the boundary between the Panama microplate and the North Andean block. This boundary corresponds to a frozen low-angle subduction zone. The microplate subducted bending and the granitic intrusion of the Mande magmatic arc, led to the formation of raised and sunken blocks bounded by normal faults and the formation of Uraba and Atrato forearc basins.

CONTENIDO

1 GENERALIDADES .................................................................................................. 1-1

1.1 INTRODUCCIÓN .............................................................................................. 1-1

1.2 ÁREA DE ESTUDIO ......................................................................................... 1-2

1.3 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA ............................................................... 1-5

1.4 JUSTIFICACIÓN .............................................................................................. 1-6

1.5 OBJETIVOS ..................................................................................................... 1-7

1.5.1 Objetivo General ........................................................................................ 1-7

1.5.2 Objetivos Específicos ................................................................................ 1-7

1.6 ANTECEDENTES............................................................................................. 1-8

1.7 METODOLOGÍA ............................................................................................. 1-11

1.7.1 Compilación y Revisión de Información ................................................... 1-12

1.7.2 Procesamiento e Interpretación de Imágenes de Radar .......................... 1-12

1.7.3 Diseño de Campañas Geológica y Geofísica ........................................... 1-12

1.7.4 Trabajo de Campo ................................................................................... 1-13

1.7.5 Trabajo de Laboratorio ............................................................................ 1-13

1.7.6 Procesamiento de la Información Geofísica ............................................. 1-13

1.7.7 Análisis de Resultados ............................................................................ 1-14

1.7.8 Elaboración de Informe Final ................................................................... 1-14

2 MARCO TEÓRICO .................................................................................................. 2-1

2.1 FUNDAMENTOS DE LA OBSERVACIÓN REMOTA ........................................ 2-1

ii

2.1.1 El Espectro Electromagnético .................................................................... 2-1

2.1.2 Unidades de Medida .................................................................................. 2-3

2.1.3 Principios de la Radiación Electromagnética ............................................. 2-4

2.1.4 Interacción de la Atmosfera con la Radiación Electromagnética ................ 2-5

2.1.5 Región de las Microondas ......................................................................... 2-6

2.1.6 Características del Suelo y el Agua en la Región de las Microondas ......... 2-7

2.1.7 Proceso de Registro de la Información ...................................................... 2-7

2.1.8 Estructura de la Imagen Digital .................................................................. 2-8

2.1.9 Resolución de la Imagen Digital................................................................. 2-9

2.2 TEORÍA POTENCIAL ELEMENTAL ............................................................... 2-10

2.2.1 Conceptos Básicos de Gravimetría .......................................................... 2-11

2.2.2 Unidades de Gravedad ............................................................................ 2-12

2.2.3 Teoría Básica de Magnetometría ............................................................. 2-12

2.2.4 Magnetismo de las Rocas........................................................................ 2-14

2.2.5 El Campo Geomagnético ......................................................................... 2-15

2.2.6 Unidades de Magnetismo ........................................................................ 2-16

2.3 SÍSMICA ......................................................................................................... 2-16

2.3.1 Ondas Sísmicas ...................................................................................... 2-16

2.3.2 Velocidades Sísmicas .............................................................................. 2-17

2.3.3 Métodos Sísmicos ................................................................................... 2-18

2.4 GENERALIDADES SOBRE LOS ARCOS DE ISLAS ..................................... 2-19

2.4.1 Componentes de los sistemas de arcos de islas ..................................... 2-19

2.4.2 Actividad Volcánica y Plutónica Asociada a los Arcos de Islas ................ 2-21

2.4.3 Actividad Sísmica Asociada a los Arcos de Islas ..................................... 2-22

2.4.4 Zona de Colisión Arco de Isla – Continente ............................................. 2-22

3 INTERPRETACIÓN DE IMÁGENES DE RADAR .................................................... 3-1

iii

3.1 INTRODUCCIÓN .............................................................................................. 3-1

3.2 EL SISTEMA DE RADAR ................................................................................. 3-2

3.3 RESPUESTA LITOLÓGICA A LAS ONDAS DE RADAR .................................. 3-3

3.4 CARACTERÍSTICAS DE ALGUNAS IMÁGENES DE RADAR.......................... 3-5

3.5 APLICACIÓN DE LAS IMÁGENES DE RADAR ............................................... 3-6

3.6 INTERPRETACIÓN ........................................................................................ 3-13

3.6.1 Geomorfología ......................................................................................... 3-13

3.6.2 Aspectos estructurales ............................................................................ 3-14

4 CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA ................................................................................. 4-1

4.1 INTRODUCCIÓN .............................................................................................. 4-1

4.2 ESTRATIGRAFÍA ............................................................................................. 4-1

4.2.1 Cuenca del Atrato ...................................................................................... 4-1

4.2.2 Cuenca de Urabá ...................................................................................... 4-2

4.2.3 Cuenca del Sinú ........................................................................................ 4-2

4.3 MARCO TECTÓNICO ...................................................................................... 4-3

4.4 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL ........................................................................... 4-5

4.4.1 Características Estructurales del Cinturón Deformado del Sinú ................. 4-5

4.4.2 Características Estructurales de la Cuenca del Atrato ............................... 4-8

4.4.3 Características Estructurales de la Cuenca de Urabá ................................ 4-8

4.4.4 Falla de Uramita ........................................................................................ 4-9

4.4.5 Falla de Murindó ........................................................................................ 4-9

4.4.6 Falla del Atrato ........................................................................................ 4-10

4.4.7 Falla de Unguía ....................................................................................... 4-10

4.4.8 Falla Los Saltos ....................................................................................... 4-10

4.4.9 Falla de Baudó ........................................................................................ 4-11

5 INTERPRETACIÓN DE LÍNEAS SÍSMICAS ............................................................ 5-1

iv

5.1 INTRODUCCIÓN .............................................................................................. 5-1

5.2 POZOS ............................................................................................................. 5-1

5.2.1 Pozo Apartadó-1 ........................................................................................ 5-2

5.2.2 Pozo Turbo-1 ............................................................................................. 5-2

5.2.3 Pozo Chigorodó-1 ...................................................................................... 5-3

5.2.4 Pozo Urabá-1 ............................................................................................ 5-3

5.2.5 Pozo Urabá-1629-IX .................................................................................. 5-3

5.2.6 Pozo Necoclí-1 .......................................................................................... 5-3

5.3 LÍNEAS SÍSMICAS ........................................................................................... 5-4

5.3.1 Línea Sísmica L-1989-71 ........................................................................... 5-4

5.3.2 Línea Sísmica L-1979-18 ........................................................................... 5-6

5.3.3 Línea Sísmica L-1979-16 ........................................................................... 5-6

5.4 INTERPRETACIÓN .......................................................................................... 5-9

6 INTERPRETACIÓN DE ANOMALÍAS DE CAMPOS POTENCIALES ...................... 6-1

6.1 INTRODUCCIÓN .............................................................................................. 6-1

6.2 GEOFÍSICA SATELITAL .................................................................................. 6-1

6.3 GEOFÍSICA AEROTRANSPORTADA ............................................................ 6-12

6.4 GEOFÍSICA TERRESTRE .............................................................................. 6-18

6.4.1 Gravimetría .............................................................................................. 6-20

6.4.2 Magnetometría ........................................................................................ 6-34

7 MODELAMIENTO DE ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS Y MAGNÉTICAS .............. 7-1

7.1 FUNDAMENTACIÓN FÍSICO MATEMÁTICA ................................................... 7-1

7.1.1 Anomalía de Gravedad Debida a un Polígono ........................................... 7-2

7.1.2 Anomalía Magnética Debida a un Polígono ............................................... 7-3

7.2 MODELAMIENTO DIRECTO ............................................................................ 7-6

7.2.1 Modelos Hipotéticos Generales ................................................................. 7-7

v

7.2.2 Modelos de las Secciones Sísmicas ........................................................ 7-10

7.3 MODELAMIENTO INVERSO .......................................................................... 7-12

7.4 INTERPRETACIÓN ........................................................................................ 7-17

8 INTEGRACIÓN DE MODELOS ............................................................................... 8-1

8.1 INTRODUCCIÓN .............................................................................................. 8-1

8.2 ASPECTOS TECTÓNICOS GENERALES ....................................................... 8-1

8.3 MODELO .......................................................................................................... 8-2

9 CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES ........................................................... 9-1

10 BIBLIOGRAFIA .................................................................................................. 10-1

vi

LISTA DE CUADROS

Cuadro 1.1 Coordenadas cartesianas con origen Bogotá de los vértices del polígono que enmarca la zona de estudio en la región de Urabá ........................... 1-3

Cuadro 2.1 Bandas del espectro electromagnético (Chuvieco, 1990) ......................... 2-2

Cuadro 2.2 Algunos valores de velocidades de ondas P (Tomado de Reynolds, 1998) .. ............................................................................................................... 2-19

Cuadro 3.1 Bandas de frecuencia habitualmente utilizadas en equipos de radar ....... 3-2

Cuadro 5.1 Coordenadas de pozos exploratorios ....................................................... 5-2

Cuadro 5.2 Coordenadas en origen Bogotá de los puntos extremos de las líneas sísmicas ................................................................................................... 5-4

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) .............. 6-12

Cuadro 6.2 Densidades de materiales litológicos más comunes (Tomado de Telford et al., 1990; en Reynolds, 1998) ................................................................ 6-22

Cuadro 6.3 Valores de densidad de muestras de roca medidas en laboratorio ........ 6-23

Cuadro 6.4 Coordenadas de los puntos extremos de las transectas de gravimetría . 6-24

Cuadro 6.5 Coordenadas de las bases gravimétricas ............................................... 6-24

Cuadro 6.6 Susceptibilidades magnéticas de algunas rocas comunes (Tomado de Reynolds, 1998) ..................................................................................... 6-36

Cuadro 6.7 Valores de susceptibilidad magnética de muestras de campo medidas en laboratorio .............................................................................................. 6-36

Cuadro 6.8 Coordenadas de los puntos extremos de las transectas de magnetometría............................................................................................................... 6-37

Cuadro 6.9 Coordenadas de las bases magnetométricas ......................................... 6-38

vii

LISTA DE FIGURAS

Figura 1.1 Localización del área de estudio (recuadro) ............................................ 1-4

Figura 1.2. Mapa generalizado de rasgos tectónicos del noroccidente de Suramérica y el istmo de Panamá (Tomado de Mora, 1995; en Mora y Orodñez, 2001) 1-6

Figura 2.1 Esquema del espectro electromagnético indicando las frecuencias, longitudes de onda y rangos espectrales utilizados en imágenes de sensores remotos (Tomado de Chuvieco, 1996). .................................... 2-2

Figura 2.2 Proceso de obtención de una imagen a partir de un sensor remoto: A) fuente y transmisión de energía, B) interacción de la energía en forma de ondas electromagnéticas con el elemento u objeto C, D) sensor remoto o satélite, E) receptor en tierra, F) procesamiento de la misma G) disponibilidad de la información a usuarios. ............................................. 2-8

Figura 2.3 Esquema de representación de un espacio geográfico con una estructura raster o de retícula (izquierda) y una estructura vectorial de puntos, líneas y polígonos (derecha). Tomado de Universidad Nacional (2008). ............... 2-9

Figura 2.4 Morfología esquemática generalizada de una zona de subducción (Tomado de Global Tectonics, 1996) ..................................................... 2-23

Figura 2.5 Esquema generalizado de un arco de islas (Tomado de Global Tectonics, 1996)...................................................................................................... 2-23

Figura 3.1 Distintos tipos de retro-dispersión (adaptado de Campbell, 1987; en Chuvieco, 1989) ....................................................................................... 3-5

Figura 3.2 Mapa estructural en anáglifo del sector occidental del área cubierta por el estudio de la Universidad Nacional para la ANH, elaborado a partir del sinergismo de un mosaico de imágenes de radar INTERA georeferenciado y un modelo digital del terreno (Tomado de Hernández, 2008). El área del recuadro hace parte de la zona de estudio de este trabajo ...................... 3-8

Figura 3.3 Mapa estructural en anaglifo del sector oriental del área cubierta por el estudio de la Universidad Nacional para la ANH, elaborado a partir del sinergismo de un mosaico de imágenes de radar INTERA georeferenciado y un modelo digital del terreno (Tomado de Hernández, 2008). El área cubierta por este anáglifo hace parte de la zona de estudio de este trabajo................................................................................................................. 3-9

Figura 3.4 Mapa estructural con coordenadas origen Bogotá (Tomado de Hernández, 2008). El área del recuadro hace parte de la zona de estudio de este trabajo .................................................................................................... 3-10

viii

Figura 3.5 Mosaico de planchas de imágenes de radar TERRASAR que cubren parte del área de estudio................................................................................. 3-11

Figura 3.6 Anaglifo que cubre los sectores sur y noroccidental de la zona de estudio ... ............................................................................................................... 3-12

Figura 3.7 Interpretación estructural de la zona de estudio con base en el análisis visual de los anáglifos elaborados a partir de imágenes de radar y el modelo digital del terreno ....................................................................... 3-16

Figura 4.1 Modelo de las cuencas de Urabá y del Sinú al sur del golfo de Urabá (Flinch, 2003) ........................................................................................... 4-8

Figura 4.2 Modelo de la cuenca de Urabá en el sector del golfo de Urabá (Flinch, 2003)........................................................................................................ 4-9

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 ................................................................... 4-12

Figura 5.1 Localización de los pozos y líneas sísmicas utilizadas ............................. 5-5

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) ............................................... 5-7

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 .............................................................................................. 5-8

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) ....................................... 5-9

Figura 6.1 Anomalía gravimétrica de aire libre correlacionada con efectos de terreno (TCFAGA) al noroccidente de Sur América a 20 km de altitud y discontinuidades de la corteza interpretadas. Mapa en coordenadas cartesianas con origen en el Observatorio Astronómico de Bogotá (1.000.000 N, 1.000.000 E). Tomado de Hernández (2006) ..................... 6-4

Figura 6.2 Límites de places y discontinuidades de la corteza del noroccidente de Sur América interpretadas de la anomalía gravimétrica de aire libre correlacionada con efectos del terreno (TCFAGA) a 20 km de altitud. Mapa en coordenadas cartesianas con origen en el Observatorio Astronómico de Bogotá (1.000.000 N, 1.000.000 E). Tomado de Hernández (2006) ......... 6-5

Figura 6.3 Anomalía gravimétrica de aire libre (FAGA) de superficie y discontinuidades de corteza interpretadas. Mapa en coordenadas cartesianas con origen en

ix

el Observatorio Astronómico de Bogotá (1.000.000 N, 1.000.000 E). Tomado de Hernández (2006) ................................................................. 6-6

Figura 6.4 Limites de placas y discontinuidades de corteza interpretadas a partir de la anomalía gravimétrica de aire libre (FAGA) de superficie. Mapa en coordenadas cartesianas con origen en el Observatorio Astronómico de Bogotá (1.000.000 N, 1.000.000 E). Tomado de Hernández (2006) ......... 6-7

Figura 6.5 Anomalía completa de Bouguer (CBA) de superficie e interpretación de discontinuidades de la corteza. Mapa en coordenadas cartesianas con origen en el Observatorio Astronómico de Bogotá (1’000.000 N, 1’000.000 E). Tomado de Hernández (2006). ........................................................... 6-8

Figura 6.6 Límites de placas y discontinuidades intracorticales interpretadas a partir de la anomalía de Bouguer completa de superficie. Mapa en coordenadas cartesianas con origen en el Observatorio Astronómico de Bogotá (1’000.000 N, 1’000.000 E). Tomado de Hernández (2006). .................... 6-9

Figura 6.7 Anomalías de campo magnético total a 20 km de altitud para el bloque Andes Norte con interpretación de discontinuidades corticales (líneas azules). Mapa en coordenadas cartesianas con origen en el Observatorio Astronómico de Bogotá (1’000.000 N, 1’000.000 E). Tomado de Hernández (2006). ................................................................................................... 6-11

Figura 6.8 Anomalía gravimétrica de Bouguer de la región de Urabá y el valle del Atrato. Tomado de Carson Aerogravity (2006) ....................................... 6-15

Figura 6.9 Intensidad de campo magnético total de la región de Urabá y el valle del Atrato. Tomado de Carson Aerogravity (2006) ....................................... 6-16

Figura 6.10 Anomalía magnética reducida al polo de la región de Urabá y el valle del Atrato. Tomado de Carson Aerogravity (2006) ....................................... 6-17

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 ........................................................................................................ 6-18

Figura 6.12 Modelo tectónico de la región de Urabá de Case et al., (1971) .............. 6-19

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)...................................................................................................... 6-20

Figura 6.14 Localización de transectas y bases de gravimetría ................................ 6-25

Figura 6.15 Anomalía de Aire Libre. Valores estadísticos: Mínimo = -32.38 miligales, Máximo = 116.95 miligales, Media = 40.16 miligales y Desviación Estándar = 25.97 miligales .................................................................................... 6-31

x

Figura 6.16 Anomalía de Bouguer simple. Valores estadísticos de la anomalía de Bouguer: Mínimo = -46.29 miligales, Máximo = 115.03 miligales, Media = 36.55 miligales y Desviación Estándar = 27.28 miligales. ...................... 6-32

Figura 6.17 Anomalía de Bouguer total. Valores estadísticos de la anomalía de Bouguer: Mínimo = -44.02 miligales, Máximo = 115.15 miligales, Media = 37.15 miligales y Desviación Estándar = 27.04 miligales ...................... 6-34

Figura 6.18 Localización de transectas y bases de magnetometría .......................... 6-39

Figura 6.19 Anomalía magnética de campo total. Valores estadísticos: Mínimo = -712.88 nT, Máximo = 325 nT, Media = -130.54 nT y Desviación Estándar = 138.02 nT ............................................................................................... 6-43

Figura 6.20 Anomalía magnética reducida al polo. Valores estadísticos: Mínimo = -1439.97nT, Máximo = 1350.38 nT, Media = -133.80 nT y Desviación Estándar = 297.68 nT............................................................................. 6-44

Figura 7.1 Modelo hipotético 1 .................................................................................. 7-7

Figura 7.2 Modelo Hipotético 2 ................................................................................. 7-8

Figura 7.3 Modelo hipotético 3 .................................................................................. 7-8

Figura 7.4 Modelo hipotético 4 .................................................................................. 7-9

Figura 7.5 Modelo hipotético 5 .................................................................................. 7-9

Figura 7.6 Línea sísmica L-1989-71 ....................................................................... 7-11

Figura 7.7 Línea sísmica L-1979-18 ........................................................................ 7-11

Figura 7.8 Línea sísmica L-1979-16 ........................................................................ 7-12

Figura 7.9 Localización de secciones transversales utilizadas para el modelamiento inverso ................................................................................................... 7-14

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 7-15

Figura 7.11 Modelamiento inverso en la zona límite de la microplaca de Panamá y el bloque Andes Norte. Sección 2 .............................................................. 7-15

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 ................................................................................................... 7-16

Figura 7.13 Modelamiento inverso en la zona límite de la microplaca de Panamá y el bloque Andes Norte. Sección 4 .............................................................. 7-16

xi

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 . 7-17

Figura 8.1 Mapa geológico generalizado de la zona de estudio (recuadro), mostrando la localización de las secciones geológicas esquemáticas. Modificado del mapa geológico general 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). .................................................................. 8-5

Figura 8.2 Sección geológica esquemática del sector sur de la zona cubierta por las líneas de gravimetría y magnetometría .................................................... 8-6

Figura 8.3. Sección geológica esquemática del sector norte de la zona cubierta por las líneas de gravimetría y magnetometría .................................................... 8-7

Figura 8.4 Esquema tectónico en la región de Urabá donde se muestra el límite entre la microplaca de Panamá y el bloque Norandino, definido por el Sistema de Fallas de Uramita ..................................................................................... 8-8

xii

LISTA DE FOTOGRAFÍAS

Fotografía 4.1 Volcán de lodo del cerro Los Aburridos. Se destaca la burbuja formada por el escape de gas a través del lodo ................................................ 4-6

Fotografía 4.2 Volcán de lodo Cacahual. .................................................................... 4-6

Fotografía 4.3 Rezumadero de petróleo en la vereda El Ají ........................................ 4-7

Fotografía 4.4 Rezumadero de petróleo en la quebrada La Rula, de la vereda del mismo nombre ..................................................................................... 4-7

Fotografía 4.5 Rezumadero de petróleo en la cantera Valencia, adyacente a la vía que conduce a San Pedro de Urabá ........................................................... 4-7

Fotografía 4.6 Detalle de la roca fracturada por donde brota el petróleo en el rezumadero de la cantera Valencia ..................................................... 4-7

Fotografía 6.1 Estación gravimétrica La Chinita ....................................................... 6-26

Fotografía 6.2 Gravímetro SCINTREX CG3M .......................................................... 6-26

Fotografía 6.3 Toma de susceptibilidad magnética a muestra de roca ..................... 6-37

Fotografía 6.4 Magnetométros GEOMETRICS G-856 .............................................. 6-38

Fotografía 6.5 Magnetómetro y aditamentos ............................................................ 6-38

Fotografía 6.6 Estación base Bajirá .......................................................................... 6-40

Fotografía 6.7 Toma de datos magnetométricos ...................................................... 6-40

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

1 GENERALIDADES

1.1 INTRODUCCIÓN

El desarrollo tectónico del sur de América Central y el noroccidente de Sur América ha sido objeto de numerosos estudios. Desde un principio, los modelos tectónicos plantean la convergencia entre tres principales placas litosféricas: Nazca, Caribe y Sur América. Sin embargo, las direcciones de movimiento relativo y los límites de cada placa, no quedaron satisfactoriamente definidos. La sismicidad y los desplazamientos de las fallas en el Cuaternario no pudieron ser explicados mediante una simple triple unión de las tres grandes y principales placas. Posterior información derivada de estudios de actividad sísmica y de mediciones geodésicas satelitales obtenidas en el Proyecto CASA conllevó a que se plantearan nuevas microplacas y bloques tectónicos, como es el caso de la microplaca de Panamá y el bloque Andes Norte (o Norandino), para explicar mejor el marco tectónico actual de la región. A pesar de estos avances, no han sido resueltos satisfactoriamente los límites de las placas, microplacas y bloques del noroccidente de Sur América, en particular el límte entre la microplaca de Panamá y el bloque Norandino.

Un estudio de sismicidad del oriente de Panamá, que comprendió la relocalización de 36 eventos sísmicos de magnitud mayor de 5, ocurridos entre 1964 y 1985, así como la determinación de mecanismos focales, permitió a Adamek & Frohlich (1988) sugerir los límites de la microplaca de Panamá. De esta manera el límite de la microplaca de Panamá y el bloque Norandino es catalogado como una zona de deformación difusa resultante de esfuerzos compresivos este-oeste y colocado cerca de la frontera de Colombia y Panamá, al sur del cinturón deformado de Panamá y al norte de la trinchera de Colombia y Ecuador.

Las mediciones geodésicas satelitales obtenidas en el proyecto CASA en el periodo 1988-1991 aportaron las primeras evidencias de la existencia de la microplaca de Panamá y de su colisión con el bloque Norandino, a una tasa promedio de 25 mm/a, teniendo como marco de referencia, la placa de Sur América fija (Kellogg y Vega, 1995). Estas mediciones también sugirieron una transferencia de movimiento desde la colisionante microplaca de Panamá hacia el bloque Norandino, responsable de su movimiento o escape hacia el norte y de parte de su deformación interna. Adicionales estudios de sismicidad y mediciones geodésicas satelitales adquiridas en los años 1991, 1994, 1996 y 1998 confirman la existencia de la microplaca rígida de Panamá, la cual incluye parte de Costa Rica y converge en sentido oeste-este con el bloque Norandino (Trenkamp et al., 2002).

La microplaca de Panamá, junto con el denominado bloque Chocó, hacen parte del arco volcánico de islas de Panamá o de Centro América (Taboada et al., 2000), también llamado bloque Chocó-Panamá (Suter et al., 2008). Los modelos tectónicos recientes plantean que el bloque Chocó (que incluye la Serranía del Baudó y la parte nororiental de Panamá) fue acrecido al flanco noroccidental de la Cordillera Occidental, como consecuencia de la colisión del arco de islas de Panamá y Sur América, acaecida durante

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el Mioceno tardío y el Plioceno (Duque-Caro, 1990; Mann y Corrigan, 1990; Taboada et al., 2000). En estos modelos, la Zona de Falla de Uramita y la Zona de Deformación de Istmina constituyen la sutura del bloque Chocó con el noroccidente de la Cordillera Occidental. La definición de esta zona de sutura indica por tanto que los arcos de Dabeiba y de Sautatá, hacen parte del bloque Chocó.

El bloque Norandino corresponde a una porción altamente deformada del noroccidente de Sur América, localizado entre el bloque Chocó-Panamá y las placas de Sur América, Caribe y Nazca (Suter et al., 2008). Las más importantes estructuras tectónicas situadas al oriente del Sistema de Fallas de Uramita y extremo norte de la Cordillera Occidental corresponde a los Cinturones Deformados de San Jacinto y Sinú, compuestos por rocas sedimentarias oceánicas del Terciario y el Cretácico, como resultado de dos periodos consecutivos de acreción y deformación durante el Cenozoico temprano y el Cenozoico tardío respectivamente (Duque-Caro, 1980; Taboada et al., 2000).

La zona de convergencia entre la microplaca de Panamá y el bloque Norandino constituye por tanto una zona de colisión activa arco de isla-continente, que no ha sido definida con precisión, ya que algunos autores la sitúan en la zona de frontera de Colombia y Panamá, sin indicar la estructura que lo representa y otros consideran que corresponde a la falla de Uramita.

Recientes estudios tectónicos y estructurales que incluyen la zona limítrofe de la microplaca de Panamá y el bloque Norandino (región de Urabá) con base en información geológica, sísmica, de sensores remotos y de campos potenciales han permitido diferenciar discontinuidades corticales regionales y estimar el espesor de las secuencias sedimentarias que rellenan las cuencas de Atrato-San Juan, Urabá y Sinú. Las discontinuidades coinciden con la trinchera de Colombia y Ecuador, las fallas del sur de Panamá, Uramita y Murindó, así como el cinturón deformado del norte de Panamá y el cinturón deformado del Caribe Sur. Estos estudios sin embargo, no definen el límite entre la microplaca de Panamá y el bloque Norandino.

Se presenta por tanto un modelo estructural de la zona límite entre la microplaca de Panamá y el Bloque Norandino, a partir de la interpretación de imágenes de radar, cartografía geológica, anomalías de campos potenciales y líneas sísmicas. Este modelo intenta definir de manera más precisa los rasgos geológicos y ambiente tectónico de dicha zona, que contribuya a dilucidar el límite entre estas dos unidades tectónicas.

1.2 ÁREA DE ESTUDIO

El área de estudio, se localiza al noroccidente de Sur América y al occidente de la zona limítrofe de Colombia y Panamá, conocida como región del Urabá, en los departamentos de Chocó, Antioquia y Córdoba. El clima de la región de Urabá es tropical húmedo, con temperaturas de 27° a 40° Celsius, un periodo de lluvias de abril a noviembre y un periodo seco de diciembre a marzo. La precipitación media anual es de 215.35 mm, con precipitaciones máximas de 319.2 mm en mayo, 264.1 mm en julio, 265.9 en octubre y 254.2 en noviembre. Durante el periodo seco las precipitaciones mínimas son de 94.6 mm en febrero, con despliegue de las máximas temperaturas y el influjo de los frescos vientos del nordeste que moderan el sofocante calor.

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Con una extensión de 17.635 km2, la zona de estudio se extiende desde las estribaciones orientales de la serranía del Darién, al oeste, hasta la serranía de Abibé, al este, y desde inmediaciones del curso del río Sucio, al sur, hasta el sector norte del golfo de Urabá y estribaciones meridionales de la serranía Abibé, al norte, enmarcada en un polígono inscrito dentro de las coordenadas geográficas 76°15’00” a 77°10’00” de longitud occidental y 7°20’00” a 8°55’00” de latitud norte, o las correspondientes coordenadas cartesianas con origen Bogotá 760.343mE a 660.244mE y 1.302.833mN a 1.479.008mN (figura 1.1). Los vértices noroccidental (1), nororiental (2), suroriental (3) y suroccidental (4) del polígono que enmarca la zona de estudio, están definidos por las coordenadas cartesianas con origen Bogotá que se relacionan en el cuadro 1.1.

Cuadro 1.1. Coordenadas cartesianas con origen Bogotá de los vértices del polígono que enmarca la zona de estudio en la región de Urabá

COORDENADAS ORIGEN BOGOTÁ

Vértice Este (X) Norte (Y)

1 NW 660.244 1.479.008

2 NE 760.343 1.479.008

3 SW 660.244 1.302.833

4 SE 760.343 1.302.833

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Figura 1.1 Localización del área de estudio (recuadro)

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1.3 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA

Se han propuesto varios modelos tectónicos para la región noroccidental de Sur América y oriental de Centro América, los cuales en su gran mayoría plantean la existencia de un bloque Panamá-Chocó que colisionó con el bloque Andes Norte. Con base en reciente información sismológica y de mediciones geodésicas satelitales del proyecto CASA, otros modelos plantean la existencia de una microplaca de Panamá independiente, que colisiona actualmente con el bloque de los Andes Norte. Los autores que se inclinan por la existencia del bloque Panamá-Chocó, normalmente coinciden en indicar que el límite de este con el bloque de los Andes Norte, está definido por la falla de Uramita y la zona de deformación de Istmina. La falla de Uramita es considerada como una falla de rumbo con evidencias de transpresión, como una falla transpresional lateral izquierda y como una falla de cabalgamiento con vergencia hacia el oeste. Se ha establecido que la zona de deformación de Istmina está conformada por fallas de rumbo dextrales.

Por otra parte, los autores que postulan la existencia de la microplaca de Panamá con base en información sismológica y de mediciones geodésicas satelitales del proyecto CASA, indican que el límite de esta con el bloque de los Andes Norte, se encuentra en una zona de deformación difusa situada en inmediaciones de la zona de frontera de Colombia y Panamá, es decir, dicho límite no está exactamente definido. Se ha establecido que esta zona de deformación contiene una serie de fallas de cabalgamiento con tendencia noroeste y fallas de rumbo de desplazamiento lateral izquierdo que se extiende dentro de Suramérica (Mann & Corrigan, 1990; Mann & Kolarsky, 1995; Cowan et al., 1998).

Adicional a estos modelos, otros autores, postulan que el bloque Panamá-Chocó, corresponde a un arco de islas doble, el cual se adosó al bloque Andes Norte, primero por la colisión del arco de Dabeiba, seguida tiempo después por la colisión del arco de Baudó. Es decir, además de la zona de sutura definida por la falla de Uramita y la zona de deformación de Istmina, existe otra zona de sutura ubicada entre los arcos de Dabeiba y de Baudó.

En resumen, se puede establecer que hay al menos tres modelos tectónicos para esta región, todos con el requerimiento de ser verificados mediante nueva información proveniente de estudios detallados. Teniendo en cuenta que las mediciones geodésicas satelitales del proyecto CASA, sugieren firmemente la existencia de la microplaca de Panamá y su colisión contra el bloque Andes Norte, quedan entonces planteadas las preguntas de: ¿donde se localiza realmente el límite tectónico que separa estas dos unidades tectónicas?, y ¿cuáles son las estructuras geológicas presentes en dicha zona límite? Tratar de responder esta última pregunta es el objetivo del presente estudio, mediante el planteamiento de un modelo estructural de la zona límite entre la microplaca de Panamá y el bloque Andes Norte.

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Figura 1.2. Mapa generalizado de rasgos tectónicos del noroccidente de Suramérica y el istmo de Panamá (Tomado de Mora, 1995; en Mora y Orodñez, 2001)

1.4 JUSTIFICACIÓN

La divergencia de interpretaciones sobre la localización y características estructurales del límite de la microplaca de Panamá y el bloque Norandino, se explica en parte por el bajo conocimiento geológico que de esta zona se tiene, en particular de la parte baja de la cuenca hidrográfica del río Atrato y del Golfo de Urabá, donde se localizan el extremo norte de la cuenca del Atrato y la cuenca de Urabá. Debe tenerse en cuenta que las cuencas del Atrato y de Urabá, además de ser muy extensas, se encuentran cubiertas en gran medida por depósitos cuaternarios y las aguas del Golfo de Urabá que enmascaran la litología y estructuras de las unidades pre-cuaternarias.

Un mejor conocimiento de la parte baja de la cuenca del río Atrato, mediante el planteamiento de un modelo estructural a partir de la interpretación de datos de campos potenciales, satelitales, aerotransportados y de superficie, integrado con información de sensores remotos, líneas sísmicas y cartografía geológica, puede contribuir a esclarecer el límite entre la microplaca de Panamá y el bloque Norandino, ya que incluye información tanto de superficie como del subsuelo.

La definición de las características estructurales de dicha zona permitirá tener nuevos elementos de juicio para comprender el ambiente tectónico en el cual estas estructuras se desarrollaron y evaluar el potencial del área de estudio en cuanto a recursos energéticos y mineros, así como de los procesos o fenómenos geológicos que pueda tener impacto en la comunidad.

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1.5 OBJETIVOS

Dentro de los objetivos planteados en este trabajo se tiene el de carácter general y los específicos.

1.5.1 Objetivo General

El objetivo general de este trabajo es establecer el modelo estructural de la zona límite de la microplaca de Panamá y el bloque Norandino, localizada en la parte baja de la cuenca del río Atrato y en la serranía de Abibé-Las Palomas, correspondientes respectivamente a la cuenca de Urabá y parte occidental de la cuenca Sinú–San Jacinto, a partir del modelamiento directo e inverso de anomalías de campos potenciales derivados de datos magnéticos y de gravedad satelitales, aéreos y de superficie, integrados con información geológica, datos de perforaciones, de sensores remotos y sísmica.

1.5.2 Objetivos Específicos

Como parte de los objetivos específicos se tiene:

• Realizar el análisis estructural de la parte baja de la cuenca del río Atrato y la serranía Abibé, en la zona correspondiente a la cuenca de Urabá y parte occidental de la cuenca Sinú-San Jacinto a partir de la interpretación de imágenes de sensores remotos y verificación de campo.

• Adelantar una campaña de adquisición de datos magnetométricos y gravimétricos de superficie, especialmente en la parte baja de la cuenca del Atrato, que permita detectar contrastes en densidad y susceptibilidad magnética e integrar las anomalías gravimétricas y magnéticas con aquellas detectadas a partir de estudios geofísicos satelitales y aerotransportados.

• Realizar una medición sistemática de densidades y susceptibilidades magnéticas, en muestras de roca colectadas en campo para integrar la información geológica y geofísica

• Realizar el modelamiento directo e inverso de anomalías de campos potenciales, integrado con datos de perforaciones y líneas sísmicas

• Realizar un modelo estructural tridimensional integrando información de superficie y del subsuelo.

• Mejorar el conocimiento de las estructuras geológicas del área de trabajo y contribuir a definir en forma más precisa sus rasgos tectónicos.

• Adicionalmente, aportar nueva información a partir de los resultados de este modelamiento, que contribuya a mejorar la planificación de las campañas de exploración de recursos energéticos y mineros en la zona.

• Optar al título de Maestría en Ciencias - Geofísica de la Universidad Nacional de Colombia.

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1.6 ANTECEDENTES

Case et al. (1971) hacen referencia que el marco tectónico del noroccidente de Sur América y el arco volcánico de Centro América ha sido objeto de muchos debates desde mediados del pasado siglo XX y presentan una síntesis de los modelos que algunos autores propusieron por aquellos años, en términos de la naciente tectónica de placas. Entre las ideas incluidas en estos modelos se encuentran: a) el arreglo eugeosinclinal (del geosinclinal de Bolívar) presenta un espectro completo de rocas sedimentarias y cristalinas que han sido acarreadas por la placa oceánica contra el continente Suramericano; b) los materiales expuestos del eugeosinclinal fueron raspados del basamento oceánico a medida que la placa oceánica subducía bajo el continente; c) la evolución tectónica de los Andes fue originada por el movimiento hacia el occidente del Escudo de la Guayana con relación al Pacifico, el cual se debió en parte al enterramiento del material simático oceánico bajo el continente y que adicionalmente fue responsable del doblamiento hacia abajo de la corteza oceánica, resultando en la formación del geosinclinal (de Bolívar); d) las zonas de Benioff saltaron sucesivamente hacia el occidente con el transcurrir del tiempo; e) el eugeosinclinal mesozoico representa una zona de flujo bajo y la falla de Romeral puede representar un borde actual de dicha zona; f) en el Terciario, la zona de Benioff saltó hacia el occidente hasta el piedemonte occidental de la Cordillera Occidental y en el Cenozoico tardío saltó más al occidente hasta el sitio mar adentro de la extensión norte de la trinchera Perú-Chile.

Case et al. (1971) interpretaron las anomalías gravimétricas positivas sobre la Serranía del Baudó como una cordillera de corteza oceánica o una cadena de islas oceánicas volcánicas que posiblemente hacían parte del arco volcánico de Centro América. Acogiéndose a las ideas de que en el Mesozoico la placa de Sur América estuvo derivando hacia el occidente y posiblemente en aquel mismo tiempo Centro América y Sur América se movían relativamente la una con respecto a la otra, deformando la porción norte del istmo de Panamá y llevándola a su actual forma de S, especularon que la parte sur del istmo colisionó en el Plioceno, cuando los Andes iniciaron un vigoroso levantamiento. Igualmente indican que los fuertes gradientes gravimétricos localizados sobre los flancos de la cuenca Atrato-San Juan sugieren que esta corresponde a un gigantesco graben ocupado por una espesa secuencia de rocas sedimentarias del Terciario, separado de la cuenca de Sinú-Urabá por el arco de Sautatá, el cual se asemeja a un horst por los altos gravimétricos que lo limitan. La cuenca Atrato-San Juan puede representar una zona terciaria de subducción que fue el primer ramal de la trinchera Perú-Chile. Cuando la zona de subducción (zona de Benioff) se desplazó hacia el occidente, la subducción de la Placa Pacifica a lo largo de la actual extensión de la trinchera Perú-Chile levanto la vieja corteza en la región de la Serranía de Baudó. Adicionalmente indican que los fuertes gradientes entre la cuenca Sinú-Urabá y el arco de Sautatá sugieren la presencia de una falla con buzamiento hacia el este, que los separa. A partir de anomalías de intensidad de campo magnético total, Case et al. (1971) postulan que el graben localizado en la parte baja del río Tanela es la continuación al noroccidente del graben de Atrato-San Juan. Este modelo no explica satisfactoriamente la continuidad de la Cuenca Atrato-San Juan con la cuenca axial terciaria de Panamá, al menos que la zona de subducción se hubiera partido de manera tal, que la zona principal se encuentre paralela a la actual costa norte de Colombia y la zona menor continúe hacia el norte dentro de Panamá.

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Pennington (1981; en Adamek et al., 1988) sugiere que Panamá es una placa de límites difusos, en la cual la deformación sísmica resulta de una compresión este-oeste en el oriente de Panamá. Mann y Burque (1984; en Adamek et al., 1988) modificaron posteriormente este modelo y propusieron que una tectónica rumbo deslizante puede ser el estilo tectónico dominante en Panamá, con fallas de rumbo orientadas regionalmente en dirección noroeste, que permiten el movimiento de Panamá hacia el noroeste respecto de la margen colombiana.

Kellogg et al. (1985) indican que existe un acuerdo general en cuanto a la convergencia de las placas del Caribe, Nazca y Sur América, pero que las direcciones de los movimientos relativos y la ubicación de los límites de las placas no habían sido bien definidos. Plantean que la sismicidad y los desplazamientos de las fallas en el Cuaternario no pueden ser explicados por medio de una simple triple unión de las placas del Caribe, Nazca y Sur América, y que la tectónica actual de la región puede ser explicada con dos microplacas adicionales: los bloques de Panamá y Andes Norte. El bloque Panamá corresponde a la parte más oriental de Centro América (Costa Rica y Panamá), comprendida entre los cinturones deformados y sísmicamente activos de Panamá Norte y de Panamá Sur, de orientación general este-oeste. El bloque Andes Norte corresponde a la cuña más norte de la Cordillera de los Andes. Los datos sísmicos muestran que estos bloques fueron desplazados hasta llegar a cabalgar a la placa del Caribe. La placa de Nazca esta subduciendo rápidamente bajo el bloque Andes Norte y deslizándose hacia el este con respecto al bloque Panamá a lo largo de un límite de falla de transformación de deslizamiento lateral izquierdo y el bloque Andes Norte está deslizándose lentamente hacia el norte y noreste respecto de la placa de Sur América. Igualmente Kellogg et al. (1985) infieren a partir de datos geológicos y sísmicos que el bloque Andes Norte se mueve cerca de 1.0 + 0.2 cm por año hacia el noreste con respecto a Sur América y cerca de 1.7 + 0.7 cm por año hacia el noroeste respecto a la placa Caribe.

Un modelo cinemático de bloques presentado por Dewey y Pindell (1985), basado en desplazamientos estimados desde hace 9 Ma, propone que el Bloque Central (Norandino) se ha movido cerca de 290 km a 31 mm/a hacia el nororiente con respecto a Suramérica, donde el Bloque Maracaibo se ha movido más hacia el norte debido a 105 km de desplazamiento sinextral sobre la falla de Santa Marta-Bucaramanga a razón de 12 mm/a. Sin embargo, tales modelos de bloques resultaron frágiles respecto a pequeños cambios en las asunciones, como lo muestra la revisión de Dewey y Pindell (1986), que conllevó a que el movimiento del Bloque Cordillera Central fuera cambiado a 150 km ESE con respecto a Sur América (casi ortogonal a lo previsto en los modelos previos).

Adamek et al. (1988) indican que los tres tipos de límites de placas: zona de subducción, falla de transformación y centro de expansión están presentes en las áreas oceánicas adyacentes alrededor de Panamá, pero la geometría de una placa de Panamá en si, no es clara. Mediante la relocalización de hipocentros y epicentros de cerca de 50 sismos de magnitud mb mayor de 4 y la determinación de la profundidad focal para el posterior modelamiento de ondas telesísmicas de corto periodo Adamek et al. (1988) plantean que la Zona de Fractura de Panamá, el Cinturón Deformado de Panamá, la falla rumbo deslizante del sur de Panamá (postulada por Jordan, 1975 y Hey, 1977) y la zona de deformación del oriente de Panamá constituyen límites difusos de la microplaca de Panamá. Para el oriente de Panamá relocalizaron 36 eventos de magnitud mb mayor de 5, los cuales ocurrieron entre 1964 y 1985, concluyendo que la actividad sísmica refleja una

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compresión este-oeste y que la cercana triple unión de las placas del Caribe, Nazca y Sur América, es difusa.

Duque-Caro (1990) indica que en la zona de convergencia de Centro y Sur América se encuentran varios elementos estructurales y litogénicos que han sido descritos como provincias geológicas o terrenos (i.e. Bloque Chocó, Provincia San Blas-Darién, Terreno Chocó, Provincia Cordillera Occidental, Terreno Chocó, Terreno Cañas Gordas, Terreno Atrato-San Juan-Tumaco y Terreno Baudó). Señala que información geológica de campo proveniente del flanco noroccidental de la Cordillera Occidental permite restringir la interpretación de los elementos litogénicos de esta región y evaluar con mayor precisión el Bloque Chocó definido por Dengo (1983), el cual incluye la mayoría de estos elementos litogénicos. De esta manera el Bloque-Chocó de Duque-Caro (1990) comprende el istmo de Panamá al oriente de la Zona del Canal, los arcos de Dabeiba y Baudó, la zona deformada de Istmina y las zonas de falla de Atrato, Uramita, Baudó y Panamá.

Las mediciones geodésicas satelitales obtenidas en el proyecto CASA en el periodo 1988-1991 aportaron las primeras evidencias de la existencia de la microplaca rígida Panamá-Costa Rica y de su colisión con el bloque Norandino, a una tasa promedio de 25 mm/a, teniendo como marco de referencia una placa de Sur América fija (Kellogg y Vega, 1995). Estas mediciones también sugirieron una transferencia de movimiento desde la colisionante microplaca de Panamá-Costa Rica hacia el bloque Norandino, responsable de su movimiento o escape hacia el norte y de parte de su deformación interna. En este proceso de colisión, el comportamiento mecánico del arco de Panamá puede ser aproximado al de un “indentador” rígido. La zona de sutura del arco de Panamá-Chocó y Sur América corresponde a la falla del Atrato, localizada sobre la margen occidental de la Cordillera Occidental de Colombia, la cual gira hacia el suroccidente a lo largo de la zona de falla de Istmina o Garrapatas hasta unirse con la trinchera Colombia. Adicionales estudios de sismicidad y mediciones geodésicas satelitales adquiridas en los años 1991, 1994, 1996 y 1998 confirman la existencia de la microplaca rígida de Panamá, la cual incluye parte de Costa Rica y su convergencia en sentido oeste-este con el bloque Norandino (Trenkamp et al., 2002).

La complejidad tectónica del área ha sido puesta de manifiesto por muchos autores, entre otros por Mann & Kolorsky (1995), quienes colocan la zona limite o zona de colisión entre la microplaca de Panamá y el Bloque de los Andes Norte cerca de la frontera de Colombia y Panamá.

Bird (2003) presenta una completa compilación de la tectónica del noroccidente de Sur América y el oriente de Centro América, con un grupo de límites de placas interpretado a partir de topografía, vulcanismo y sismicidad, tomando en cuenta las velocidades relativas de las placas y a partir de anomalías magnéticas, soluciones de tensor de momento y geodesia. Bird (2003) seleccionó la falla de cabalgamiento Pirre como el límite entre los bloques de Panamá y Andes Norte, ya que está asociada con un pequeño parche de terremotos de más de 70 km de profundidad, aunque otros cabalgamientos comparten el acortamiento que ocurre por cerca de 100 km al este y oeste.

Compilando observaciones a partir de sísmica, gravimetría, magnetometría, tomografía y técnicas satelitales, Cediel et al. (2003) presentó el ensamblaje tectónico del Bloque Norandino, definiendo cuatro dominios que incluyen el Escudo de Guyana, la Subplaca de Maracaibo, la Subplaca Continental Central y el Dominio Tectónico Occidental.

1-11

Hernández (2006), desarrolló el primer modelo completo del noroccidente de Sur América a partir de la integración de anomalías magnéticas y de gravedad satelitales, aéreas y de superficie. Con base en observaciones magnéticas y de gravedad cartografió las principales anomalías medidas en cientos de kilómetros, proveyendo los únicos elementos sobre zonas de límites de placas de la interface corteza-manto a profundidades mayores de 56 km. Según Hernández (2006), los datos aéreos y de superficie de los campos de gravedad y magnético, permiten determinar anomalías regionales y locales en decenas de kilómetros a kilómetros respectivamente, cuya interpretación puede llevar a la definición de rasgos tectónicos someros en las zonas de límites de placas y en las regiones intraplaca; la integración de observaciones multi-altitud de campos magnéticos y de gravedad conllevan también a interpretaciones a diferentes profundidades, suministrando un completo modelo tridimensional de la corteza, desde la superficie hasta la interface con el manto o el MOHO. Las anomalías magnéticas de la corteza han sido ampliamente asociadas con las variaciones de magnetización a lo largo de los límites de placas tectónicas.

Según Suter et al. (2008), en la zona de convergencia de las tres principales placas (Nazca, Caribe y Sur América), los bloques de Chocó-Panamá, Andes Norte y Maracaibo se están moviendo y deformando como consecuencia de los esfuerzos resultantes. El bloque Chocó-Panamá es un arco volcánico asociado a corteza oceánica (Restrepo & Toussaint, 1988), que está colisionando dentro del NW de Sur América con una dirección E a ESE. El inicio de la colisión no ha sido determinado con precisión, pero está comprendida entre el Mioceno temprano y el Plioceno temprano (Pennington, 1981; Restrepo y Toussaint 1988; Duque-Caro, 1990; Mann & Corrigan, 1990; Van der Hilst & Mann & Mann, 1994; Taboada et al., 2000; Trenkamp et al., 2002). El bloque Chocó-Panamá se encuentra limitado al oriente por la transpresiva zona de falla de Uramita, de desplazamiento lateral izquierdo, y al sur por la zona de falla de Istmina, de desplazamiento lateral derecho (Duque-Caro, 1990; Taboada et al., 2000). Debido a su flotabilidad, el bloque Choco-Panamá no subduce bajo Sur América y es considerado como un “indentador” rígido, el cual induce deformación al norte de los 5°N alcanzando las tierras bajas de la Cordillera Oriental unos 600 km al oriente. Esto corresponde a un acortamiento horizontal (Audemard, 2002; Trenkamp et al., 2002). Adicionalmente, se considera que esta colisión es la responsable de la última y más importante fase de levantamiento en los Andes colombianos, la cual corresponde a la fase tectónica Andina que afectó las tres cordilleras (Taboada et al., 2000; Cortés et al., 2005).

El arco del Chocó es el segmento oriental del arco doble de Panamá (del segmento occidental hace parte el arco centro americano de Chorotega). El arco de Chocó mantiene una vergencia hacia el nororiente y el arco de Chorotega mantiene una vergencia aproximadamente hacia el norte. El arco Chocó comprende los terrenos Cañas Gordas y Baudó, los cuales fueron reconocidos y descritos por Etayo et al., (1983) y Duque-Caro (1990). El terreno Cañasgordas está compuesto de una secuencia vulcano-sedimentaria oceánica del Cretáceo medio a tardío.

1.7 METODOLOGÍA

La metodología utilizada para alcanzar los objetivos planteados en este trabajo comprendió las siguientes fases o etapas:

1-12

1.7.1 Compilación y Revisión de Información

Durante esta etapa se adelantó la compilación y revisión de información topográfica, geológica, de pozos exploratorios, líneas sísmicas e imágenes de radar, gravimétrica y magnetométrica de superficie, aérea y satelital, aplicable a la zona de trabajo y disponible en el IGAC, INGEOMINAS, EPIS, NASA y Universidad Nacional de Colombia, entre otros.

Dentro de la información compilada y revisada se encuentran las planchas topográficas, planchas geológicas, modelos digitales del terreno, imágenes de radar INTERA, anáglifo presentado en informes de La Universidad Nacional de Colombia para la Agencia Nacional de Hidrocarburos, elaborado con imágenes PALSAR y TERRASAR y un modelo digital del terreno, bases de datos de aerogravimetría y aeromagnetometría, registros estratigráficos de dos pozos exploratorios, imágenes de líneas sísmicas, artículos e informes geológicos, entre los cuales se encuentran los de la Universidad Nacional de Colombia para la Agencia Nacional de Hidrocarburos.

1.7.2 Procesamiento e Interpretación de Imágenes de Radar

Durante esta etapa se procesaron 32 imágenes de radar INTERA para conformar un mosaico y a partir de este, un anáglifo. Posteriormente se interpretó el mosaico anáglifo para diferenciar unidades litoestratigráficas y estructuras geológicas mayores. Este anáglifo se unió con el anáglifo elaborado con imágenes PALSAR y TERRASAR en los estudios de la Universidad Nacional para la Agencia Nacional de Hidrocarburos, para obtener una imagen con cubrimiento total de la zona de estudio.

1.7.3 Diseño de Campañas Geológica y Geofísica

Durante esta fase se planeo el trabajo de campo para la revisión de la cartografía geológica existente y la interpretación de las imágenes de radar, la obtención de muestras de roca y la adquisición de datos gravimétricos y magnéticos.

Se planeó que la revisión de la cartografía geológica y la toma de muestras de roca fuera realizada conjuntamente a lo largo del mayor número posible de carreteables que atraviesan la zona. De forma similar, la adquisición de datos gravimétricos y magnéticos serían realizados a lo largo de las vías carreteables Caucheras-Belén de Bajirá-Riosucio, El Tigre-El Cuarenta, Finca El León-Bajirá y San Martín-Carepa-Piedras Blancas, con distancias de 500 m entre estaciones.

Las bases magnetométricas serían ubicadas en Apartadó y Belén de Bajirá y las bases gravimétricas se ubicarían en Apartadó, Carepa, El Tigre y Caucheras.

El circuito de calibración del gravímetro se realizó el 28 de marzo de 2009 haciendo mediciones en las estaciones gravimétricas ubicadas en el Colegio San Bartolomé de Bogotá, en el atrio de la iglesia principal de Albán y en el Museo del Río Magdalena de Honda, según la metodología establecida para esta clase de trabajos.

1-13

1.7.4 Trabajo de Campo

Durante la fase de campo se realizó la revisión de la cartografía geológica publicada y la interpretación de las imágenes de radar, así como la toma de muestras de roca de las diferentes unidades litoestratigráficas, toma de muestras de petróleo en algunos rezumaderos localizados en la Serranía de Abibé y se adelantaron dos campañas de obtención de datos gravimétricos y magnetométricos terrestres.

Los datos gravimétricos se adquirieron a lo largo de cuatro transectas y los datos magnéticos a lo largo de tres transectas, con estaciones cada 500 m, aprovechando vías carreteables sobre la zona plana de la parte baja de la cuenca del río Atrato.

El circuito de calibración del gravímetro se realizó el 28 de marzo de 2009 haciendo mediciones en las estaciones gravimétricas ubicadas en el Colegio San Bartolomé de Bogotá, en el atrio de la iglesia principal de Albán y en el Museo del Río Magdalena de Honda, según la metodología establecida para esta clase de trabajos.

Las campañas de adquisición de datos gravimétricos y magnéticos incluyó la realización de: un circuito entre las bases gravimétricas de Apartadó, Carepa, El Tigre, Campamento y Caucheras, para determinar el valor de gravedad en cada una de ellas, lo mismo que la medición simultánea en las bases magnetométricas de Apartado y Belén de Bajirá, para determinar la diferencia en el valor del campo magnético total entre ellas.

1.7.5 Trabajo de Laboratorio

Esta fase comprendió la medición en laboratorio de susceptibilidades magnéticas y densidades de muestras de roca colectadas en campo.

1.7.6 Procesamiento de la Información Geofísica

Esta fase comprendió el procesamiento de los datos gravimétricos y magnéticos de superficie obtenidos en campo. Inicialmente los datos magnetométricos fueron depurados mediante la eliminación de los valores por fuera de rango, es decir, con diferencias mayores a 5 nT respecto de los valores más similares o más repetitivos. Seguidamente se aplicaba la corrección diurna para posteriormente obtener las anomalías y las reducciones al polo y al ecuador magnéticos. De los datos gravimétricos fueron obtenidas las anomalías de aire libre y de Bouguer.

Modelamiento directo de anomalías de campos potenciales a partir de modelos teóricos con datos de propiedades físicas.

Obtención de modelos gravimétricos y magnetométricos a escala regional a partir de observaciones aéreas y satelitales. Estos modelos sirvieron de complemento a los modelos obtenidos con datos de superficie.

1-14

Modelamiento inverso a partir de datos de gravimetría y magnetometría terrestre adquiridos en campo, integrados con geofísica aérea y satelital e información sísmica y datos de pozos.

1.7.7 Análisis de Resultados

Análisis de resultados a la luz de los trabajos geológicos y geofísicos adelantados en el área, para la definición de rasgos estructurales y geometrías de unidades litoestratigráficas presentes en la zona de límite de placas.

1.7.8 Elaboración de Informe Final

Elaboración del informe final incluyendo: antecedentes, metodología, marco teórico, interpretación de las imágenes de radar, cartografía geológica, interpretación de las líneas sísmicas, interpretación de anomalías de campos potenciales, modelamiento de anomalías gravimétricas y magnéticas, integración de modelos, conclusiones y recomendaciones.

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

2 MARCO TEÓRICO

Se presenta una síntesis de los fundamentos teóricos básicos de la observación remota y los métodos potenciales y sísmicos, así como generalidades sobre los arcos de islas.

2.1 FUNDAMENTOS DE LA OBSERVACIÓN REMOTA

La teledetección u observación remota se define como la técnica que nos permite obtener información a distancia de la superficie terrestre y de los objetos situados sobre ella. Para que la observación remota sea posible, es necesario que exista entre los objetos y el sensor algún tipo de interacción o flujo energético, que los ponga en relación. El flujo energético puede proceder de la superficie terrestre por reflexión o por emisión propia de algún tipo de energía. Por lo tanto se adquiere información de ella por reflexión, por emisión y por emisión-reflexión. La reflexión es la forma más importante de teledetección, que deriva directamente de la luz solar. El Sol ilumina la superficie terrestre, la cual refleja esa energía en función del tipo de cubierta presente sobre ella. La energía reflejada es captada por el sensor, que la transmite posteriormente a las estaciones receptoras. Entre superficie y sensor se interpone la atmosfera que dispersa y absorbe parte de la energía original. Similarmente la observación remota puede basarse en la energía emitida por las propias cubiertas, o en la que podría generar el mismo sensor y ser captada después de ser reflejada por la superficie terrestre (Chuvieco, 1990).

El flujo energético entre la cubierta terrestre y el sensor constituye una forma de radiación electromagnética que se transfiere por procesos de convección, conducción y radiación. La radiación constituye la base de los principales sistemas de teledetección. Según la teoría ondulatoria, la energía electro-magnética se transmite de un lugar a otro siguiendo un modelo armónico y continuo, a la velocidad de la luz, conteniendo un campo de fuerza eléctrico ortogonal a un campo de fuerza magnético (Chuvieco, 1990).

2.1.1 El Espectro Electromagnético

Cualquier clase de energía radiante se define en función de la longitud de onda o la frecuencia. Aunque la sucesión de valores de longitudes de onda es continua, se establece un conjunto de bandas en donde la radiación electromagnética mantiene un comportamiento similar, denominado espectro electromagnético. Este comprende desde las longitudes de onda más corta, medidas en micrómetros, hasta las más largas, medidas en centímetros o en metros. En teledetección se destacan varias bandas espectrales, que corresponden a las más empleadas: visible, infrarrojo próximo, infrarrojo medio, infrarrojo lejano o térmico y microondas (Cuadro 2.1).

2-2

Cuadro 2.1. Bandas del espectro electromagnético (Chuvieco, 1990)

Banda espectral Longitud de onda Características

Visible 0.4 - 0.7 µm Corresponde a la única radiación que percibe el ojo humano.

Infrarrojo próximo 0.7 - 1.3 µm Importancia para discriminar masas vegetales y concentraciones de humedad.

Infrarrojo medio 1.3 - 8.0 µm

Se entremezclan los procesos de reflexión de la luz solar y de emisión de la superficie terrestre. Se usa para estimar contenido de humedad en la vegetación y detección de focos de alta temperatura.

Infrarrojo lejano o térmico 8.0 - 14.0 µm Detecta el calor proveniente de la mayor parte

de la cubierta terrestre

Microondas > 0.1 cm De gran interés por ser una tipo de energía transparente a la nubosidad. Corresponde a la banda espectral usada por los radares.

Figura 2.1 Esquema del espectro electromagnético indicando las frecuencias, longitudes de onda y rangos espectrales utilizados en imágenes de sensores remotos

(Tomado de Chuvieco, 1996).

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2.1.2 Unidades de Medida

Para que pueda producirse una observación remota de la superficie terrestre es preciso que el censor detecte un flujo energético proveniente de esta. Este flujo tiene una intensidad determinada proveniente de, o dirigida a una unidad de superficie, con una dirección concreta (Chuvieco, 1990):

• Energía radiante (Q): Indica el total de energía radiada en todas las direcciones; se mide en julios (J).

• Densidad radiante (W): Total de energía radiada en todas las direcciones por unidad de volumen; se mide en julios por metro cúbico (J m3).

• Flujo radiante (Ф): Total de energía radiada en todas las direcciones por unidad de tiempo; se mide en vatios (W).

• Emitancia o excitancia radiante (M): Total de energía radiada en todas las direcciones desde una unidad de área y por unidad de tiempo; se mide en vatios por metro cuadrado (W m2).

• Irradiancia radiante (E): Total de energía radiada sobre una unidad de área y por unidad de tiempo. Es equivalente a la emitancia, si bien ésta indica la energía emitida, mientras la irradiancia refiere a la incidente (W m2).

• Intensidad radiante (I): Total de energía radiada por unidad de tiempo y por ángulo sólido (Ω), el cual trata de un ángulo tridimensional que se refiere a la sección completa de la energía transmitida y se mide en estéreo-radiantes. Por tanto la intensidad radiante se mide en vatios por estéreo-radian (W sr1).

• Radiancia (L): Total de energía radiada en una determinada dirección por unidad de área y por ángulo sólido de medida. Es un término fundamental en teledetección, ya que describe precisamente lo que mide el censor. Se cuantifica en vatios por metro cuadrado y estéreo-radián (W m2 sr1).

• Radiancia espectral (Lג). Indica el total de energía radiada en una determinada longitud de onda, por unidad de área y por ángulo sólido de medida. Por cuanto el censor detecta una banda particular del espectro, ésta es la medida más cercana a la observación remota. De igual forma que la radiancia, la emitancia e irradiancia pueden completarse con el calificativo de espectral (añadiendo el subíndice ג), cuando se refieren a una determinada longitud de onda.

• Emisividad (ε): Relación entre la emitancia de una superficie (M) y la que ofrecería un emisor perfecto, denominado cuerpo negro, a la misma temperatura (Mn).

• Reflectividad (ρ): Relación entre el flujo incidente y el reflejado por una superficie.

• Absortividad (α): Relación entre el flujo incidente y el que absorbe una superficie.

• Transmisividad (ح): Relación entre el flujo incidente y el transmitido por una superficie.

2-4

2.1.3 Principios de la Radiación Electromagnética

La cantidad de energía que contiene un flujo radiante es inversamente proporcional a su longitud de onda. Esta relación entre flujo de energía y longitud de onda se establece con base en la ley de Planck (Chuvieco, 1990):

−

=

1exp

2,

5

2

kT

hc

hcMn

λλ

πλ (Ec. 2.1)

Donde M: emitancia radiactiva espectral de un cuerpo negro a una determinada longitud de onda (λ);

h: constante de Planck (6.626 x 1034 Ws2);

h: constante de Boltzmann (1.38 x 10 -23 W s2 K-1);

c: la velocidad de la luz;

λ: la longitud de onda y

T: la temperatura absoluta de un cuerpo negro (en grados Kelvin)

Esta expresión se puede simplificar sustituyendo algunos términos por constantes:

−

=

1exp

,25

1

kT

c

cMn

λ

λ (Ec. 2.2)

Donde: c1 = 3.741 x 108 W m-2 µm4 y

c2 = 1.438 x 104 µm K.

La formula de Planck señala que cualquier cuerpo por encima del cero absoluto (-273ºC) radia energía, la cual se incrementa con la temperatura. A la vez, a mayor temperatura, dicho cuerpo radiará con más intensidad en longitudes de onda más cortas.

A partir de la formula de Planck puede calcularse la longitud de onda a la que se produce la máxima emitancia de un cuerpo negro conociendo su temperatura (T). Esta es la llamada ley de desplazamiento de Wien:

T

Kmµλ

2898max = (Ec. 2.3)

La ley de desplazamiento de Wien tiene gran importancia para seleccionar la banda más conveniente para detectar una determinada cubierta, siempre que se conozca su temperatura. Integrando la emitancia espectral de un cuerpo negro para todas las longitudes de onda, podemos calcular el total de energía que radia por unidad de superficie. Esta es la ley de Stefan-Boltzman:

4TMn σ= (Ec. 2.4)

2-5

Donde: σ: constante de Stefan-Boltzman (5.67 x 10-8 W m-2 K-4) y T: temperatura en grados Kelvin.

Es evidente que la emitancia de un objeto es función de su temperatura y que pequeños cambios en esta suponen notables modificaciones en su emitancia radiante. Por otra parte, conociendo la temperatura de un objeto emisor, se puede estimar también la irradiación incidente sobre el censor, por cuanto emitancia e irradiancia son funcionalmente equivalentes.

Se ha supuesto que las superficies naturales se comportan como cuerpos negros, lo que implica una notable simplificación. Por ello se han de corregir las fórmulas anteriores añadiendo un nuevo parámetro, la emisividad:

MnM ε= (Ec. 2.5)

La emitancia se define como el grado de similitud entre la emitancia radiante de un objeto y la que presentaría un cuerpo negro a la misma temperatura. Un cuerpo negro es un emisor perfecto, esto es, aquel que absorbe y emite toda la energía que recibe; un cuerpo blanco es un reflector perfecto, es decir no absorbe nada de la energía incidente, sino que la refleja por completo (emisividad = 0), mientras que un cuerpo gris es aquel que absorbe y emite energía de forma constante en distintas longitudes de onda. Cuando la emisividad varía con la longitud de onda, se emplea también el término de radiadores selectivos, los cuales son los más frecuentes en la naturaleza. Gracias a ese comportamiento particular, puede discriminarse de otro tipo de superficie en el infrarrojo térmico.

En definitiva, la energía emitida por un objeto es primariamente función de su temperatura, pequeños cambios en esta suponen una modificación sensible de la emitancia total. Por lo tanto, conociendo la temperatura de un objeto o cubierta en particular, será posible determinar la banda del espectro más indicada para su discriminación.

2.1.4 Interacción de la Atmosfera con la Radiación Electromagnética

La interacción de la radiación electro-magnética con las diversas coberturas terrestres no ocurre en el vacío, sino a través de la atmosfera. La atmosfera interfiere de formas diversas con el flujo radiante que actúa entre el sensor y la superficie terrestre. La atmósfera se compone de gases (anhídrido carbónico, oxígeno, ozono, nitrógeno y argón principalmente), vapor de agua y aerosoles. Entre estos componentes, - el anhídrido carbónico, el ozono y el vapor de agua -, son los principales responsables de la interacción con la energía electro-magnética. Su efecto es triple: (i) absorción de la energía en determinadas bandas del espectro, lo que limita la observación espacial a aquellas bandas en donde esta absorción es menos intensa o nula; (ii) dispersión de determinados flujos energéticos en función de su longitud de onda, y (iii) emisión, como todo cuerpo caliente, que tiene su mayor importancia en el infrarrojo térmico. Estos procesos introducen modificaciones, en ocasiones muy severas, a la radiación originalmente propagada entre la cubierta y el sensor. La atmósfera se comporta como un filtro selectivo a distintas longitudes de onda, de tal forma que en algunas bandas del espectro elimina prácticamente cualquier posibilidad de observación remota. Los principales causantes de esta absorción son:

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• Oxígeno atómico (O2), que filtra las radiaciones ultravioleta por debajo de 0,1 µm, así como pequeños sectores en el infrarrojo térmico y las microondas.

• Ozono (O3), responsable de la eliminación de la energía ultravioleta, inferior a 0,3 µm, así como en un sector de las microondas (en torno a 27 mm).

• Vapor de agua, con una fuerte absorción en torno a 6 mm y otras menores entre 0,6 y 2 µm.

• Anhídrido carbónico (CO2), que absorbe en el infrarrojo térmico (15 µm), con importantes efectos en el infrarrojo medio, entre 2,5 y 4,5 µm.

Como consecuencia de esta absorción, la observación espacial se reduce a determinadas bandas del espectro, conocidas como ventanas atmosféricas, en donde la transmisividad de la atmósfera es suficientemente alta. Las principales ventanas atmosféricas corresponden son:

• Espectro visible e infrarrojo cercano, situado entre 0.3 y 1.35 µm.

• Varias en el infrarrojo medio, de 1.5 a 1.8 µm, de 2.0 a 2.4 µm, de 2.9 a 4.2 µm y de 4.5 a 5.5 µm.

• Infrarrojo térmico, entre 8 y 14 µm.

• Microondas, por encima de 20 mm, en donde la atmosfera es prácticamente transparente.

La dispersión de la radiación electromagnética es causada por los gases y partículas atmosféricas en suspensión. El choque de la radiación electromagnética con los gases y partículas de la atmosfera produce reflexiones que se constituyen en un aporte adicional a la radiancia proveniente de la superficie terrestre. Es decir, se reduce la radiancia directa y aumenta la radiancia difusa. Puesto que las partículas atmosféricas son variables en el tiempo y en el espacio, es muy complejo cuantificar su influencia final en la imagen adquirida por el sensor.

Al igual que cualquier cuerpo con temperatura por encima del cero absoluto, la atmosfera emite energía calórica, por lo que ese parámetro debe considerarse para separarlo de la emitancia espectral proveniente del suelo.

2.1.5 Región de las Microondas

Comprende la banda del espectro electromagnético con longitudes de onda mayores a 0.1 cm. Se trata de las mayores longitudes de onda utilizadas en teledetección, que adicionalmente cuenta con aplicaciones civiles y militares. La observación en esta banda del espectro electromagnético es complementaria y más compleja que la realizada en las bandas ópticas. Su virtud fundamental es la de ser prácticamente transparente a la influencia atmosférica, ya que las longitudes de onda con las que se trabaja son muy superiores al tamaño habitual de las gotas de agua (0,1 mm). El trabajo en esta región del espectro electromagnético es especialmente útil para recoger información en aquellas zonas del planeta donde la cubierta de nubes es muy fuerte, como ocurre en las zonas tropicales y polares (Chuvieco, 1990).

2-7

Los sensores utilizados en la observación remota en la banda de las microondas, se dividen en pasivos y activos. Los primeros se rigen por principios similares a los empleados en otras regiones del espectro electromagnético; en ella el sensor se limita a recoger la energía que procede de las cubiertas situadas en la superficie terrestre. Los sensores activos por el contrario, no sólo recogen, sino que también emiten su propio flujo de energía, controlándose en función del tipo de aplicación, las características de emisión y recepción de dicho flujo. Esto permite una gran versatilidad, ya que en función de los objetivos, puede diseñarse sensores orientados a recoger cierta clase de información.

2.1.6 Características del Suelo y el Agua en la Región de las Microondas

Los suelos rugosos y secos tienen un mayor coeficiente de retro-dispersión y por tanto, aparecen con tonos claros en las imágenes radar. Si la señal se reduce, manteniendo otras condiciones constantes, se trata normalmente de suelos más húmedos. En suelos secos la capacidad de penetración del radar aumenta hasta llegar a varios metros si la longitud de onda es suficientemente larga. Los núcleos de población, altamente rugosos a longitudes largas, también aparecen con tonos claros, lo que permite discriminarlos de los cultivos adyacentes (Meliá y Sobrino, 1987; en Chuvieco, 1990).

En cuanto al agua, la región de las microondas proporciona una cierta capacidad de penetración, siempre que el ángulo de incidencia sea bajo y se trabaje con longitudes de ondas largas. El agua casi siempre refleja en forma especular el pulso recibido, con lo que el retorno es bastante bajo. Ahora bien, si existe una cierta rugosidad superficial, por ejemplo oleaje, puede manifestarse en la imagen de radar, siempre que el ángulo de incidencia sea bajo. Esta aplicación es muy útil para detectar anomalías en la superficie, por ejemplo las causadas por descargas incontrolados de petróleo. A partir de variaciones menores en la altura del oleaje, medido con altímetros de microondas de elevada precisión, puede obtenerse información de los fondos oceánicos y a partir de la rugosidad superficial, los vectores de dirección y velocidad del viento (Chuvieco, 1990).

Respecto al hielo y nieve, el pulso de retorno es muy dependiente de las condiciones del material. La edad, composición y compacidad de la capa de hielo, su rugosidad, geometría interna y temperatura son factores destacados en el coeficiente de retro-dispersión finalmente detectado por el sensor (Chuvieco, 1990).

2.1.7 Proceso de Registro de la Información

La información que provee los sensores remotos es digital, la cual se puede representar en forma de datos (de altura, temperatura, dirección de vientos, velocidad de vientos, mareas, etc.) y de imágenes (que registran la atmosfera, la superficie terrestre y en algunos casos el subsuelo) por medio de valores radiométricos que conforman una malla de celdas o píxeles que conjuntamente definan un elemento u objeto por su contraste en niveles de grises. En la obtención de esta información intervienen los elementos y procesos que se relacionan a continuación y presentan en la figura 2.2 (Jensen, 1996; Richards, 1986; en Universidad Nacional, 2008).

2-8

• Fuente y transmisión de energía.

• Interacción de la energía con la superficie.

• Interacción de la energía con la atmosfera.

• Satélite que recibe la respuesta de la energía remanente.

• Receptor en tierra que reciba la información.

• Evaluación de la calidad de la información y procesamiento de la misma.

• Disponibilidad de la información a usuarios

Figura 2.2 Proceso de obtención de una imagen a partir de un sensor remoto: A) fuente y transmisión de energía, B) interacción de la energía en forma de ondas electromagnéticas con el

elemento u objeto C, D) sensor remoto o satélite, E) receptor en tierra, F) procesamiento de la misma G) disponibilidad de la información a usuarios.

2.1.8 Estructura de la Imagen Digital

Las imágenes de sensores remotos se presentan en formato digital raster y vector (figura 2.3). En el formato raster o de malla, cada celda o píxel tiene un valor numérico que corresponde a un valor radiométrico de reflectancia, emitancia (temperatura), coeficientes de retrodifusión o simplemente el valor de una clase de elemento o característica como en el caso de imágenes o mapas temáticos. El píxel o celda es la unidad o elemento espacial mínimo de una imagen; los píxeles se distribuyen en una imagen digital en filas (eje x) y columnas (eje y). En el formato vector el objeto está identificado por un valor o texto correspondiente a un atributo descriptivo de un polígono, línea o punto (Chang 2004, Longley 2001, Korte 2005, en Universidad Nacional, 2008). Las imágenes de radar se representan en formato raster.

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Figura 2.3 Esquema de representación de un espacio geográfico con una estructura raster o

de retícula (izquierda) y una estructura vectorial de puntos, líneas y polígonos (derecha). Tomado de Universidad Nacional (2008).

2.1.9 Resolución de la Imagen Digital

Las imágenes de sensores remotos están sujetas a cuatro clases de resolución a saber: espectral, espacial, radiométrica y temporal (Dirk, 1992; en Universidad Nacional, 2008).

La resolución espectral se refiere a la capacidad del sensor de registrar en un mismo espacio y periodo de tiempo bandas con diferentes rangos del espectro electromagnético. De tal forma que entre más bandas del espectro registre un sistema satelital mejor será su resolución espectral.

La resolución espacial de una imagen digital está determinada por las dimensiones que representa el píxel en x y y, respecto a las dimensiones reales en el terreno, sobre un mismo espacio geográfico. A mayor tamaño de pixel la imagen presenta menor resolución espacial. Actualmente las imágenes de los sensores remotos tienen resoluciones espaciales en el orden de kilómetros (1 km) y centímetros (60 cm) y es una característica que va avanzando notablemente con el desarrollo de la tecnología espacial. Cabe anotar que el reconocimiento de objetos depende en gran medida de la resolución espacial de la imagen. Es claro que una mayor resolución facilita la identificación de los objetos, pero igualmente los costos son mayores.

La resolución radiométrica es el número máximo de valores que puede tener un píxel. Ese valor puede estar representando diferentes características como: reflectancia (imágenes ópticas), coeficientes de retrodifusión (radar), unidades temáticas (mapas raster), temperatura (imágenes termales o térmicas), alturas (modelos digitales de terreno), etc. Estos valores radiométricos sobre las imágenes son codificados en términos de un número de bits, el cual determina el número máximo de valores o niveles de brillo por píxel. El número de valores que puede ser expresado por un conjunto de bits es 2 a la potencia del número de bits usado (ejemplo: para 8 bits el número de valores es 256 (28=256)). Entre mayor capacidad numérica mejor calidad de la imagen.

La resolución temporal se refiere al periodo de tiempo en que un mismo sensor puede registrar información del mismo punto o lugar. En este aspecto los sensores pueden registrar imágenes de lugares de la tierra desde cada 16 días como Landsat hasta una vez al día como Spot y otros satélites. Sin embargo un sensor puede mejorar el

2-10

registro de una imagen hasta 93.4 minutos como el caso de Quickbird, teniendo en cuenta que puede registrar imágenes oblicuas desde sus orbitas vecinas.

Es importante aclarar que estos cuatro aspectos de la resolución están estrechamente relacionados. A mayor resolución espacial, disminuye generalmente la resolución temporal y es previsible que se reduzca también la espectral.

2.2 TEORÍA POTENCIAL ELEMENTAL

Los campos gravitacional y magnético de la Tierra, son ambos campos potenciales. En general el potencial en cualquier punto es definido como el trabajo necesario para mover una masa unidad o polo, desde una distancia infinita hasta aquel punto a través del campo ambiental. Los campos potenciales obedecen a la ecuación de Laplace, la cual establece que la suma de las tasas de cambio del gradiente del campo en tres direcciones ortogonales es cero (Kearey & Brooks, 1992). En un sistema de coordenadas cartesianas con los ejes “x” y “y” horizontales, y un eje “z” vertical, la ecuación de Laplace establece:

02

2

2

2

2

2

=

∂

∂+

∂

∂+

∂

∂

z

A

y

A

x

A (Ec. 2.6)

Donde A se refiere a un campo potencial (magnético o gravitacional) en función de x, y, z.

En el caso de campos bidimensionales no hay variación a lo largo de una de las direcciones horizontales, así que A puede ser función, por ejemplo, de x y z solamente y la ecuación 2.6 se simplifica a:

02

2

2

2

=

∂

∂+

∂

∂

z

A

x

A (Ec. 2.7)

Las soluciones de esta ecuación diferencial parcial se encuentran por separación de variables:

kzk ebsenkxkxazxA )cos(),( += (Ec. 2.8)

Donde a y b son constantes, la variable positiva k es la frecuencia espacial o número de onda, Ak es la amplitud del campo potencial correspondiente a aquel número de onda y z es el nivel de observación. La ecuación muestra que un campo potencial puede ser representado en términos de las funciones seno y coseno, cuya amplitud es controlada exponencialmente por el nivel de observación. De esta manera se tiene, que el caso más simple posible corresponde a una onda sinusoidal, cuando la anomalía bi-dimensional es medida en superficie A(x, 0):

senkxAxA 0)0,( = (Ec. 2.9)

Donde A0 es una constante y k el número de onda de la onda sinusoidal. La ecuación permite obtener la forma general de la ecuación a ser establecida para cualquier valor de z:

2-11

kzesenkxAzxA )(),( 0= (Ec. 2.10)

El campo a una altura h sobre la superficie puede entonces ser determinada por sustitución en la ecuación,

( ) khesenkxAhxA

−=− 0),( (Ec. 2.11)

Y el campo a una profundidad d bajo la superficie,

( ) kdesenkxAdxA 0),( = (Ec. 2.12)

El signo de h y d es importante, así como el eje z es normalmente definido como positivo hacia abajo.

La ecuación 2.10 es una simplificación, ya que un campo potencial nunca es función de una sola onda sinusoidal e invariablemente está compuesto de un rango de números de ondas. Sin embargo, el campo potencial puede ser expresado en términos de todos los números de onda componentes, mediante el uso de la transformada de Fourier. Si los términos acoskx + bsenkx en la ecuación (2.7) o A0senkx en la ecuación (2.10), son sustituidos por el espectro total de Fourier, derivado por la transformación de Fourier del campo potencial dentro del dominio del número de onda, los resultados de la ecuaciones 2.11 y 2.12 permanecen validos.

Estas últimas ecuaciones muestran que el campo potencial medido en la superficie puede ser usado para predecir el campo a un nivel sobre o bajo el plano de observación. Esta es la base de los métodos de continuación del campo potencial hacia arriba y hacia abajo, en los cuales el campo potencial sobre o por debajo del plano original de medición es calculado para acentuar los efectos de estructuras someras o profundas respectivamente (Kearey & Brooks, 1992).

2.2.1 Conceptos Básicos de Gravimetría

La base del método de exploración gravimétrica es la Ley de Gravitación de Newton o Ley de Gravitación Universal, la cual establece que la fuerza de atracción F, entre dos masas m1 y m2, cuyas dimensiones son pequeñas respecto de la distancia r entre ellas, está dada por:

221

r

mGmF = (Ec. 2.13)

Donde G es la Constante Gravitacional (G = 6.67x10-11m3kg-1s-2)

Al considerar el campo gravitacional de una Tierra esférica, no rotante, homogénea, de masa M y radio R sobre una pequeña masa m ubicada en su superficie, es relativamente fácil mostrar que la masa de la esfera actúa como si estuviera concentrada en el centro de la esfera,

2-12

mgmR

GMF =

=

2 (Ec. 2.14)

La fuerza es igual a la masa por aceleración y el término 2/ RGMg = es conocido como la

aceleración gravitacional o sencillamente, gravedad. El peso de la masa está dado por .mg

Sobre la superficie de la Tierra, la gravedad debería ser constante; sin embargo esto no sucede debido a que la forma de la Tierra es elipsoidal, gira sobre su eje (tiene movimiento de rotación), en superficie el relieve es irregular e internamente la distribución de las masas es también irregular, causando que la gravedad varíe en superficie (Kearey & Brooks, 1992).

El campo gravitacional es más útil definirlo en términos del potencial gravitacional U:

r

GMU = (Ec. 2.15)

Mientras la aceleración gravitacional g es una cantidad vectorial, con magnitud y dirección (verticalmente hacia abajo), el potencial gravitacional U es un escalar, que tiene únicamente magnitud. La primera derivada de U en una dirección dada, es la componente de la gravedad en esa dirección. Las superficies equipotenciales son aquellas sobre las cuales U es constante. La superficie del nivel del mar o geoide, es la superficie equipotencial más fácilmente reconocible, la cual es siempre horizontal y ortogonal a la dirección de la gravedad (Kearey & Brooks, 1992).

2.2.2 Unidades de Gravedad

El valor medio de la gravedad en la superficie de la Tierra es cerca de 9.80 m/s2. En honor a Galileo, la unidad c.g.s. de aceleración debida a la gravedad es el Gal (1 cm/s2). Debido a que los instrumentos modernos para medir las variaciones de aceleración de la gravedad son muy sensibles, de cerca de diez partes por millón, resultó la creación de subunidades tales como el miliGal (1 mGal = 10-3 Gales) y el microGal (1 µGal = 10-6 Gales). En el sistema de unidades SI, la aceleración debida a la gravedad es medida en µm/s2, referida como la unidad de gravedad (g.u.), la cual es igual a 0.1 mGal (10 g.u. = 1 mGal); sin embargo, esta unidad de gravedad no ha sido universalmente aceptada y el mGal y el µGal son ampliamente usados (Kearey & Brooks, 1992; Reynolds, 1998).

2.2.3 Teoría Básica de Magnetometría

En la vecindad de un imán un flujo magnético es desarrollado, de manera tal que fluye desde un extremo al otro extremo del imán. Este flujo puede ser cartografiado a partir de la dirección asumida por la pequeña aguja de una brújula suspendida dentro de él. Los puntos dentro del imán donde el flujo converge son conocidos como los polos del imán. Un imán libremente suspendido se alinea en la misma dirección del flujo del campo

2-13

magnético de la Tierra. El polo del imán que apunta en la dirección del polo norte de la Tierra es denominado el polo positivo; el cual es balanceado por un polo negativo de idéntica fuerza que apunta en dirección al polo sur (Kearey & Brooks, 1992).

La fuerza F entre dos polos magnéticos de fuerzas m1 y m2 separados por una distancia r es dado por:

2

210

4 r

mmF

Rπµ

µ= (Ec. 2.16)

Donde µ0 y µR son constantes correspondientes a la permeabilidad magnética del vacío y la relativa permeabilidad magnética del medio que separa los polos. La fuerza es atractiva si los polos son de diferente signo y repulsiva si estos son del mismo signo.

El campo magnético B debido a un polo de fuerza m a una distancia r desde el polo, es definida como la fuerza ejercida sobre una unidad de polo positivo en el punto:

20

4 r

mB

Rπµ

µ= (Ec. 2.17)

Los campos magnéticos pueden ser definidos en términos de potenciales magnéticos de una manera similar a los campos gravitacionales. Para un polo único de fuerza m, el potencial magnético V a una distancia r del polo está dada por:

20

4 r

mV

Rπµ

µ= (Ec. 2.18)

La componente del campo magnético en cualquier dirección está dada por la derivada parcial del potencial en esa dirección (Kearey & Brooks, 1992).

En el sistema de unidades SI, los parámetros magnéticos están definidos en términos del flujo de corriente eléctrica. Si una corriente pasa a través de una espiral (bobina) constituida por un alambre enrollado, se produce un flujo magnético que fluye a través y alrededor del alambre, el cual anula el que se crea a partir de una fuerza magnetizante H. La magnitud de H es proporcional al número de vueltas en el espiral y a la fuerza de la corriente, e inversamente proporcional a la longitud del alambre, así que H es expresado en términos de Am-1. La densidad del flujo magnético medido sobre un área perpendicular a la dirección del flujo, es conocida como la inducción magnética o campo magnético B del espiral. B es proporcional a H y la constante de proporcionalidad µ es conocida como la permeabilidad magnética. La ley de Lenz de inducción relaciona la tasa de cambio del flujo magnético en un circuito al voltaje desarrollado dentro de este, así que B es expresado en voltios m-2 (Weber (Wb) m-2). La unidad de Wb m-2 es designada como tesla (T). La permeabilidad es consecuentemente expresada en Wb A-1m-1 o Henry (H) m-1. La unidad c.g.s. de la fuerza del campo magnético es el Gauss (G), numéricamente equivalente a 10-4T. La tesla es también una unidad grande en la cual expresar las pequeñas anomalías magnéticas causadas por las rocas, y una subunidad, la nanotesla

2-14

(nT), es empleada (1 nT = 10-9 T). El sistema c.g.s. emplea el equivalente numérico gamma (Ƴ), igual a 10-5G (Kearey & Brooks, 1992).

El imán común exhibe un par de polos y por lo tanto es referido como un dipolo. El momento magnético M de un dipolo con polos de fuerza m apartados una distancia l está dada por:

mlM = (Ec. 2.19)

El momento magnético de una espiral por la cual fluye corriente es proporcional al número de vueltas en el alambre, el área de la sección cruzada y la magnitud de la corriente, así que el momento magnético es expresada en Am2.

Cuando un material es localizado en un campo magnético este puede adquirir una magnetización en la dirección del campo, el cual se pierde cuando el material es removido del campo. El fenómeno es referido como magnetización inducida o polarización magnética y resulta del alineamiento de los dipolos elementales dentro del material en la dirección del campo. Como un resultado de este alineamiento, el material tiene polos magnéticos distribuidos sobre su superficie, correspondientes a los extremos de los dipolos. La intensidad de la magnetización inducida Ji de un material es definida como el momento del dipolo por unidad de volumen de material.

LA

MJi = (Ec. 2.20)

Donde M es el momento magnético de una muestra de longitud L y sección transversal A. Ji es consecuentemente expresada en Am-1. En el sistema c.g.s. la intensidad de magnetización es expresada en emu.cm-3 (emu = unidad electromagnética), donde 1 emu.cm-3 = 1000 Am-1.

La intensidad de la magnetización inducida es proporcional a la fuerza de la fuerza de magnetización H del campo inducido:

kHJi = (Ec. 2.21)

Donde k es la susceptibilidad magnética del material. Ya que Ji y H son ambos medidas en Am-1, la susceptibilidad es adimensional en el sistema SI. En el sistema c.g.s. la susceptibilidad es similarmente adimensional, pero una consecuencia de la racionalización del sistema SI es que los valores de susceptibilidad en el sistema SI son un factor 4π más grande que los correspondientes valores c.g.s. (Kearey & Brooks, 1992).

2.2.4 Magnetismo de las Rocas

La mayoría de los minerales que conforman las rocas más comunes, exhiben una susceptibilidad magnética muy baja, debiendo estas por lo general su carácter magnético, al pequeño contenido de minerales magnéticos, tales como los de los grupos del hierro-titanio-oxigeno y los sulfuros de hierro. El grupo del hierro-titanio-oxigeno posee una serie

2-15

de solución sólida de minerales magnéticos desde magnetita (Fe3O4) a ulvoespinela (Fe2TiO4) y el grupo de los sulfuros de hierro posee el mineral magnético pirrotita (FeS1+x, <<<<0<<<< x<<<< 0.15), cuya susceptibilidad magnética depende de la composición. El otro oxido de hierro común, la hematita (Fe2O3), tiene un carácter antiferromagnético y no produce por lo tanto anomalías magnéticas, a menos que un antiferromagnetismo se haya desarrollado. El mineral magnético más común es la magnetita, la cual tiene una temperatura de Curie de 578°C. Aunque el tamaño, forma y dispersión de los granos de magnetita dentro de la roca afectan su carácter magnético, es razonable clasificar el comportamiento magnético de las rocas de acuerdo al contenido total de magnetita (Kearey & Brooks, 1992).

Las rocas ígneas básicas son usualmente altamente magnéticas debido a su relativo alto contenido magnético. La proporción de magnetita en las rocas ígneas tiende a decrecer con el incremento de la acidez, así que las rocas ígneas ácidas, aunque con un comportamiento magnético variable, usualmente son menos magnéticas que las rocas básicas. Las rocas metamórficas tienten también un carácter magnético variable. Si la presión parcial de oxigeno es relativamente baja, la magnetita empieza a ser reabsorbida y el hierro y el oxigeno son incorporados dentro de otras fases minerales según el grado de metamorfismo incremente. La presión de oxigeno relativamente alta puede, sin embargo, resultar en la formación de magnetita como un mineral accesorio en reacciones metamórficas (Kearey & Brooks, 1992).

En general el contenido de magnetita y, de hecho, la susceptibilidad de las rocas es extremadamente variable y puede haber un considerable traslape entre diferentes litologías. No es usualmente posible identificar con certeza la litología causativa de una anomalía a partir de la información magnética únicamente. Sin embargo, las rocas sedimentarias son efectivamente no magnéticas a menos que ellas contengan una cantidad significativa de magnetita en la fracción mineral pesada. Donde las anomalías magnéticas son observadas sobre áreas con cobertura sedimentaria, las anomalías son generalmente causadas por un basamento ígneo o metamórfico subyacente o por una intrusión dentro de los sedimentos (Kearey & Brooks, 1992).

Las causas comunes de las anomalías magnéticas incluyen diques, sills fallados, plegados o truncados y flujos de lava, intrusiones básicas masivas, rocas de basamento metamórfico y cuerpos de mineral de magnetita. El rango en amplitud de las anomalías magnéticas es desde unos pocas decenas de nT sobre basamento metamórfico profundo a varios cientos nT sobre intrusiones básicas y puede alcanzar una amplitud de varios cientos de nT sobre minerales de magnetitas (Kearey & Brooks, 1992).

2.2.5 El Campo Geomagnético

Las anomalías magnéticas causadas por rocas son efectos superimpuestos al campo magnético normal de la Tierra (campo geomagnético). Consecuentemente, el conocimiento del comportamiento del campo geomagnético es necesario tanto en la reducción de los datos magnéticos a un datum y en la interpretación de las anomalías resultantes. El campo geomagnético es geométricamente más complejo que el campo gravitacional de la Tierra y exhibe variaciones irregulares tanto en la orientación y la magnitud con la latitud, la longitud y el tiempo.

2-16

En cualquier punto de la superficie terrestre una aguja magnética suspendida libremente asumirá una posición en el espacio en la dirección del campo geomagnético ambiental. Este generalmente tendrá un ángulo en la vertical y con el norte geográfico. Para describir el vector del campo magnético, se hace uso de los descriptores conocidos como elementos geomagnéticos. El vector del campo total B tiene una componente vertical Z, y una componente horizontal H en la dirección del norte magnético. El cabeceo de B es la inclinación I del campo y el ángulo entre el norte geográfico y el norte magnético es la declinación D. B varía en fuerza desde cerca de 25000 nT en la región ecuatorial hasta cerca de 70000 nT en los polos (Kearey & Brooks, 1992).

2.2.6 Unidades de Magnetismo

Alrededor de una barra magnética, existe un flujo magnético, el cual se representa por líneas que confluyen cerca de los extremos de la barra, conocidos como polos magnéticos. El flujo magnético por unidad de área, se denomina “densidad de flujo” y es medido en weber/m2 o teslas (weber/m2 = T). La densidad de flujo también es denominada “inducción magnética”, la cual es una cantidad vectorial. En el sistema cgs las unidades de la densidad de flujo es el gauss, equivalente a 10-4 teslas. En la práctica, la tesla, es una unidad muy grande para los trabajos geofísicos, así que en su lugar se utiliza la nanotesla (nT), de manera que un nanotesla es igual a 10-9 teslas (1 nT = 10-9 T). De igual manera en el sistema c.g.s. de unidades, un nanotesla es numéricamente igual a un gamma (1nT = 1 gamma) y a 10-5 gauss (1 nT = 1 gamma = 10-5 gauss) (Reynolds, 1998).

La susceptibilidad magnética es una medida de que tan susceptible es un material a ser magnetizado. La susceptibilidad magnética no tiene unidades, pero difiere por un factor de 4π entre los sistemas cgs y SI. Una unidad de susceptibilidad magnética en el sistema cgs es igual a 4π unidades de susceptibilidad magnética en el sistema SI (Reynolds, 1998).

2.3 SÍSMICA

El principio básico de la exploración sismológica consiste en conocer el tiempo de viaje de una onda sísmica, desde que es generada en superficie, reflejada y refractada en el subsuelo, hasta que es detectada nuevamente al retornar a superficie (Reynolds, 1998).

2.3.1 Ondas Sísmicas

Cuando una fuerza externa F es aplicada a un cuerpo a través de un área A de su superficie, son establecidas fuerzas dentro del cuerpo en proporción a la fuerza externa aplicada. La relación de la fuerza y el área (F/A) es conocida como esfuerzo. El esfuerzo puede ser dividido en dos componentes, uno normal a la superficie (esfuerzo de dilatación) y uno en el plano de la superficie (esfuerzo de cizalla). El cuerpo sometido a esfuerzos sufre deformación, la cual es expresada como la relación de cambio de la longitud o el volumen originales. De acuerdo con la ley de Hook, el esfuerzo y la deformación son linealmente dependientes y el cuerpo se comporta elásticamente hasta alcanzar el punto de fluencia. Por debajo del punto de fluencia, el cuerpo revierte a su

2-17

forma y tamaño iniciales al cesar la aplicación del esfuerzo. Cuando se aplican esfuerzos por encima o más allá del punto de fluencia, el cuerpo se comporta de una manera plástica o dúctil y puede ser deformado hasta ser fracturado. En exploración sismológica, la cantidad de esfuerzo y deformación de los materiales litológicos situados lejos de la fuente sísmica, es minúscula y cae dentro del comportamiento elástico de dichos materiales (Reynolds, 1998).

Las ondas sísmicas consisten en diminutos paquetes de energía de deformación elástica, que viajan desde una fuente sísmica a velocidades determinadas por el modulo elástico y las densidades del medio que atraviesan. Hay dos principales tipos de ondas sísmicas, aquellas que pasan a través de la mayor parte del medio y son conocidas como ondas de cuerpo y aquellas confinadas a la interface entre medios con contrastes de propiedades elásticas, particularmente la superficie del suelo, denominadas como ondas de superficie (Reynolds, 1998).

Existen dos clases de ondas de cuerpo que pueden viajar a través de un medio elástico, las ondas P y las ondas S. Las ondas P, las cuales son las más importantes en la exploración sismológica, son también conocidas como ondas longitudinales, primarias, de presión o compresionales, ya que las partículas del medio a través del cual se propagan, oscilan cerca de puntos fijos en la dirección de propagación de la onda, por compresión o dilatación, como es el caso de las ondas de sonido. Las ondas S, son también conocidas como ondas transversales, secundarias o de cizalla, debido a que las partículas del medio se mueven perpendicularmente a la dirección de propagación de la onda y son las que ocurren por esfuerzos puros de cizalla. Cuando el movimiento de las partículas esta confinado a un solo plano, se dice que la onda S está polarizada, ya sea a un plano vertical o a un plano horizontal (Reynolds, 1998).

2.3.2 Velocidades Sísmicas

Las velocidades de propagación de las ondas sísmicas están controladas por los módulos elásticos y densidades de las rocas a través de las cuales viajan. En general, la velocidad de las ondas sísmicas aumenta con el incremento de la densidad. En las rocas sedimentarias, la densidad y por tanto la velocidad de las ondas sísmicas, se incrementa con la profundidad y con la edad. La velocidad de propagación V de las ondas sísmicas P y S en un medio elástico está dada por:

ρ

µ=V (Ec. 2.22)

Donde µ es el módulo elástico apropiado y ρ la densidad de la roca. La velocidad de las ondas P viene dada por:

ρ

µ

+

=3

4k

Vp (Ec. 2.23)

2-18

La velocidad de las ondas S viene dada por:

ρ

µ=Vs (Ec. 2.24)

La razón Vp/Vs es definida en términos de la relación de Poisson (σ) y está dada por:

σ

σ

−

−=

2

1

1

Vs

Vp

(Ec. 2.25)

Se tiene que µ = 0 para los fluidos, debido a que estos no soportan los esfuerzos de cizalla. Para la relación de Poisson el valor máximo es 0.5 y el valor promedio de 0.25. Para muchas rocas duras σ ≈ 0.05 y para sedimentos sueltos inconsolidados σ ≈ 0.45. En el Cuadro 2.2 se relacionan las velocidades de las ondas P (Vp) en algunos materiales litológicos típicos.

2.3.3 Métodos Sísmicos

Los dos principales métodos de exploración sísmica son el de refracción y el de reflexión.

2.3.3.1 Método de Refracción Sísmica

El método de refracción sísmica está basado en el principio del cambio de dirección de propagación de las ondas sísmicas P o S, cuando impactan el límite entre dos medios con impedancia acústica contrastante. El cambio de dirección de las ondas está gobernado por el contraste de velocidad de los medios de acuerdo a la ley de Snell. El ángulo crítico de una onda P puede ser diferente del de una onda S, debido a las diferencias de las velocidades de propagación.

El método de refracción sísmica depende del incremento de la velocidad de la onda sísmica con la profundidad y de que el espesor de los estratos sea mayor que la longitud de onda de la energía incidente, de manera tal que en una sucesión de estratos, cada uno de ellos tenga un espesor igual o mayor, al localizado inmediatamente arriba de él. Una asumpción adicional es que la trayectoria del rayo este restringida a un plano vertical, de tal manera no haya energía sísmica (refractada o reflejada) saliendo fuera de dicho plano (Reynolds, 1998).

2.3.3.2 Método de Reflexión Sísmica

La esencia del método de reflexión consiste en medir el tiempo que toma una onda sísmica para viajar desde una fuente localizada en un sitio conocido (sobre o cercano a la superficie), descender a través del subsuelo, donde es reflejada hacia la superficie y es entonces detectada en un receptor situado en o cerca de la superficie en una posición conocida. Este tiempo es conocido como tiempo de viaje de vía doble. El método sísmico

2-19

es usado para obtener información de la geometría de las estructuras subterráneas y de las propiedades físicas de los materiales presentes (Reynolds, 1998).

El más importante problema del método de reflexión sísmica es el traslado del tiempo de viaje de vía doble (en el dominio del tiempo) a profundidad (en el dominio del espacio). Mientras el tiempo de viaje es medido, el parámetro que más afecta la conversión a profundidad es la velocidad sísmica. Una dificultad adicional, es que los resultados finales del procesamiento de datos sísmicos obtenidos por diferentes procesadores, sea probablemente distinto. Aunque las rutinas básicas de procesamiento son exactamente las mismas, los parámetros utilizados pueden ser diferentes, introduciendo de esta manera diferencias en el contenido de frecuencias, en la razón señal-ruido y en detalles estructurales (Reynolds, 1998).

Cuadro 2.2 Algunos valores de velocidades de ondas P (Tomado de Reynolds, 1998)

Material Vp (m/s)

Material Vp (m/s)

Aire 330 Basalto 5500 – 6500

Agua 1450 – 1530 Gabro 6400 – 7000

Arenisca 1400 – 4500 Peridotita 7800 – 8400

Caliza blanda 1700 – 4200 Serpentinita 5500 – 6500

Caliza dura 2800 – 7000 Gneiss 3500 – 7600

Dolomita 2500 – 6500 Mármol 3780 – 7000

Granito 4600 – 6200

2.4 GENERALIDADES SOBRE LOS ARCOS DE ISLAS

Con base en Kearey y Vine (1996) se presentan algunos aspectos teóricos generales sobre los arcos de islas. Los sistemas de arcos de islas se forman como consecuencia de la subducción de litosfera oceánica bajo litosfera oceánica y son típicos de márgenes de océanos que se reducen, tal como el Pacifico, donde consecuentemente se encuentra la mayoría de arcos de islas del mundo. Los arcos de islas también se presentan en el Océano Atlántico occidental, como es el caso de los arcos de las Antillas Menores y de Escocia, los cuales fueron formadas en las márgenes orientales de pequeñas placas oceánicas limitadas por fallas de transformación, que se mueven en sentido contrario al movimiento general de la corteza oceánica atlántica.

2.4.1 Componentes de los sistemas de arcos de islas

Los componentes de los sistemas de arcos de islas son usualmente convexos respecto a la placa oceánica subducente, excepto cuando la litosfera es consumida bajo una margen continental con presencia de una cordillera tipo Andino, y la forma del arco es impuesta por el borde del continente. La morfología generalizada de un sistema de arco de islas está estrechamente relacionada con la de las zonas de subducción (figura 2.4), considerando sin embargo, que no todos los componentes están siempre presentes. Visto desde el océano en dirección al continente, un sistema de arco de islas comprende una

2-20

protuberancia (bulge), la región de ante-arco (forearc) y la región de arco de islas propiamente dicha (figura 2.5). La protuberancia (bulge) generalmente es de unos de 500 m de altura y se localiza entre 120 a 150 km de la trinchera.

La región de ante-arco comprende la trinchera, el complejo de subducción (forearc ridge) también denominado primer arco (first arc), cuña o prisma de acreción y la cuenca de ante-arco (forearc basin). El complejo de subducción está constituido por “tajadas” de fallas de cabalgamiento (thrust slices) compuestas por sedimentos de trinchera (flysch) y también posiblemente por fragmentos de corteza oceánica, los cuales han sido raspados de la placa descendente (subducente) por el borde de la placa suprayacente (no subducente). El contacto entre la cuña de acreción (forearc ridge) y la cuenca de ante-arco (forearc basin) es frecuentemente una región de retro-cabalgamiento (backthrusting). La cuenca de ante-arco (forearc basin) es una región tranquila, de estratificación plana, situada entre la cresta de ante-arco (forearc ridge) y el arco de isla o “segundo arco”.

El arco de islas, denominado también como segundo arco, está conformado por un arco sedimentario exterior y un arco volcánico interno. El arco sedimentario comprende sedimentos coralinos y vulcanoclásticos infrayacidos por rocas volcánicas más antiguas que aquellas encontradas en el arco volcánico. Este substrato volcánico puede representar el sitio inicial de vulcanismo como consecuencia del inicio del descenso de la placa oceánica relativamente fría. Como la placa fría descendente penetra la astenosfera, la posición de la actividad ígnea extrusiva se mueve hacia atrás hasta un sitio estable donde se forma el arco volcánico. El arco de islas y el arco remanente (back-arc ridge o tercer arco), primeramente reconocido por Vening Meinesz (1951), bordean un mar marginal (back-arc basin) situado detrás del arco de islas. Tales mares marginales tienen generalmente de 200 a 600 km de amplitud.

Las trincheras oceánicas son consecuencia de la subducción de litósfera oceánica y se han desarrollado en el lado oceánico tanto de los arcos de islas como de las cordilleras tipo Andino. Corresponden a depresiones alargadas y continuas, que alcanzan profundidades de 2 a 4 km respecto al piso del océano y de 7 a 8 km bajo el nivel del mar. Las trincheras oceánicas generalmente alcanzan los 50 a 100 km de amplitud y en sección son de forma en V asimétrica con la pendiente más empinada de 8° a 20° del lado opuesto de la placa oceánica subducente. Todas están asociadas a grandes anomalías negativas gravimétricas de aire libre e isostáticas resultantes del desplazamiento hacia abajo de la litósfera y el desplazamiento de material del manto por el agua del mar o sedimentos de baja densidad.

El prisma de acreción (primer arco, complejo de subducción, cuña de acreción) se forma sobre la pared interna de la trinchera oceánica (Moore & Silver, 1987). Karig (1974) y Karig y Sharman (1975) han propuesto que los prismas acrecionarios desarrollados en trincheras rellenas con turbiditas (flysh) y algunas veces también con sedimentos pelágicos y corteza oceánica infrayacente, son raspados de la placa oceánica descendente por el borde delantero de la placa suprayacente a la cual este empieza a acrecionarse. La estructura interna del prisma de acreción está consecuentemente hecha hacia arriba de una serie de thrusts lístricos inclinados hacia el arco, el cual define una serie de cuñas dentro de las cuales son desarrollados pliegues complejos convergiendo hacia la trinchera (Dickinson, 1977). Como la subducción continúa, las cuñas de thrust mas viejas son gradualmente movidas hacia adelante y rotadas hacia el arco por la adición de nuevas cuñas en la base del prisma (Platt, 1986). Los thrusts más viejos

2-21

consecuentemente empiezan a inclinarse más suavemente con el tiempo. Este modelo requiere que la deformación más intensa ocurra en la base de la pila sedimentaria hacia el lado del océano, aunque los thrusts pueden permanecer activos durante su rotación.

Los mares marginales (back-arc basins) son cuencas oceánicas pequeñas sobre el lado interior y cóncavo del arco de islas, limitado al lado opuesto del arco por una cordillera back-arc (tercer arco o arco remanente). Estos son más comunes detrás de los arcos de islas del Pacífico occidental, pero también se encuentran en el Atlántico detrás de los arcos de Escocia y Caribe.

La figura 2.4 muestra el perfil de la anomalía de gravedad de aire libre a través del arco Aleutiano, el cual es típico de la mayoría de las zonas de subducción. La protuberancia (bulge) es marcada por una anomalía positiva de cerca de 500 g.u. (Talwani & Watts, 1974). La trinchera y el prisma de acreción están tipificados por una gran anomalía negativa de unos 2000 g.u. de amplitud la cual resulta del desplazamiento de materiales de la corteza por el agua de mar y sedimentos. Por el contrario, el arco de isla es marcado por una gran anomalía positiva. Las anomalías isostáticas sobre la trinchera y el arco son grandes y exhiben la misma polaridad de las anomalías de aire libre. Estas grandes anomalías resultan del equilibrio dinámico impuesto sobre el sistema por compresión, así que la trinchera es forzada hacia abajo y el arco es levantado por las fuerzas que mueven las placas.

2.4.2 Actividad Volcánica y Plutónica Asociada a los Arcos de Islas

Cuando la litósfera oceánica subduce, alcanza profundidades que superan los 80 km. El arco de islas es formado en superficie por actividad volcánica y plutónica a distancias comprendidas entre 150 a 200 km desde el eje de la trinchera oceánica. Los arcos de islas relativamente jóvenes son estructuralmente simples y están infrayacidos por una corteza oceánica de menos de 20 km de espesor, como ocurre con los arcos de Tonga-Kermadec, Nuevas Hebridas, Aleutianas y Antillas Menores. Los arcos de islas maduros, más antiguos, son más complejos y fueron construidos sobre generaciones previas de productos de márgenes de placas subducentes; estos son infrayacidos por cortezas mas espesas, de hasta 20 a 35 km de espesor, como son los casos de los arcos de Japón e Indonesia.

Tres series de rocas volcánicas ocurren en el ambiente de arcos de islas:

• Series toleíticas bajas en potasio, las cuales son dominadas por lavas basálticas asociadas con volúmenes menores de basaltos andesíticos ricos en hierro y andesitas.

• Series calcoalcalinas dominadas por andesitas, las cuales son más ricas en potasio, otros elementos incompatibles y elementos de tierras raras. En cinturones tipo Andino, las dacitas y riolitas son más abundantes.

• Serie alcalina, la cual incluye los subgrupos de basaltos alcalinos y lavas shoshoniticas.

Las series toleíticas se encuentran en los arcos de islas jóvenes. Las series calco-alcalinas y alcalinas se encuentran en los arcos de islas más maduros y son derivados de

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magmas generados a profundidades cada vez mayores. En los arcos de islas maduros, son expuestas rocas plutónicas que representan el residuo de cámaras magmáticas que cristalizaron en profundidad. Estas son generalmente de composición granodiorítica y exhiben variaciones similares a las rocas volcánicas.

2.4.3 Actividad Sísmica Asociada a los Arcos de Islas

Los arcos de isla exhiben una intensa actividad sísmica asociada a la zona de Benioff-Wadati, cuando la placa oceánica subducente buza con ángulo promedio cercano a los 45°. Los focos de los terremotos se ubican desde la superficie en proximidad a la trinchera, hasta profundidades que alcanzan los 680 km.

2.4.4 Zona de Colisión Arco de Isla – Continente

Las zonas de colisión entre un arco de islas y un continente son en general raras y usualmente representan el paso intermedio de la fase de cierre de un océano. Como consecuencia de la aproximación del continente al arco de islas, el borde del continente es llevado hasta la trinchera oceánica, donde no ocurre un hundimiento significativo de la corteza continental, sino el movimiento hacia el continente de las tajadas de thrust, los depósitos de flysch y las tajadas de corteza oceánica. Sí las dos placas continúan convergiendo, una nueva trinchera puede desarrollarse sobre el lado del arco de islas que da al océano.

La mayoría de las zonas actuales de colisión entre arcos de islas y continentes está representado por el arco de Banda (von der Borch, 1979; Bowin et al., 1980; Johnston & Bowin, 1981). El arco de Banda es un arco doble adyacente a la corteza oceánica del mar de Banda. El arco externo (o primer arco) está compuesto por una cresta submarina de sedimentos deformados los cuales emergen en la isla de Timor. El arco volcánico interno se extiende desde Java hasta el oriente de Flores. El lado occidental del arco de islas es activo y el vulcanismo es el resultado del hundimiento hacia el norte de la cuenca oceánica de Wharton en la trinchera de Java. Al oriente sin embargo, al norte de Timor, la actividad volcánica cesó en el Terciario tardío. Aquí el arco externo es infrayacido por corteza continental, la cual es continua con la placa Australiana.

Las unidades estructurales y tectónicas de la región, originadas por la subducción de la litosfera oceánica hacia el norte, corresponden a la trinchera de Java y a la depresión de Timor. El consumo de la corteza oceánica hace cerca de 3 Ma llevó la margen continental australiana hasta la depresión de Timor. La actividad volcánica en la parte oriental del arco cesó cuando la corteza continental “estranguló” la zona de subducción, creando una discontinuidad entre la depresión de Timor y la trinchera de Java. No lejos, la convergencia del escudo Australiano y el mar de Banda ocurre a lo largo de la trinchera de Timor, la cual se hunde hacia el norte en la depresión de Timor. Sin embargo, parece que las fuerzas que conducen la covergencia están aún activas, y Silver et al, (1983) han descubierto dos grandes thrusts en la región de ante arco (back-arc) denominados Wetar y Flores. Los thrusts Wetar y Flores están dirigidos al norte y pueden ser los precursores de una nueva zona de subducción causada por una polaridad inversa a la del arco.

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Figura 2.4 Morfología esquemática generalizada de una zona de subducción (Tomado de Global Tectonics, 1996)

Figura 2.5 Esquema generalizado de un arco de islas (Tomado de Global Tectonics, 1996)