1. Introducción

El margen pacífico colombiano se extiende por más de 700 km entre los límites políticos de Colombia-Ecuador y Colombia-Panamá. Allí se localizan las cuencas Tumaco (CT) y Chocó, separadas por la falla de Garrapatas y limitadas, al oriente, por la cordillera Occidental. La cuenca Chocó está formada por dos subcuencas, Atrato (SCA) y San Juan (SCSJ), delimitadas por el sistema de fallas San Juan (Fig. 1). Se considera la existencia de estas subcuencas porque difieren en su relleno sedimentario en sus secciones basal y media.

FIG. 1. Marco tectónico de los Andes de Colombia. Los colores indican la edad de acreción y el tramado, la litología de los terrenos al borde del continente. Basado en los trabajos de Cediel et al. (2003), Acosta et al. (2007), Ramos (2009) y Restrepo y Toussaint (2020).

El margen pacífico colombiano se extiende por más de 700 km entre los límites políticos de Colombia-Ecuador y Colombia-Panamá. Allí se localizan las cuencas Tumaco (CT) y Chocó, separadas por la falla de Garrapatas y limitadas, al oriente, por la cordillera Occidental. La cuenca Chocó está formada por dos subcuencas, Atrato (SCA) y San Juan (SCSJ), delimitadas por el sistema de fallas San Juan (Fig. 1). Se considera la existencia de estas subcuencas porque difieren en su relleno sedimentario en sus secciones basal y media.

La configuración del margen pacífico colombiano es el resultado de la interacción entre las placas Sudamericana y Farallón-Nazca desde los ~65 Ma hasta el presente. Este es un sistema de subducción con tasas de convergencia variables y ángulos de convergencia desde muy oblicuos hasta ortogonales (Pardo-Casas y Molnar, 1987; Daly, 1989; Somoza y Ghidella, 2005; Liu et al., 2008; Martinod et al., 2010). Se ha propuesto que dicho sistema dio lugar a la acreción de terrenos oceánicos al continente durante el Maastrichtiano-Eoceno (Cediel et al., 2003) y durante el Mioceno Medio-tardío (Duque-Caro, 1989, 1990a; Cediel et al., 2003; Spikings et al., 2005; Villagómez y Spikings, 2013; Restrepo y Toussaint, 2020). Los modelos que consideran la aloctonía de los terrenos que conforman la región occidental colombiana coinciden, de manera general, en que el mecanismo de acreción oblicua generó zonas de deformación complejas, con diferentes grados de facies metamórficas (Fig. 1). En la cuenca Tumaco, los trabajos más recientes publicados sobre esta región (Marcaillou y Collot, 2008; López, 2009; Borrero et al., 2012; López-Ramos, 2020), basan sus interpretaciones en la propuesta de Dickinson y Seely (1979), el cual trata sobre las características primarias del desarrollo de cuencas de antearco en un ambiente de margen acrecional. Por su parte, la evolución al norte, en la cuenca Chocó, hace parte de los terrenos alóctonos que fueron acrecionados al continente durante el Mioceno (Montes et al., 2019; Cardona et al., 2020) y fue dada a partir de la evolución de un arco magmático en el Cretácico tardío (arco Baudó) (Suárez-Rodríguez, 2007).

En un sistema de terrenos oceánicos acrecionados la configuración de la corteza superior debería corresponder a la de un ambiente compresional, con acortamiento horizontal y engrosamiento vertical por apilamiento de bloques: características que se han descrito, por ejemplo, en la acreción del terreno Yakutat en Canadá y Alaska bajo un régimen transpresivo (Bruhn et al., 2004, 2012; Ricketts, 2019). Se esperaría también que la distribución de la sedimentación esté condicionada a la erosión de los terrenos oceánicos acrecionados y, en el caso de las cuencas de antearco, al crecimiento del prisma acrecional (e.g., Noda, 2016; Mannu et al., 2017).

En este trabajo se presenta la integración tanto de secciones sísmicas como geológicas, así como la recopilación de análisis de pozos y columnas estratigráficas, además de la reinterpretación de los datos publicados a la fecha en el área de estudio. Se sugiere que las estructuras presentes en el borde continental, al igual que la distribución de las facies sedimentarias, corresponden en realidad al desarrollo de una plataforma continua durante el Cretácico tardío y el Eoceno Medio-tardío. El objetivo de la presente contribución es, por lo tanto, mostrar que, aunque el modelo de terrenos acrecionados al continente en el margen pacífico colombiano es corriente en la literatura, este modelo no se ajusta a los datos aquí analizados. Se propone aquí un esquema evolutivo para las cuencas del margen colombiano en su conjunto, desde el Cretácico tardío al Mioceno-Plioceno.

2. Marco tectónico

Entre el Cretácico tardío y el Mioceno tardío, el margen colombiano estuvo caracterizado por la subducción de las placas Farallón-Nazca por debajo de la placa Sudamericana. Diversos autores han documentado variaciones en la velocidad y el ángulo de convergencia (Pardo-Casas y Molnar, 1987; Daly, 1989; Somoza y Ghidella, 2005; Liu et al., 2008; Martinod et al., 2010; Maloney et al., 2013). Durante el Cretácico tardío, el proceso de subducción formó estructuras de fosas y pilares tectónicosparalelos a la trinchera, cerca de la placa oceánica, y se emplazaron intrusivos toleíticos bajos en potasio que, posteriormente, fueron yuxtapuestos al borde del continente (Barrero, 1979). Entre los 25-23 Ma tuvo lugar la partición de la placa Farallón en las placas Coiba y Nazca (Lonsdale, 2005), lo que indujo un cambio de velocidad y dirección de convergencia (Pardo-Casas y Molnar, 1987; Daly, 1989; Somoza y Ghidella, 2005; Martinod et al., 2010).

Diferentes trabajos consideran eventos de acreción de terrenos oceánicos al margen colombo-ecuatoriano entre el Cretácico tardío y el Mioceno, ocurridos en un régimen tectónico compresivo derivado del sistema de subducción (Feininger y Bristow, 1980; Evans y Whittaker, 1982; McCourt et al., 1984; Feininger, 1987; Aspden y Litherland, 1992; Estrada, 1995; Kerr et al., 1997, 2002; Spikings et al., 2001, 2005; Hughes y Pilatasig, 2002; Cediel et al., 2003; Ramos, 2009; Villagómez y Spikings, 2013; Barbosa-Espitia et al., 2019; Montes et al., 2019; Cardona et al., 2020).

El conjunto de terrenos acrecionados abarca la parte más occidental de las cordilleras Central y Occidental de Colombia (Cediel et al., 2003; Boschman et al., 2014). Los terrenos Dagua-Piñón, Tumaco (también llamado terreno Gorgona) y Cañas Gordas (Fig. 1) están conformados por basaltos de meseta oceánica y arcos de islas toleíticos, con ocasionales lavas calcoalcalinas (Kerr et al., 2002; Pindell et al., 2005; Kennan y Pindell, 2009; Pindell y Kennan, 2009; Restrepo y Toussaint, 2020). Dagua-Piñón y Tumaco se ubican en la cuenca Tumaco y son considerados su basamento. El primero fue acrecionado durante el Paleoceno-Eoceno temprano (Cediel et al., 2003) y el segundo durante el Oligoceno. El terreno Cañas Gordas, compuesto de secuencias oceánicas volcanosedimentarias dominadas por basaltos y andesitas del Cretácico Superior-Medio, fue acrecionado al norte del sistema de falla de Garrapatas durante el Mioceno (Fig. 1). Este terreno es parte del bloque Panamá-Chocó y conforma el basamento de la cuenca Chocó (Cediel et al., 2003; Luzieux et al., 2006; Ramos, 2009).

Para explicar la acreción del bloque Panamá-Chocó, Cardona et al. (2018) y Barbosa-Espitia et al. (2019) consideran un modelo de doble subducción con un punto triple a la latitud de Ecuador, la cual estuvo activa durante el Paleoceno-Oligoceno Temprano. El límite sur del bloque Panamá-Chocó es incluido en la falla de Garrapatas (Duque-Caro, 1990a; Cediel et al., 2003; Suárez-Rodríguez, 2007) y el límite oriental, en la zona de falla de Uramita, considerada por Duque-Caro (1990a) como la zona de sutura de la acreción (Fig. 2).

FIG. 2. Localización de las cuencas, pozos, líneas sísmicas, secciones estructurales y columnas estratigráficas utilizadas en este trabajo. Las estrellas rojas marcan la ubicación de las secciones estratigráficas mostradas en la figura 4. A: Ricaurte, B: Río Napi, C: Guachinte, D: Calima-Darién, E: Agua Clara (ANH-CPC, 2014), F: Columna generalizada de la subcuenca Atrato (ANH-Dunia, 2006), G: Río Murri y H: Río Salaquí (Haffer, 1967). Las líneas color naranja muestran la ubicación de las secciones sísmicas SA, SB y SD, y la verde, la ubicación de la sección estructural SC al sur de la subcuenca Atrato. SA: líneas sísmicas NT-1992-2840 y NT-1990-2870, depocentro Tumaco, SB: línea sísmica TB-1991-7810, depocentro San Juan y SD: líneas sísmicas TB-1991-1110, TB-1991-1120 y TB-1991-1130, depocentros Tumaco y San Juan. SC: sección estructural depocentro Atrato. Se indica la ubicación de los pozos de referencia (Chagui-1, Majagua-1, Remolino Grande-1, Sandi-1, Tambora-1, ANH-Chocó ST-P, Urodó-1, Necora-1 y Buchadó-1). F: Falla, SF: Sistema de fallas.

Sobre los basamentos descritos están las cuencas de Tumaco (TC) y Chocó, esta última conformada por las subcuencas San Juan (SCSJ) y Atrato (SCA) (Fig. 2). La cuenca Chocó es considerada como parte del bloque Panamá-Chocó una vez que este fue acrecionado (Etayo-Serna et al., 1983; Duque-Caro, 1990a; Cediel et al., 2003). La subcuenca SCSJ fue definida como una cuenca de pull apart, asociada al desplazamiento dextral de las fallas San Juan y Garrapatas a partir del Oligoceno-Mioceno (Petrobras-Ecopetrol, 2002¹; Suárez-Rodríguez, 2007). Por su parte, la SCA ha sido clasificada como una cuenca      de intrarco, asociada al arco magmático de Baudó (Suárez-Rodríguez, 2007). En contraste, Bedoya et al. (2009) la clasifican como una cuenca de antearco.

Hacia el sur, la evolución de la cuenca Tumaco ha sido interpretada separadamente de las subcuencas SCSJ y la SCA. La formación de esta cuenca ha sido relacionada con el crecimiento y deformación de un prisma acrecional, asociado al sistema de subducción (Luzieux et al., 2006; Marcaillou y Collot, 2008; López, 2009; Borrero et al., 2012). El registro sedimentario de ella registra la transición de un régimen transpresional durante el Eoceno tardío a compresional en el Mioceno Medio, el cual persiste hasta el día de hoy (López-Ramos, 2020). Este régimen compresivo dio lugar al levantamiento de su flanco occidental, por lo que la cuenca Tumaco se ha catalogado como una cuenca de doble antearco (López-Ramos, 2020).

3. Sistema de relleno de las cuencas

Las secuencias sedimentarias depositadas en las cuencas del borde continental colombiano han sido reportadas por diferentes autores (Nelson, 1962; Haffer, 1967; Barrero, 1979; McCourt et al., 1984; Nivia et al., 1997; Pardo-Trujillo et al., 2002a,b; Ingeominas, 2003a; ANH-Ucaldas, 2011; Borrero et al., 2012; ANH-CPC, 2014²; ANH-GRP, 2014³; Echeverri et al., 2016; Pardo-Trujillo et al., 2020). En este estudio, tales secuencias se han agrupado en dos periodos: Maastrichtiano-Eoceno Medio y Oligoceno-Plioceno, debido a un cambio en la evolución de las cuencas costa adentro. Como resultado, se describen dos secuencias principales, una preoligocena y otra posoligocena. Dentro de las primeras resaltan las siguientes discordancias: sub-Paleoceno, sub-Eoceno Medio y sub-Oligoceno (Fig. 3). En la secuencia posoligocena, en tanto, se reconocen las discordancias del sub-Mioceno, sub-Mioceno Medio y Mioceno Superior (Pardo et al., 2020). También se ha reportado para la zona dos hiatos sedimentarios importantes: pos-Cretácico Superior-pre-Eoceno (Haffer, 1967; Mera y Piragua, 2000) y pos-Eoceno Medio-pre-Oligoceno Superior (Haffer, 1967; Texaco, 1990⁴). En la cuenta Tumaco se han identificado hiatos en el Cretácico Medio-Superior, Paleoceno Superior-Eoceno Superior, Eoceno Medio y Mioceno Medio (López-Ramos, 2020).

 

FIG. 3. Estratigrafía de las cuencas costa adentro del margen colombiano. Información extraída de ANH-Dunia (2006), ANH-EAFIT (2007), Borrero et al. (2012), ANH-GRP (2011, 2014) y Echeverry et al. (2016).

3.1. Estratigrafía de las secuencias del Maastrichtiano-Eoceno Medio

3.1.1. Cuenca Tumaco

Para esta cuenca se toman como referencia las columnas estratigráficas A y B (Fig. 2), ubicadas sobre la cordillera Occidental, en el flanco oriental de la CT. Estas columnas son representativas de las secuencias sedimentarias continuas y subhorizontales depositadas desde finales del Cretácico tardío hasta el Eoceno Medio (ANH-CPC, 2014; ANH-GRP, 2014).

Maastrichtiano-Paleoceno

En la columna estratigráfica A (Fig. 4), se reconocen secuencias volcanosedimentarias conformadas por gruesas capas de tobas de lapilli seguidas por intercalaciones de tobas de ceniza, capas de pedernal y basaltos, de edad maastrichtiana (Grupo Diabásico y Grupo Dagua) (Nelson, 1962; Barrero, 1979; Nivia et al., 1997; Cediel et al., 2003). Análisis petrográficos en basaltos toleíticos de esta secuencia evidencian improntas de afinidad continental debido a la presencia de fragmentos tanto de cristales de cuarzo metamórfico como de areniscas (ANH-CPC, 2014).

FIG. 4. Correlación de las secuencias del Cretácico tardío-Oligoceno en el margen pacífico colombiano. A: Ricaurte (560 m), B: Río Napi (900 m), C: Guachinte (1.600 m), D: Calima-Darién (250 m), E: Agua Clara (1.300 m), F: Columna generalizada de la subcuenca Atrato (3.200 m), G: Río Murrí (4.000 m) y H: Río Salaquí (1.800 m). Las secciones G y H representan espesores estimados.

La presencia de lutitas fisibles, bioturbados de ambientes hemipelágicos y calizas micríticas, sugieren una sedimentación coetánea a la emisión de rocas volcánicas (Borrero et al., 2012; ANH-GRP, 2014). Capas tabulares de lutitas con intercalaciones esporádicas de areniscas cuarcíferas de grano fino se depositaron sobre la secuencia volcanosedimentaria. Hacia el techo de la secuencia se observan abundantes capas onduladas de cuarzo, areniscas y calizas lodosas tipo wackestone con gradación inversa. Por su posición estratigráfica, se estima para estas rocas una edad paleocena inferior (Daniano-Selandiano), debido a que están cubiertas por gruesos paquetes de secuencias clásticas-carbonáticas de las series Eoceno Inferior-Eoceno Medio (Secciones A y B), cuya edad se conoce a partir del contenido de foraminíferos planctónicos en las capas de caliza, con presencia del género Acarinina y ausencia de Morozovéllidos (ANH-GRP, 2014).

Asimismo, en la sección A, la parte inferior de la secuencia de lutitas fisibles fue intruida por diques datados en 57,6±5,0 Ma (K-Ar en roca total; ANH-Ucaldas, 2011), edad que coincide con la estimada sobre la base de su contenido de foraminíferos (Archaeoglobigerina sp., Globotruncanella petaloidea, Globuligerina sp., Guembelitria cretácea, Heterohelix striata, Pseudoguembelina sp., Pseudotextularia elegans, Rugotruncana sp., Rugoglobigerina sp., Rugoglobigerina macrocephala) (ANH-CPC, 2014).

En el pozo Remolino Grande-1 (Fig. 5), los informes originales de descripción de zanja realizados durante la perforación del pozo especifican que las secuencias encontradas entre 1.828,8 m y 2.194,5 m corresponden a niveles de conglomerados con rocas volcánicas e intrusivas (diabasas, basaltos y microgabros), intercalados con delgados niveles de lutitas y areniscas lodosas. Bajo estas secuencias hay una sucesión volcanosedimentaria con niveles de lutitas y areniscas finas con intercalaciones de basaltos y microgabros, a los que se les han estimado edades posteriores a los 75,8 Ma a partir de dataciones K-Ar y ⁴⁰Ar/³⁹Ar en roca total (Robertson Research Inc., 1981⁵; ANH-Ucaldas, 2010⁶).

FIG. 5. Correlación de las unidades estratigráficas del Cretácico tardío-Plioceno, identificadas en los pozos del margen pacífico colombiano analizados en este trabajo. La correlación está basada en datos de pozos perforados por Ecopetrol durante los años 1980-1985 y la ANH durante 2011-2013. Chagui-1 (3.706,6 m), Majagua-1 (4.354,6 m), Remolino Grande-1 (2.768,1 m), Sandi-1 (3.706,6 m), Tambora-1 (3.464,0 m), ANH-Chocó ST-P (2.999,2 m), Urodó-1 (4.572 m), Necora-1 (1.982,1 m) y Buchadó-1 (4.736,2). F.G: Falla de Garrapatas, F.SJ: Falla San Juan.

Eoceno Inferior-Medio

Esta sección está constituida por capas gruesas de cuarzoareniscas con ocasionales niveles delgados de lutitas y calizas lodosas tipo wackestone, datados en la columna estratigráfica B a partir de foraminíferos planctónicos (Annells et al., 1988; ANH-GRP, 2014), seguidas por secuencias de lutitas con capas esporádicas de areniscas. Estas rocas corresponden a parte de la Formación Timbiquí, la cual está conformada por andesitas, dacitas, riolitas, tobas y secuencias clásticas con cemento carbonático. En dicha formación, las tobas corresponderían a depósitos de caída asociados a un evento volcánico generado cerca de un margen continental activo (Annells et al.,1988). Depósitos volcánicos equivalentes fueron también descritos al norte de la CT por Barrero (1979), Álvarez y González (1978), Parra (1983), e Ingeominas (2002, 2003a).

En el pozo Remolino Grande-1 (Fig. 5), a una profundidad entre 1.728,2 y 1.731,3 m, se asignó una edad eocena superior a lutitas con ocasionales intercalaciones de areniscas de grano medio. De acuerdo con Robertson Research Inc. (1981), esta edad está basada en la presencia de Discoaster saipanensis (especie que no aparece por encima del Eoceno Superior en la zona de nanofósiles NP20) e Isomolithus recurvus (especie en un rango no inferior a la zona de nanofósiles NP19). Aunque el registro de foraminíferos para este intervalo es menor y no es indicativo de la serie Eoceno Superior, la existencia de Globorotalia opima indica una edad mínima oligocena inferior. Este intervalo de profundidad del pozo ha sido también reportado como correspondiente al Eoceno Inferior-Medio (Flores et al., 2012) y Eoceno Medio-Superior (Pardo et al., 2020).

3.1.2. Subcuenca San Juan

En la SCSJ, las secuencias descritas corresponden a parte de las columnas estratigráficas D y E (Fig. 4).

Maastrichtiano-Paleoceno

En la columna D, el Maastrichtiano-Paleoceno está compuesto, de base a techo, por basaltos y calizas macizas de grano fino con microfósiles silíceos, intercaladas con areniscas calcáreas, tobas de ceniza y lutitas silíceas, localmente falladas y plegadas (ANH-CPC, 2014). En la parte superior de la secuencia hay capas de pedernal con aporte volcánico. La columna estratigráfica E presenta, hacia su base, flujos de basaltos, diabasas y basaltos porfiríticos intercalados con lutitas ricas en materia orgánica, seguidos por areniscas, tobas básicas, pedernal y lutitas (Pettijohn et al., 1987). La edad de esta unidad se estima cenomaniana-maastrichtiana sobre la base de su contenido de foraminíferos (Barrero, 1979; ANH-Geoestudios, 2008). La base de esta secuencia presenta, localmente, desarrollo de milonitas, cataclasitas y mármol cerca de cuerpos intrusivos (Barrero, 1979; Orrego y París, 1991; Ingeominas, 1999a, 2002, 2003a; Suárez-Rodríguez, 2007).

La secuencia continúa, hacia su techo, con capas delgadas de lutitas laminadas, intercaladas con areniscas de grano fino, y sucesiones monótonas de lutitas laminadas en parte arenosas. La edad de esta sección fue asignada al Paleoceno Superior a partir de análisis bioestratigráficos (Rzehakina epigona junto con Bolivina sp. y radiolarios) (Ingeominas, 2003a); sin embargo, estudios anteriores le asignaron una edad cretácica superior (Etayo-Serna et al., 1982; Parra, 1983). Por encima, se disponen lutitas laminadas intercaladas con niveles de areniscas finas, seguidas por una sucesión clástica de areniscas cuarcíferas con estratificación cruzada en artesa y estructuras de deslizamiento, depositadas en ambientes de lóbulos deltaicos distales y proximales con intervención de inundaciones (ANH-CPC, 2014).

En el flanco occidental de la cordillera Central, a la latitud de Buenaventura, Pardo-Trujillo et al. (2002a,b) describieron las variaciones laterales de una secuencia compuesta por rocas clásticas de conglomerados arenosos, areniscas calcáreas y lutitas con abundantes restos de plantas, amonites y bivalvos del Campaniano-Maastrichtiano, definidas como Segmento 1 de la Formación Nogales. Por encima, se reportaron secuencias de lutitas silíceas y calcáreas, pedernal, tobas y areniscas con amonites y restos de plantas, características que definen ambientes marinos someros, seguidos por depósitos hemipelágicos con aporte volcánico.

Eoceno Inferior-Medio

Este periodo está bien representado en la columna estratigráfica C (Fig. 4). Su base está compuesta por sucesiones siliciclásticas de capas delgadas de areniscas de grano medio con intercalaciones de lutitas laminadas y conglomerados. Hacia su sección media predominan las lutitas laminadas y areniscas de grano fino, mientras que hacia su techo se reconocen estratos gruesos de conglomerados intercalados con lutitas del Eoceno Medio-Superior. Los ambientes de depositación varían desde ríos meandriformes a llanuras de inundación (ANH-Geoestudios, 2008; Cediel et al., 2009). En la columna estratigráfica E, las sucesiones clásticas fueron datadas a partir de análisis geocronológicos U-Pb en circones detríticos con picos de probabilidad de edad de 79, 88, 93, 102, 120 y 148 Ma, lo que indica que la secuencia se depositó con posterioridad a los ~79 Ma (ANH-CPC, 2014).

Rocas semejantes son reportadas en la cuenca intramontana de Cauca-Patía, con secuencias clásticas de conglomerados y areniscas cuarzosas que sobreyacen discordantemente a secuencias del Cretácico Superior-Paleoceno. Estas rocas fueron asignadas a las formaciones Chimborazo y Guachinte (Orrego, 1975; Orrego y París, 1991).

3.1.3. Subcuenca Atrato

Maastrichtiano-Paleoceno

En la SCA, cerca de Quibdó (Fig. 1), el Maastrichtiano-Paleoceno se manifiesta mediante rocas constituidas por flujos de lava de basalto y andesita, aglomerados, brechas y tobas, lavas almohadilladas e intercalaciones de pedernal, además de calizas fosilíferas laminadas y bioturbadas, y arcillolitas correspondientes al Cretácico Superior-¿Paleoceno? (Ingeominas, 1999b; columna estratigráfica F). Sedimentos fosilíferos intercalados con rocas volcánicas presentan una edad del Cretácico Superior (Duque-Caro, 1990b; Muñoz et al., 1990⁷); sin embargo, en rocas volcanoclásticas asociadas con rocas volcánicas básicas se reportaron fósiles con edades desde el Cretácico Superior hasta el Eoceno (Muñoz et al., 1990; Pardo-Trujillo et al., 2002b). Las rocas volcanoclásticas están cubiertas por pedernal con intercalaciones de caliza, lutita, caliza lodosa (wackestone) y calizas ricas en foraminíferos con ocasionales capas de limolitas. Hacia el techo de la secuencia, capas de areniscas intercaladas con arcillolitas y calizas son intruidas por diques de gabro, las que se interpretaron como depositadas en ambientes batiales oceánicos según su contenido micropaleontológico (Cossio, 1994). La edad de estas secuencias fue determinada a partir de análisis bioestratigráficos (ocurrencia de Rzehakina epigona minima y Spiroplectammina grzybowskii), los que sugieren que corresponden a series Paleoceno Superior-Eoceno Inferior (ANH-Dunia, 2006).

Hacia el norte de la subcuenca SCA, las columnas estratigráficas G y H están compuestas por basaltos y diabasas con intercalaciones locales de tobas y pedernal del Cretácico Superior-Eoceno (Goossens et al., 1977; Ingeominas, 2003b) (Fig. 4). Haffer (1967) reporta la presencia de amonites de edad turoniana en lutitas intercaladas con secuencias volcánicas. La columna G muestra que esta unidad está cubierta por conglomerados con fragmentos de basaltos en una matriz arenosa, intercalados a su vez con basaltos. Aunque la secuencia se presenta continua, Haffer (1967) menciona una posible discordancia hacia el techo de los basaltos basales, que podría corresponder al contacto del Cretácico Superior con el Eoceno Inferior. En la columna H, el periodo Maastrichtiano-Paleoceno está dado por basaltos intercalados con calizas de grano muy fino y lutitas fisibles (Haffer, 1967).

Eoceno Inferior-Medio

Esta sección está conformada por secuencias clásticas y volcánicas con intercalaciones de basaltos y lavas andesíticas vesiculares, y ocasionalmente lavas almohadilladas (columna estratigráfica F). Hacia el techo se presentan biomicritas parcialmente silicificadas con algunos paquetes de lutitas grises y areniscas de grano fino y medio del Eoceno Medio (ANH-Dunia, 2006). En el sector de Cabo Corrientes (Fig. 2) se observan calizas del Eoceno Medio intruidas por basaltos y diabasas (Gansser, 1950; Macia, 1985; Ariza et al., 2022). Estas rocas fueron descritas en el pozo Buchadó-1 como calizas arcillosas intercaladas con lutitas fisibles arenosas (Fig. 5). Análisis bioestratigráficos (Cibicides Spp., Lenticulina Spp., Globoquadrina) efectuados a una profundidad de pozo de 3.943,1 m sugieren una edad eocena para estas rocas (Hughes et al., 1988⁸). Hacia el norte, la columna G comprende secuencias de areniscas calcáreas de grano medio-fino, localmente conglomerádicas, con intercalaciones de arcillolitas calcáreas laminadas y esporádicos niveles de conglomerados con guijarros de rocas volcánicas y basaltos. A estas rocas se les ha asignado una edad del Eoceno medio producto de la presencia de Truncorotaloides rohri (Haffer, 1967). En la columna estratigráfica H, esta sección consiste en lutitas calcáreas localmente fosilíferas, ocasionales niveles de areniscas de grano medio a grueso intercaladas con flujos de lavas, y por calizas que corresponden a la serie Eoceno Medio-Inferior sobre la base de la ocurrencia de Hastigerina bolivariana y Globorotalia formosa (Haffer, 1967).

3.2. Estratigrafía de las secuencias del Oligoceno-Plioceno

El relleno sedimentario Oligoceno-Plioceno refleja la continua progradación de deltas hacia el occidente, desde plataforma interna hasta litoral, que marcaron progresivamente una regresión marina. Estos ambientes han sido interpretados a partir de información de pozos a lo largo del margen pacífico colombiano (Figs. 2 y 5).

Durante el Mioceno-Plioceno, la subsidencia de las cuencas fue muy rápida y la secuencia de relleno muy gruesa, conformada por sedimentos de ambientes litorales correspondientes a rocas clásticas de deltas progradantes (clinoformas sigmoidales y oblicuas tangenciales bien observadas en las secciones sísmicas; Figs. 6 y 7), de llanuras de inundación y, hacia el sur, de ríos trenzados principalmente. En simultáneo, se depositaron secuencias de ambientes marinos generadas durante entradas esporádicas del mar (ANH-Ucaldas, 2011), con un hiato en el registro sedimentario para el intervalo Mioceno Medio-tardío (Cossio, 1994). Para el Mioceno-Plioceno se han reconocido cuatro discordancias, todas en la subcuenca Atrato: Mioceno Inferior-Medio, Mioceno Medio, Mioceno Superior y Plioceno Inferior, de acuerdo con cambios bioestratigráficos, sedimentológicos y paleobatimétricos asociados con actividad tectónica local (Duque-Caro, 1990b; Cossio, 1994; ANH-DUNIA, 2006).

FIG. 6. Línea sísmica del depocentro Tumaco (Sección sísmica SA). Las flechas negras indican el sobrelapamiento (onlap) de los sedimentos, representados en los reflectores. Las sismosecuencias son identificadas con el código ss y su número consecutivo. F.S.: Falla Satinga, F.PN: Falla Pueblo Nuevo.

FIG. 7. Línea sísmica del depocentro San Juan (Sección sísmica SB). Las flechas negras indican las terminaciones en sobrelapamiento (onlap) de los reflectores.

3.2.1. Cuenca Tumaco

En el pozo Remolino Grande-1 (Fig. 5) se describieron secuencias oligocenas consistentes en capas de lutitas con alternancias de calizas y areniscas. En el intervalo 1.612,3-1.621,5 m, en particular, se reportaron foraminíferos planctónicos (Globigerina pseudovenezuelana, Globigerinoides inmatura, Globigerinoides indet., Globorotalia opima, Orbulina universa), foraminíferos bentónicos (Cassidulina horizontalis, Cassidulina subglobosa, Cibicidoides spp., Hoeglundina elegans, Lenticulina americana), radiolarios y gasterópodos. La ocurrencia de Globorotalia opima y radiolarios ubica la secuencia dentro del Oligoceno Superior (Peñaloza y Sánchez, 2006). Ella está cubierta por rocas miocenas, conformadas por areniscas con frecuentes niveles delgados de arcillolitas y areniscas tobáceas (Borrero et al., 2012). Las secuencias del Mioceno Medio están compuestas por areniscas, areniscas con aporte volcánico, arcillolitas y ocasionales capas de conglomerados. Jiménez et al. (2007) proponen un ambiente de plataforma marina externa a talud superior, mientras que para la parte superior de la secuencia se propone un ambiente de plataforma interna. El intervalo de muestreo 643,1-905,2 m está caracterizado por la asociación de Globorotalia fohsi peripheroronda, Globorotalia fohsi peripheroacuta, Praeorbulina sicana, Praeorbulina glomerosa y Orbulina universa (Peñaloza y Sánchez, 2006 ). En la base del pozo Majagua-1 (a partir de los 4.126,9 m) también se han descrito secuencias oligocenas (Borrero et al., 2012), aunque Pardo et al. (2020) las ubican en el límite Oligoceno-Mioceno Inferior.

El Mioceno en la cuenca Tumaco está bien definido en los pozos Majagua-1 y Chagui-1. Esta unidad comprende, principalmente, areniscas con niveles de arcillolitas, las que hacia su base presentan intercalaciones de caliza lodosa y capas delgadas de depósitos piroclásticos. Los reportes publicados por Hughes et al. (1988) y ANH-Ucaldas (2011) sugieren para las unidades basales un ambiente batial, mientras que para las unidades más jóvenes los ambientes varían a sublitoral. Borrero et al. (2012) consideran que las litologías del Mioceno Inferior-Medio representan secuencias de turbiditas relacionadas con el colapso del frente deltaico dentro de una plataforma externa. Pardo-Trujillo et al. (2020), en tanto, identifican ambientes desde plataforma marina hasta prodeltas y frentes deltaicos.

Para el Mioceno Superior-Plioceno, las secuencias mejor descritas se encuentran en secciones de campo y en el pozo Tumaco 1-ST-S (Echeverri et al., 2016). Estas corresponden a estratos lenticulares de areniscas y conglomerados con alto contenido de fragmentos volcánicos, intercalados con lutitas y areniscas lodosas, localmente bioturbadas. El contenido fosilífero incluye foraminíferos, bivalvos, gasterópodos, equinodermos y plantas bien conservadas, depositados en ambientes deltaicos con aporte volcánico. En el pozo Majagua-1, estas secuencias evidencian ambientes de planicie deltaica, cercanos al litoral(Pardo-Trujillo et al., 2020).

3.2.2. Subcuenca San Juan

El pozo Tambora-1 corta al límite Oligoceno-Mioceno Inferior en torno a los 2.998 m (Hughes et al., 1988) (Fig. 5). En niveles superiores se han descrito secuencias de lutitas fisibles con capas ocasionales de areniscas de grano fino y areniscas calcáreas de ambientes marinos profundos (batial medio), para los que se ha estimado una edad ubicada en el Mioceno temprano-Medio de acuerdo con su contenido fosilífero (Catinaster coalitus, Discoaster bollii, Helicosphaera carteri, Helicosphaera intermedia y Reticulofenestra spp.).

En el pozo Sandi-1 el Mioceno se reporta en discordancia con respecto al Eoceno Inferior. Las secuencias miocenas están compuestas por areniscas con esporádicas intercalaciones de caliza, mientras hacia el techo de la secuencia se presentan capas gruesas de areniscas con conglomerados y ocasionales niveles de lutitas fisibles. La bioestratigrafía de esta sección sugiere un cambio desde ambientes marinos profundos a uno de plataforma somera (Ammobaculites spp., Cibicides spp., Cyclicargolithus floridanus, Helicosphaera carteri, Quinqueloculina spp., Reticulofenestra spp.y Sphenolithus heteromorphus) (Hughes et al., 1988; Ecopetrol, 2000⁹).

Las secuencias descritas también son reportadas en las secciones de superficie (Figs. 2 y 4). En la columna estratigráfica C, por ejemplo, se observan variaciones laterales de facies a rocas siliciclásticas, consistentes en lutitas laminadas con intercalaciones locales de conglomerados, generadas en ambientes de ríos trenzados proximales, llanuras de inundación y deltas (Barrero, 1979; Orrego y París, 1991; Ingeominas, 1999a; Pardo-Trujillo et al., 2002a,b; ANH-GEOSTUDIOS, 2008; ANH-CPC, 2014). En la cuenca Cauca-Patía, estas secuencias son reconocidas como la Formación Vijes, conformada también por calizas de corales de edad oligocena (Dueñas y Navarrete, 2000).

3.2.3. Subcuenca Atrato

En el pozo Buchadó-1 el Oligoceno-Mioceno Medio se manifiesta desde los 3.962,4 m hasta los 2.743,2 m (Fig. 5). Las rocas de este intervalo consisten en lutitas fisibles, areniscas y calizas tipo lutita. Nanofósiles calcáreos y foraminíferos (Calcidiscus leptoporus, Cyclicargolithus floridanus, Discoaster deflandrei, D. exilis, D. cf. Kugleri, Helicosphaera carteri, Globigerina/Cetapsydrax spp., Globigerinoides spp., G. quadrilobatus, G. triloba, Globoquadrina praedehiscens, G. venezuelana, Globorotalia bella, G. mayeri y G. cf. Semivera) indican una edad del Oligoceno Medio y ambientes marinos de plataforma (Hughes et al., 1988). Las rocas del Mioceno están, por su parte, conformadas por lutitas con alternancias de areniscas de grano fino y medio, datadas en el intervalo 3.096,7-3.249,1 m a partir de foraminíferos (Globorotalia fohsi y Globorotalia barisanensis)(Hughes et al., 1988).

En el pozo Necora-1, el límite Oligoceno-Mioceno Inferior se observa en el intervalo 1.761,7-1.770,8 m. A partir de la ocurrencia de Globorotalia opima, Globigerina winkleri y Uvigerina taberana se sugiere una edad del Oligoceno Superior (Ecopetrol, 2000). En el lapso 1.203,9-1.213,1 m se define el Mioceno Medio a partir de la presencia de foraminíferos (Bolivina dispar, Buliminella curta, Melonis pompilioides, Pullenia bulloides, Sphaeroidina bulloides y Uvigerina kernensis) en una secuencia compuesta por areniscas y capas gruesas de conglomerados hacia el techo (Ecopetrol, 2000). En el pozo Urodó-1, la información es muy limitada y la secuencia que se presenta (Fig. 5) fue extraída de una sección geológica reportada por la Compañía Petrolera Latina Inc. (1988)¹⁰ y ANH (2010).

El Mioceno Superior, presente en el pozo ANH-Chocó ST-P (Fig. 5), está conformado de base a techo por conglomerados con clastos de gabros, rocas porfiríticas, areniscas y lutitas, intercalados con niveles de areniscas con bioclastos (bivalvos y gasterópodos) y esporádicas capas de lutitas, seguidos por paquetes de areniscas con intercalaciones de conglomerados y lutitas con evidencias de bioturbación, restos de bivalvos y fragmentos carbonosos. Por encima se observan capas gruesas de conglomerados con clastos de lutitas, areniscas volcánicas, granitoides y pedernal, y hacia el techo, lutitas con alto contenido de materia orgánica. Mediante estudios palinológicos (Echitricolporites mcneillyi, Clavainaperturites microclavatus, Crassoretitriletes vanraadshooveni, Fenestrites spinosus, Nijssenosporites fossulatus, Palaeosantalaceaepites cingulatus, Proteacidites triangulatus y Retipollenites crotonicollumellatus) se asigna este nivel al Mioceno Medio-Superior y un ambiente de llanura deltaica y frente deltaico(ANH-Ucaldas, 2011; Jaramillo et al., 2011).

En la SCA, las columnas estratigráficas F, G y H presentan ocasionales intercalaciones de lutitas y areniscas con aporte volcánico y areniscas calcáreas con esporádicos niveles de caliza, las que están presentes a ambos flancos de la cuenca, así como en la serranía del Darién en Panamá. Hacia el techo de esta secuencia aparecen capas gruesas de conglomerados polimícticos y localmente niveles de calizas (Haffer, 1967; ANH-Dunia, 2006).

4. Descripción de las líneas sísmicas de la cuenca Tumaco y subcuenca San Juan

4.1. Metodología

Para el desarrollo de este trabajo se tuvieron a disposición las líneas sísmicas NT-1992-2840 y NT-1990-2870, ubicadas en la cuenca Tumaco, la línea sísmica TB-1991-7810, en la subcuenca San Juan, y las líneas sísmicas TB-1991-1110, TB-1991-1120 y TB-1991-1130, transversales a la cuenca Tumaco y subcuenca San Juan; además de información y registros eléctricos de los pozos Chagui-1, Majagua-1, Remolino Grande-1, Sandi-1 y Tambora-1. La información de los pozos ANH-Chocó ST-P, Urodó-1, Necora-1 y Buchadó-1 se obtuvo de informes de la Empresa Colombiana de Petróleos (Ecopetrol) y de la Agencia Nacional de Hidrocarburos de Colombia (ANH). Para el análisis de los datos se utilizó el software PETREL^© con licencia de la ANH, el cual permite una interpretación integrada del subsuelo incluyendo geología, geofísica e ingeniería.

Una vez armada la base de datos del subsuelo se procedió a la correlación entre pozos y a la identificación e interpretación de horizontes. Se incorporó también información estratigráfica, bioestratigrafía y límites de secuencias de los pozos ANH-Chocó ST-P, Urodó-1, Necora-1 y Buchadó-1. En las líneas sísmicas se utilizó el atributo envelope del programa PETREL, el cual estima el total de energía instantánea de la traza observándose los cambios de impedancia acústica, así como la geometría y textura interna de las estructuras (e.g., Chopra y Marfurt, 2007; Xu y Haq, 2022).

4.2. Descripción de las líneas sísmicas

Tres secciones sísmicas 2D fueron interpretadas para identificar las características sismo-estratigráficas en las cuencas CT y SCSJ (Fig. 2). Se utilizaron las mejores secciones sísmicas reprocesadas: dos secciones (SA y SB; Figs. 6 y 7) son perpendiculares a los ejes de los depocentros de las cuencasCTy SCSJ,mientras que la tercera sección (SD; Fig. 8) es paralela a los ejes de los depocentros de dichas cuencas. En las secciones se identificaron ocho sismo-secuencias (ss1 a ss8) limitadas por discordancias. Estas últimas fueron definidas a partir de las edades establecidas en los pozos de amarre (ver sección anterior) y a los tipos de terminaciones de las sismo-secuencias.

FIG. 8. Líneas sísmicas de los depocentros Tumaco y San Juan (sección sísmica SD ). Las líneas negras continuas corresponden a fallas. Las líneas rojas punteadas representan los diferentes cuerpos intrusivos que atraviesan las secuencias.

En la sección SA (Fig. 6), la sismo-secuencia ss1 se encuentra limitada por la discordancia del Cretácico y por la discordancia del Cretácico Superior-Paleoceno registrada en el pozo Remolino Grande-1. Ella presenta una geometría tabular a lo largo de las líneas sísmicas. Bajo el reflector correspondiente a la discordancia Cretácico Superior-Paleoceno, se observan estructuras cónicas adyacentes a reflectores sísmicos de alta amplitud y baja frecuencia localmente bien definidos y continuos, los que corresponderían a estructuras de flujos volcánicos (sensu Badley, 1987; Xu y Haq, 2022) correlacionables con aquellas descritas en el pozo Remolino Grande-1.

La sismo-secuencia ss2 está limitada en su techo por la discordancia del Eoceno Medio-Superior, identificada en el pozo Remolino Grande-1. La geometría de esta sismo-secuencia es tabular y continua, adelgazándose hacia el occidente, y las terminaciones son reflectores que generan truncamientos hacia el techo de la ss2.

La sismo-secuencia ss3 está acotada hacia su techo por la discordancia del Oligoceno-Mioceno Inferior, determinada en los pozos Remolino Grande-1 y Majagua-1. Presenta una geometría tabular hacia el occidente y se adelgaza hacia el oriente, culminando en el desarrollo progresivo de posibles montículos de caliza (Figs. 6 y 7), los cuales también fueron identificados en la superficie (Sección B; Nygren, 1950).

La sismo-secuencia ss4 está limitada por la discordancia del Mioceno Inferior-Medio, observada en los pozos Remolino Grande-1 y Majagua-1. Hacia el occidente, su geometría es tabular continua, mientras que hacia el oriente se adelgaza de manera significativa, y termina en cubrimiento (onlap). Hacia el sureste de esta sección sísmica se observa un cuerpo ígneo que se correlaciona con el Batolito de Piedrancha, de edad 23-19 Ma (Fig. 6).

La sismo-secuencia ss5 está por debajo de la discordancia del Mioceno Medio-Superior, identificada en el pozo Majagua-1 y se puede correlacionar con la sección sísmica SD. Esta sismo-secuencia tiene una asimetría geométrica en su relleno, la cual se observa subtabular hacia el occidente y acuñada hacia el oriente. Las terminaciones hacia el oriente se dan en cubrimiento (onlap).

La sismo-secuencia ss6 se encuentra limitada por la discordancia del Mioceno Superior, registrada en el pozo Majagua-1. Posee una geometría cuneiforme asimétrica, subtabular hacia el oriente y acuñada hacia el occidente. Las terminaciones de esta sismo-secuencia hacia el occidente son en cubrimiento (onlap). Las sismo-secuencias ss5 y ss6 presentan una migración de los depocentros hacia el oeste para secuencias cada vez más jóvenes (Fig. 6).

La sismo-secuencia ss7 está limitada por la discordancia del Mioceno Superior-Plioceno y exhibe una geometría subtabular con mayor espesor hacia el oriente. Finalmente, la sismo-secuencia ss8 está limitada por el Plioceno y presenta también una geometría subtabular con mayor espesor hacia el oriente, mientras que hacia el occidente muestra terminaciones en cubrimiento (onlap) hacia la base de la sismo-secuencia, así como clinoformas sigmoidales.

En la sección SB (Fig. 7), la sismo-secuencia ss1 tiene una geometría subtabular y aumenta su espesor hacia el oriente. La ss2 es completamente tabular, mientras que en la ss3 se observan terminaciones en cubrimiento y desarrollo de posibles montículos de caliza que continúan hacia el continente hasta alcanzar la discordancia Oligoceno-Mioceno Inferior. Bajo los principales montículos de calizas se reconoce la discordancia Eoceno Medio-Superior. En superficie, estas calizas fueron descritas en el sector de Cabo Corrientes (Nygren, 1950) y en la columna estratigráfica B (ANH-GRP, 2014). La ss4 posee una geometría en cuña con terminaciones en cubrimiento hacia el oriente. Las ss5 y ss6 son tabulares y continuas. La ss7 se adelgaza hacia el occidente, mientras que la ss8 evidencia clinoformas sigmoidales y oblicuas tangenciales, asociadas posiblemente con la progradación de secuencias clásticas.

En la sección SD (Fig. 8), las sismo-secuencias son continuas desde la CT hasta la SCSJ. Las ss1, ss2 y ss3 son observadas en la SCSJ mediante geometrías tabulares. Las ss4 y ss5 presentan una geometría tabular hacia el suroeste mientras que hacia el noreste se observan en cubrimiento hacia el límite superior de la ss3. La discordancia hacia el techo de la ss2 es interpretada como una serie de montículos de carbonatos, correlacionables con los hallados en la sección SB (Fig. 7) y en la sección de superficie B (Fig. 4).

Hacia el noreste, cerca de la intersección de la línea TB-1991-7810, se observa la falla de Garrapatas (Figs. 2 y 8). A ella se le ha estimado una cinemática inversa y también se le ha sugerido una cinemática con rumbo N60-70°E, posiblemente dextral y de componente inverso (París et al., 2000; Suárez-Rodríguez, 2007). En la sección SD (Fig. 8), al oriente de la falla, las secuencias preoligocenas se observan afectadas por fallas normales planares de bloques caídos hacia el noreste y suroeste. Las secuencias posoligocenas, en tanto, se presentan continuas a ambos lados de la falla, aunque se evidencia un anticlinal con eje en la traza de la falla que involucraría las secuencias desde el Eoceno Medio hasta el Mioceno Medio-Superior. Las geometrías cónicas adyacentes a la falla de Garrapatas ubicadas al suroeste de la sección sísmica SD, muestran una señal granular hacia el centro de la estructura, un posible fracturamiento hacia las secuencias superiores y, adicionalmente, alta energía sobre la base del atributo sísmico (envelope), características propias de cuerpos ígneos (Badley, 1987; Nanda, 2016; Xu y Haq, 2022). Estas potenciales intrusiones afectarían las secuencias del Mioceno Medio-Superior (Fig. 8), lo cual permite asignar a este evento intrusivo una edad pos-Mioceno Superior.

4.3. Configuración estructural de las cuencas costa adentro

La horizontalización, a menor profundidad, de las discordancias mayores interpretadas en las secciones SA (Fig. 6) y SB (Fig. 7), así como la geometría de crecimiento diferencial observada, permite estimar para la CT y la SCSJ el tipo e intensidad de la deformación (Fig. 9). Para la subcuenca Atrato, en tanto, el control estructural es provisto mediante la sección confeccionada según información geológica y de terreno (Fig. 10).

FIG. 9. Representación esquemática de las estructuras formadas en las secuencias preoligocenas de las cuencas Tumaco y San Juan en las secciones SA (A) y SB (B). Los diagramas fueron generados a partir de la horizontalización (flattening) de la discordancia Oligoceno-Mioceno Inferior.

FIG. 10. Mapa geológico y sección estructural en el depocentro Atrato. A. Mapa geológico elaborado a partir de datos de campo e interpretación geomorfológica, que integra los datos de los mapas publicados por el Servicio Geológico Colombiano. B. Sección estructural (SC) correlacionada con los pozos Urodó-1 y Necora-1. El segundo es proyectado por el rumbo de la unidad U5 a 45 km. Las fallas punteadas son proyectadas de la línea sísmica interpretada por Suárez-Rodríguez (2007). Las diferentes unidades son identificadas por los colores y nomenclatura (U1-U7).

4.3.1. Cuenca Tumaco y subcuenca San Juan

El esquema estructural de la CT es representado en la figura 9A. Al horizontalizar la discordancia Oligoceno-Mioceno Inferior se evidencian dos áreas de deformación con diferentes intensidades. En el noroeste esta es mayor, observándose las secuencias preoligocenas afectadas por dos fallas normales principales (fallas Pueblo Nuevo y Satinga). La falla Pueblo Nuevo evidencia un buzamiento hacia el sureste, mientras que la falla Satinga buza hacia el noroeste (Fig. 9A). Así, al noroeste de la línea sísmica se forma una estructura de pilares tectónicos, la cual está afectada hacia su centro por fallas normales e inversas. Hacia el sureste, en tanto, se observan fallas normales planares paralelas en tipo dominó. La menor deformación queda de manifiesto en las secuencias del Eoceno Medio-Superior y afecta localmente hasta las secuencias del Oligoceno Superior, lo que permite estimar el tiempo de la deformación, la cual disminuye hacia el sureste.

La deformación en la SCSJ (Fig. 9B) presenta una menor intensidad comparada con la descrita en la CT. En la SCSJ se observan fallas normales con buzamiento al noroeste y sureste, las que forman estructuras de fosas y pilares tectónicos y fallas tipo dominó (Fig. 9B). Ellas afectan las secuencias depositadas sobre la discordancia del Eoceno Medio-Superior.

4.3.2. Subcuenca Atrato

El control estructural de la SCA es mostrado en una sección geológica realizada al sur de esta subcuenca a partir del mapa geológico confeccionado en este trabajo (Fig. 10). El perfil geológico exhibe, en su extremo oeste, una estructura anticlinal asimétrica (anticlinal de Baudó) con su eje principal orientado en dirección norte-sur (Fig. 10A). Este anticlinal está limitado al oeste por la falla Quebrada Bongo; su flanco frontal presenta un elevado buzamiento mientras que su flanco dorsal culmina con un sinclinal de gran escala (sinclinal del Atrato) (Fig. 10B). En la cresta del anticlinal aflora la unidad más antigua, de edad del Cretácico Superior-Paleoceno, y en su flanco dorsal se forman pliegues menores en las secuencias de edad miocena a pliocena, extendiéndose por más de 75 km al este (Fig. 10B). Hacia el sur, esta configuración está limitada por el sistema de fallas de San Juan, con cinemática de rumbo dextral, que afecta unidades del Mioceno-Plioceno (Fig. 10A).

La sección estructural observada en la figura 10B está controlada por el pozo Urodó-1, en cuyo término se cortaron secuencias del Paleoceno-Eoceno Medio, y por el pozo Necora-1 que controla, a profundidad, la presencia de secuencias del Cretácico Superior-Paleoceno. En los sedimentos del Paleoceno-Eoceno Medio, y posiblemente del Cretácico Superior, se observa una geometría subtabular, mientras que los mayores espesores se evidencian hacia la falla Quebrada Bongo. Las secuencias del Paleoceno-Eoceno Medio disminuyen su espesor progresivamente hacia el este y no afloran en superficie, lo que marca la discordancia del Oligoceno. Las secuencias del Mioceno Superior-Plioceno se presentan asimétricas y adelgazadas hacia el oeste. El flanco oriental del sinclinal de Atrato tiene deformación por fallas inversas que involucran secuencias del Mioceno Inferior-Medio.

Suárez-Rodríguez (2007) reporta, para la zona, una discordancia de edad oligocena en superficie y sugiere, mediante secciones sísmicas, que las secuencias del Eoceno Medio-Superior se encuentran involucradas en el flanco este del sinclinal del Atrato. Dichas secuencias poseen adelgazamiento en cubrimiento hacia el este, y culminan sobre unidades del Cretácico Superior-Eoceno Inferior a profundidades de ~0,8 s en la línea sísmica (es decir, no afloran en superficie). Ese mismo autor identifica fallas inversas antitéticas asociadas a la falla principal Quebrada Bongo.

5. Interpretación y discusión

5.1. Continuidad de una plataforma en el margen pacífico colombiano durante el Maastrichtiano-Eoceno Medio-tardío

Las evidencias encontradas en las líneas sísmicas y las secciones estratigráficas permiten inferir que el margen pacífico colombiano, entre el Cretácico tardío (Maastrichtiano) y el Eoceno Medio-tardío, presentó sedimentación continua a lo largo de una extensa plataforma. Los elevados espesores (>3.200 m) de las secciones estratigráficas hacia el norte (secciones F y G; Fig. 4), sugieren una posible extensión que facilitó el acomodo de las diferentes secuencias sedimentarias.

La presencia de actividad magmática se observa a lo largo de las cuencas, en especial durante el Cretácico Superior (Secciones G y H; Fig. 4). En el extremo norte de la SCA, el magmatismo está representado por niveles de basalto con afinidad oceánica tipo MORB (Haffer, 1967), intercalados con sedimentos cretácicos marinos (Fig. 4), los que también están presentes cerca de la falla Quebrada Bongo (Fig. 10). La existencia de estos niveles de basaltos disminuye significativamente hacia el sur en la SCSJ, mientras que en la CT están acompañados por gruesos niveles de tobas (Sección A; Fig. 4) y geoformas de posible origen volcánico interpretadas a partir de la sección sísmica de la figura 6. Durante el Eoceno Medio la actividad volcánica se concentró en la SCA, tal como se observa en las columnas estratigráficas F, G y H (Fig. 4). Esta actividad se habría iniciado durante el Paleoceno según Grajales et al. (2020) y Zapata-García y Rodríguez-García (2020).

La sedimentación durante el Paleoceno-Eoceno temprano está representada por secuencias de lutitas fisibles de plataforma interna, con desarrollo local de calizas tipo micrita, y lutitas fisibles de ambiente hemipelágico en las cuencas CT y SCA; mientras que en la SCSJ fueron depositadas secuencias menos profundas en un ambiente de abanico. El acuñamiento de estas secuencias hacia el este evidencia un levantamiento en el borde oriental de las cuencas, posiblemente relacionado con la intrusión del batolito de Mandé (Fig. 10) (Grajales et al., 2020; Zapata-García y Rodríguez-García, 2020), lo que sugiere una sedimentación sintectónica y sinmagmática. En el Eoceno Medio-tardío, en tanto, se desarrollaron plataformas clásticas carbonáticas con montículos de calizas, las que avanzaron hacia el continente hasta el Oligoceno temprano. Estas estructuras se observan, en especial, en las cuencas CT y SCSJ (Figs. 6 y 7) y se asociarían posiblemente con una transgresión marina (Fig. 11A y B).

FIG. 11. Representación esquemática de la evolución del margen pacífico colombiano desde el Cretácico tardío hasta el Plioceno. A. Plataforma con flujo de basaltos intercalados con lutitas, pedernal y tobas de focos continentales. B. Desarrollo de una plataforma clástica carbonatada contemporánea con intrusiones magmáticas. C. Generación de espacio de acomodo en la CT durante un régimen transtensional simultáneo al emplazamiento de cuerpos intrusivos de edad oligocena. D. Levantamiento del alto de Remolino Grande, deformación generada por las fallas de Garrapatas y San Juan y generación del anticlinal del Baudó.

Trabajos recientes de análisis de procedencia y geocronología detrítica al sur de la SCA (sector de Cabo Corrientes), colindante con la sección estructural vista en la figura 10, establecen que los componentes de la Formación Salaquí provienen desde la cordillera Central de Colombia (Ariza et al., 2022). La misma fuente se ha estimado para la procedencia de los componentes de la Formación Iro, de edad paleoceno-eocena en la SCSJ (Gallego, 2017). En este sentido, la SCA muestra una cercanía al continente a partir del Paleoceno-Eoceno.

El origen de los basaltos oceánicos tipo MORB intercalados en las secuencias marinas se interpretan con respecto a dos ambientes tectónicos: 1) en márgenes divergentes de corteza oceánica (Wilkinson, 1982), y 2) en la transición océano-continente bajo un régimen de extensión (Desmurs et al., 2001). Con respecto a la primera alternativa, los basaltos generados de este modo requerirían de un sistema de subducción para ser acrecionados al continente. En un sistema de terrenos oceánicos acrecionados se esperaría que la corteza superior exhibiera engrosamiento vertical por apilamiento de bloques (Bruhn et al., 2004, 2012; Ricketts, 2019), donde la sedimentación provendría de la erosión de esos mismos terrenos acrecionados. En la segunda alternativa, en tanto, la presencia de magmas basálticos de afinidad mantélica en superficie se puede asociar con la generación y evolución de fallas normales, las que actuarían como conductos que favorecerían el ascenso magmático (e.g., Whitmarsh et al., 1996; Boillot y Froitzheim, 2001; Desmurs et al., 2001; Decarlis et al., 2018).

Si bien la evolución del margen colombiano se caracteriza por acreciones de terrenos a partir de un sistema de subducción (Duque-Caro, 1990a; Kerr et al., 1997; Cediel et al., 2003; Villagómez et al., 2011; Cardona et al., 2018), la integración de los resultados de este trabajo permite analizar la continuidad de este margen desde finales del Cretácico tardío (Maastrichtiano) hasta el Eoceno Medio-tardío. De acuerdo con este análisis, la configuración del margen colombiano no parece presentar las estructuras de apilamiento de bloques (Desrochers et al., 1993; Bruhn et al., 2004, 2012; Hedin et al., 2014; Bender, 2019; Ricketts, 2019) esperables en un contexto de acreción de terrenos como el considerado para el origen de los basaltos tipo MORB. Asimismo, en el oriente de la CT (sección A; Fig. 4), estos niveles de basaltos están cubiertos por tobas de afinidad continental. En la SCA, los grandes espesores registrados (secciones F y G; Fig. 4), sugieren la presencia de un régimen tectónico extensional para el margen colombiano. El origen de los basaltos tipo MORB no se ha determinado con precisión, sin embargo, se podría asociar tentativamente con un margen extensional.

5.2. Evolución de las cuencas durante el Oligoceno-Plioceno

La configuración actual de las cuencas está dada por la acumulación y deformación de las secuencias del Oligoceno hasta el Plioceno.

5.2.1. Deformación de las cuencas CT y SCSJ

La sedimentación ocurrida desde el Eoceno Medio-Tardío fue continua, tanto para la CT como para la SCSJ, al norte del sistema de fallas de Garrapatas. La deformación generada por la falla de Garrapatas afectó a las secuencias del Eoceno Medio-tardío hasta el Mioceno tardío- ¿Plioceno? ubicadas al noreste de ella (Fig. 8). Esta actividad permite inferir que la CT y la SCSJ habrían evolucionado como una sola cuenca durante el Plioceno.

Las estructuras interpretadas mediante las líneas sísmicas sugieren el levantamiento hacia el este de las cuencas durante el Oligoceno-Mioceno temprano. En la CT se observan los hombros de basamento a diferentes alturas, con la mayor altura en el hombro oriental (Fig. 6). Las secuencias del Oligoceno-Mioceno Temprano muestran un acuñamiento hacia el oriente, reportado también por López-Ramos (2020), adyacente a la falla Junín (falla de rumbo en superficie), posiblemente asociado con la intrusión del batolito de Piedrancha (23-19 Ma; Fig. 6). En superficie, en el flanco oriental de la CT se observan secuencias desde el Cretácico tardío hasta el Eoceno tardío, adyacentes a la falla Junín (secciones A y B; Fig. 4). Las secuencias depositadas desde el Maastrichtiano al Oligoceno-Mioceno temprano fueron deformadas por fallas normales en el centro y sur del margen continental (Figs. 6 y 8). Hacia el oriente, en la CT y la SCSJ, se generaron estructuras de pilares tectónicos, fosas tectónicasy fallas tipo dominó durante el Oligoceno-Mioceno temprano (Figs. 6, 7 y 8). Posteriormente, la deformación fue más intensa al occidente de la CT, posiblemente en respuesta a un régimen transtensional considerando el desplazamiento de rumbo de la falla Junín (ANH-GRP, 2014). Durante este periodo, la deformación en la SCA es acomodada por fallas inversas en el flanco oriental del sinclinal de Atrato (Fig. 10). El evento transtensional del Oligoceno-Mioceno temprano es reportado por Aizprua (2021) en las cuencas Manabí y Borbón, al norte de Ecuador, las cuales limitan con la cuenca Tumaco. Cediel et al. (1998) describe también estructuras extensionales costa afuera (offshore) de la CT y la SCSJ.

Durante el Mioceno Medio-tardío se genera el levantamiento del alto de Remolino Grande en la CT (Fig. 11D). Dicho levantamiento fue también reportado por Borrero et al. (2012), López-Ramos (2020) y Pardo et al. (2020), los cuales lo asocian al crecimiento de un prisma acrecional que dio lugar a una cuenca de antearco. Las cuencas de antearco desarrolladas de esta manera son clasificadas en la literatura como cuencas frías (Allen y Allen, 2005). No obstante, análisis de trazas de fisión en apatito (AFT) y vitrinita realizados por Barbosa (2012) en los pozos Majagua-1 y Remolino Grande-1, indican que la CT alcanzó temperaturas desde 80 °C hasta 120 °C al momento de la formación del alto de Remolino Grande y esto fue coetáneo al emplazamiento de los intrusivos interpretados en la línea sísmica mostrada en la figura 8. En este sentido, el levantamiento del alto de Remolino Grande pudo ser en respuesta a un evento intrusivo durante el Mioceno Medio-tardío. Sin embargo, queda abierta la posibilidad de que se tratara de diapiros de lodo, tal como lo interpreta Pardo et al. (2020).

Durante el Mioceno tardío al Plioceno se sugiere para la SCSJ deformación transpresional generada por las fallas de Garrapatas y San Juan. El presente estudio también sugiere que la parte sur de la SCSJ fue afectada por transpresión durante el Mioceno Medio-tardío (es importante notar, por ejemplo, la inflexión de las capas a ambos costados de la falla de Garrapatas en la figura 8). Hacia el norte de la cuenca, la deformación dextral es generada por la falla San Juan (Fig. 10A). La cinemática de la falla de Garrapatas ha sido interpretada de rumbo dextral con componente inverso (París et al., 2000; Suárez-Rodríguez, 2007) y marca el alto estructural de la SCSJ (Fig. 8). Esta deformación transpresiva también es reportada por Cediel et al. (2009) para el Plioceno temprano.

Con respecto al sistema de fallas San Juan y de Garrapatas, ambas limitan la SCSJ (Fig. 2). Se trata de fallas paralelas con componente dextral, asociadas a un evento compresivo del Oligoceno-Mioceno Medio (Petrobas-Ecopetrol, 2002; Suárez-Rodríguez, 2007; ANH-EAFIT, 2007. La cinemática dextral posterior al Mioceno tardío presente en los dos sistemas de fallas habría generado una estructura tipo pop-up (e.g., Aydin y Nur, 1985; Biddle y Christie-Blick, 1985), contemporánea al levantamiento del borde occidental de la CT (Fig. 6).

A partir del Plioceno se presenta la progradación de deltas hacia las cuencas. Ellas son evidenciadas en los análisis de paleoambientes y en las clinoformas sigmoidales presentes en las líneas símicas (Figs. 6 y 7), las cuales también fueron reportadas por López-Ramos (2020).

5.2.2. Deformación de la subcuenca Atrato

La deformación principal al sur de la SCA ocurrió durante el Mioceno tardío-Plioceno. En este periodo se genera el anticlinal de Baudó controlado por la falla Quebrada Bongo, lo que origina, a su vez, el sinclinal de Atrato (Fig. 10). Debido a que no se tienen evidencias del espesor de las secuencias afectadas por la falla, en particular aquellas del Cretácico tardío, la falla Quebrada Bongo podría también interpretarse como una estructura de inversión de un semigraben.

Con respecto al bloque Panamá-Chocó, el cual ha sido considerado limitado por la falla de Garrapatas al sur de la SCSJ (Duque-Caro, 1990a; Nivia et al.,  1997; Cediel et al., 2003; Cardona et al., 2018; Barbosa-Espitia et al., 2019; Montes et al., 2019), los datos aquí analizados evidencian una continuidad de las secuencias sedimentarias del Eoceno Medio- tardío a ambos lados de la falla de Garrapatas (Fig. 8). Asimismo, existe continuidad en la geometría y geoquímica del magmatismo Paleoceno-Eoceno a lo largo de toda la cordillera Occidental, tal como propusieron Grajales et al. (2020).

Aunque las cuencas costa adentro del margen cenozoico colombiano han sido clasificadas en estudios previos como cuencas de antearco, más allá de su posición con respecto a la paleotrinchera, hay razones en el presente trabajo para considerar que no presentan las características de esta clase de cuencas. Los motivos son los siguientes: (1) exhiben evidencia de actividad magmática; (2) no se observan secuencias sedimentarias atribuibles a un prisma de acreción, el cual sería uno de los elementos esperados en este tipo de cuencas (e.g., Noda, 2016; Mannu et al., 2017); y (3) las cuencas de antearco han sido clasificadas como frías (Allen y Allen, 2013), lo cual no es acorde con las temperaturas mayores a 80 °C documentadas en la CT (Barbosa, 2012).

Los datos expuestos en este trabajo no sustentan los modelos planteados para la evolución del margen del pacífico colombiano. Se propone, por lo tanto, un modelo evolutivo congruente con la información existente (Fig. 11). Este modelo se verá fortalecido a medida que exista más información geocronológica, estructural y estratigráfica.

6. Conclusiones

El margen continental colombiano fue una plataforma marina continua durante el Maastrichtiano-Eoceno Medio-tardío. Dicha plataforma se puede dividir latitudinalmente en tres segmentos. En los segmentos sur y centro se sugiere una sedimentación sintectónica y sinmagmática durante el Oligoceno-Mioceno temprano. El inicio de un régimen tectónico transpresional afectó las secuencias sedimentarias del Cretácico tardío al Oligoceno-Mioceno tardío y generó el levantamiento del alto de Remolino Grande en la cuenca Tumaco. En el segmento central, se desarrollaron los sistemas de fallas San Juan y de Garrapatas, de cinemática dextral-inversa que formaron un pop-up. Para el Mioceno tardío-Plioceno, en la subcuenca Atrato se genera el anticlinal de Baudó controlado por la falla Quebrada Bongo, mientras que el flanco oriental de la cuenca Tumaco y la subcuenca San Juan se levanta y se forma la actual cordillera Occidental.

El presente trabajo sugiere que, en el margen continental de Colombia, no se observa para el Cenozoico temprano evidencia de acreción de terrenos. Por el contrario, se observa una plataforma continua sin evidencia de un sistema de subducción. Se sugiere, en consecuencia, la posibilidad de que el inicio del sistema de subducción en el margen colombiano haya ocurrido durante el Oligoceno temprano, dando origen a la segmentación del margen con diferentes estilos estructurales.

Agradecimientos
Agradecemos a la Agencia Nacional de Hidrocarburos (ANH), que durante los últimos 7 años proporcionó información estratigráfica de pozos-superficie y reprocesamiento de líneas sísmicas en las cuencas de la frontera del pacífico colombiano, la cual dispuso para el desarrollo de este trabajo. El manuscrito se vio grandemente mejorado gracias a los comentarios y sugerencias de J. Skarmeta y D. Bertin. Un agradecimiento muy especial al doctor D. Barrero Lozano, por su vinculación abnegada y desinteresada en el desarrollo de este trabajo.

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