(continuación capítulo geología)

En cuanto a los ríos Atrato y San Juan vale anotar que el primero sigue un rumbo constante sur-norte, y desemboca en el océano Atlántico, formando un discreto delta en el golfo de Urabá. No obstante, en su parte mas alta el río Atrato corre hacia el suroeste y todo parece indicar que el mismo fluía antiguamente hacia el San Juan, y que el curso actual hacia el norte es producto de una captura. Asimismo, el examen del relieve en la zona de la frontera con Panamá muestra una prolongación o brazo antiguo, hacia el noroeste, por los valles de los actuales ríos Tuira y Chucunaque, que conserva un relleno de hasta 3.500 m de sedimentos terciarios, semejante en estratigrafía y estructura a las del valle del Atrato (v. Nygren 1950; Duque-Caro 1990b, Figuras 6.3 y 6.5); el río San Juan, de curso más corto que el Atrato, tiene una dirección inicial hacia el sur pero en la parte baja se desvía hacia el occidente, lo cual puede ser una condición relativamente nueva, ya que parece ser que anteriormente su desembocadura se encontraba entre las bahías de Málaga y Buenaventura, pero por efectos de movimientos subrecientes se vio obligado a torcer hacia el oeste, llegando a formar en corto tiempo un magnífico y muy probable progradante delta.

Por otra parte, en virtud del bajo relieve que domina la Depresión del Atrato-San Juan y de la poca elevación de la divisoria de aguas entre algunos de los ríos afluentes del Atrato y otros que caen directamente al océano Pacífico, en distintos momentos de este siglo se ha intentado aprovechar estas condiciones favorables para construir en esta región del país una vía interoceánica de agua dulce, alterna y quizás más práctica que el actual Canal de Panamá; para ello sería preciso conectar dos de los cauces elegidos mediante la construcción de un canal corto en la correspondiente zona divisoria de aguas. Las alternativas conocidas tienen que ver con la conexión de los siguientes pares de ríos: 1) Atrato-Truandó; 2) Atrato-Napipí; 3) Atrato-San Juan; 4) Atrato-Tuira. Las tres primeras opciones interesan sólo al territorio de Urabá en Colombia, con el Golfo de San Miguel, en Panamá. Sin embargo, hasta ahora, la propuesta no ha tenido más que acogida temporal, en momentos de crisis internacionales, o de fervor nacionalista.

- Las serranías costeras occidentales que incluyen la de Baudó, en el norte, y la del Gallinazo, en el sur. La primera es un espinazo asimétrico, con pendientes suaves hacia el oriente, donde afloran sedimentos del Terciario Inferior, y con taludes muy empinados hacia el occidente, muy difíciles de transitar, donde se presentan basaltos cretácico-terciarios; la máxima altura, con 1.810 m, se alcanza en el Alto del Buey, al sur occidente de Bahía Solano. Las corrientes que van al occidente son bien cortas y a su entrada al océano forman escasas y exiguas playas, en una costa plena de acantilados que semeja mucho la costa rocosa del sur de Chile.

La Serranía de Baudó se prolonga desde la parte centrooccidental de Panamá y termina, luego de casi 350 kms. al norte del delta del río San Juan; sin embargo, algunos autores consideran que dicha serranía se continúa como un lomo bajo del fondo oceánico y que reaparece en las islas Gorgona y Gorgonilla (v. Echeverría 1980). Por lo demás la Serranía de Baudó es escenario de repetidas, fuertes y someras sacudidas sísmicas.

La Serranía del Gallinazo, se encuentra en el sector del bajo Patía y su relieve es muy bajo; se trata de una zona poco estudiada en donde afloran sedimentos terciarios y cuaternarios que buzan suavemente al oriente, hacia donde producen muy poca pendiente, en tanto que hacia el oeste dan escarpes pronunciados; por el grado de deformación y el notable levantamiento reciente, la Serranía del Gallinazo puede ser considerada como un émulo incipiente de la Serranía del Baudó.

- La región cordillerana, con una divisoria de aguas asimétrica, cargada hacia el oriente, de tal modo, que los ríos de la vertiente occidental, tienen recorridos de hasta 160 kms., en tanto que los de las vertiente oriental, hacia el Valle del río Cauca, alcanzan apenas los 40 kms. Por lo general la cresta de la cordillera no sobrepasa los 3.000 m sobre el nivel del mar, pero en los cerros de Tamaná y el páramo de Frontino se presentan alturas de 4.200 m y 4.080 m, respectivamente.

En la cordillera, la topografía local depende principalmente de las características de las unidades estratigráficas subyacentes, pudiéndose diferenciar los siguientes tipos

-Mesetas alargadas y medianamente disectadas, localizadas hacia la cresta de la Cordillera, y constituidas por basaltos cuaternarios (Galvis et al. 1987)

- Depresiones con colinas facetadas bajas y drenaje dendrítico, donde afloran apófisis (“stocks”) y batolitos de intrusiones terciarias.

- Areas con relieve muy abrupto, escarpes verticales e incisiones profundas, en basaltos del Grupo Diahásico.

- Areas escarpadas con planos estructurales expuestos (“fiatirons” y cuestas), drenaje subangular y a veces en enrejado (“trellis”), en sedimentos y metasedimentos del Grupo Dagua.

- Regiones con geoformas anulares y escarpadas, drenaje radial y circular, que representan conos volcánicos subrecientes, como los Farallones de Cali y Citará, y el Cerro Torrá.

- La Cuenca del Patía, que es la única que recoge aguas de la cordillera Central, y en parte, de la vertiente oriental de la cordillera Occidental. La cuenca del Patía domina en el tercio meridional de la vertiente del Pacífico colombiano, en el sector del Macizo de los Pastos, el lugar de intersección de las cordilleras Central y Occidental, y donde los valles del alto Patía y de sus afluentes del sur-ríos Guáitara y Pascual- reemplazan localmente la depresión interandina correspondiente al río Cauca. El paisaje en este sector está dominado por la topografía y los productos efusivos y piroclásticos de volcanes recientes y activos, entre los que se destacan los de Azufral (4.070 m) y Galeras (4.276 m).

Estratigrafía

La historia geológica de la vertiente del Pacífico de Colombia tiene registro confirmado apenas desde el período Cretácico (Figura 6.2), desconociéndose entonces la presencia de rocas más antiguas, que aparecen al oriente de la Depresión Cauca-Patía y que por salirse del marco geográfico de interés, no serán tratadas en este trabajo. La unidad litológica más vieja que se presenta en ambos flancos de la cordillera Occidental comprende basaltos oceánicos y diferentes tipos de rocas ultrabásicas intercaladas, o entremezcladas tectonicamente, lo cual permite que algunos autores diferencien, localmente, zonas de “melánge”, “complejos ofiolíticos” y complejos ultramáficos zonados, alóctonos (v. Barrero 1979; Bourgois et al. 1982; Murcia 1987; Toussaint & Restrepo 1988; González & Barrero 1991).

En la literatura este conjunto rocoso es conocido como “Grupo Diahásico” (Nelson 1957, 1962) o “Formación Volcánica” (Millward et al. 1984; Aspden 1984 McCourt et al. 1984) en el sur, y Formación Barroso e el norte. Donde no se hallan muy deformados, los basaltos muestran estructura almohadillada, lo cual constituye un claro indicio de su acumulación en medio subacuático. Ejemplos de ellos se encuentran en la región de la Hoz de Minamá, donde el río Patía cruza la cordillera Occidental; en las cuencas altas de los ríos Micay y Guapi, departamento del Cauca; en el cañón del río Calima, aguas abajo de la hidroeléctrica del mismo nombre, departamento del Valle del Cauca; en sectores del alto San Juan y del alto Andágueda, en la costa del Darién y en la costa del Baudó, de Cabo Corrientes hacia el Norte, departamento del Chocó. Las estructuras almohadilladas, con costras hialoclastíticas, ocurren también en las rocas ultrabásicas que acompañan a los basaltos; por lo tanto, es de suponer que ellas son igualmente de origen efusivo y submarino. Una de las mejores exposiciones de peridotitas almohadilladas se encuentra en el curso del río Micay, entre el caserío de Nayita y el Salto de Gurrumendi.

La edad del Grupo Diabásico se ha inferido de la presencia de algunos macro y microfósiles (amonitas, bivalvos, foraminíferos, radiolarios) en ocasionales interposiciones sedimentarias. Se trata siempre de restos mal conservados, que sugieren una edad cretácica superior, tal vez no anterior al Turoniano (v. Barrero 1979, Etayo et al. 1982, Grösser 1987).

Los basaltos contienen plagioclasa cálcica, piroxeno y, frecuentemente, olivino; en algunos lugares, como en la cuenca media del río Anchicayá, pueden presentar un metamorfismo incipiente que los lleva a filitas talcosas con clorita y pumpellyita, según lo describe ampliamente Rodríguez (1981).

La siguiente unidad estratégica es una secuencia de sedimentos pelíticos, potentes pero de espesor variable, pobre en fósiles, con interrelaciones menores de capas lidito-arenáceaas y calcáreas. Dichas rocas se representan generalmente muy plegadas y afectadas por tectonísmo intenso y se ven bien expuestas, entre otros lugares, en las hoyas altas de los ríos Naya y Micay, en la región de Argelia (Valle), en la carretera Medellín-Quibdó (Páramo de La Mansa) y al oeste de Urrao. En la literatura geológica, esta unidad se conoce como Formación o Grupo Dagua en la parte meridional de la cordillera Occidental, o como Formación Penderisco del Grupo Cañasgordas en el sector septentrional (v. González y Barrero 1991). La diferencia de nomenclatura refleja, grosso modo, la existencia de un evidente metamorfismo en el sur, y una ausencia casi total del mismo en el norte. En consecuencia, en los departamentos de Nariño, Cauca y Valle del Cauca la Formación Dagua se compone de filitas negras, metacherts, metagrauvacas y esporádicas lentes de mármol y silos de diabasa; en Antioquia y Chocó, el Miembro Penderisco consta de shales negros, grauvacas, ocasionales conglomeratos turbidítícos, y lentejones lidíticos y calcáreos, todos con una diagénesis alta, pero sin llegar a claro metamorfismo.

El escaso contenido paleontológico, referido a unas pocas localidades del centro y del oriente de la cordillera Occidental, incluye amonitas, primeramente reportadas por Hubach & Alvarado (1934), bivalvos, algas coloniales e icnofósiles (Etayo et al. 1982; Etayo 1986, 1989). También se han encontrado foraminíferos diversos, identificados por H. Duque (Ingeominas) y citados en los trabajos de Barrero (1979) y Etayo et al. (1982). En conjunto dicha fauna indica una edad cretácica superior, comprendida entre el Turoniano y el Maastrichtiano, aunque se han hallado además amonitas, del Albiano Medio, al parecer retrahajadas, en turbiditas arenosas (Etayo et al; Etayo 1989).

Por otra parte, es de anotar que en los últimos años se ha popularizado la denominación “Complejo Igneo Básico“, empleada por Goosens et al. (1977) para referirse, en términos de magnafacies, a una unidad supraregional, que incluye las rocas con características petrográfias y posición estratográfica semejantes a los de los grupos Diabásico y Dagua, expuestas en el área aquí considerada, en el norte del Ecuador (Formación Piñón) y buena parte de Panamá (v. Murcia 1988).

Cronológicamente, las siguientes son rocas intrusivas y efusivas de composición diorítica y tonalítica que forman una amplia, pero discontinua franja al oeste de la cordillera Occidental; aunque la composición más frecuente de las rocas plutónicas es de tonalita, a veces se observan también garbos, una variación atribuible a la  asimilación de materiales ultrabásicos. En las vulcanitas se nota una variación similar, aunque menos acentuada; en general, se trata de rocas calcoalcalinas con bajo contenido en potasio, por lo cual son pobres en minerales tales como ortoclasa, sanidina o biotita. De todas ellas se encuentran buenos afloramientos, de extensión variable, desde la Serranía del Darién, en los límites con Panamá, hasta las cuencas del Patía y Telembí, en el departamento de Nariño, entre los que se destacan las del Batolito de Mandé, que corre paralelo a los ríos Atrato y San Juan. Según lo indican las dataciones radiométricas disponibles (v. Stibane 1981; Restrepo et al. 1991) dichas rocas se habrían emplazado durante el Eoceno.

Al final del episodio magmático mencionado, comenzó una sedimentación marina al oeste de la cadena volcánica originada por él. Se trata de una secuencia, Eoceno tardía, integrada ante todo por liditas, calizas silíceas, areniscas grauváquicas y hititas oscuras laminares (shales), que en conjunto han recibido diversos nombres: Formación Clavo, Cacaricá, Suruco, Chigorodó, etc.

Sobre los sedimentos mencionados, y translapando lateralmente a estos, aparece una sucesión, depositada durante el Oligoceno, que comprende margas, calizas puras, calizas arenosas y tobas. A esta sucesión se le han dado nombres distintos como: Formación Uva, Formación Truandó, Formación Ciego, Formación Sierra, entre Otros. Sigue luego urja espesa acumulación, a la que se atribuye edad miocena, de areniscas arcillosas de color oscuro, con algunos niveles de conglomerados y ocasionales lentes de lignito. Se trata de la unidad que se conoce con los nombres de Formación Naya, Formación Condoto, Formación Napipí y Formación Bojayá.

El final del Cenozoico está representado por sedimentos fluviales de alta energía, en forma de tenazas y aluviones que se ven levantados por encima de los lechos actuales; sobre ellos se presentan, además, extensos depósitos de brechas, tobas y aglomerados volcánicos, como bien se aprecia al sur, en la llanura pacífica, y al norte, en la depresión Atrato-San Juan. Testigos de dicho vulcanismo pitoclástico se encuentran también en las partes altas de la cordillera Occidental; tal es el caso, por ejemplo, de la Formación El Llano, en Santafé de Antioquia, descrita y definida por Parra (1987), que dicho autor supone proveniente de un cono volcánico pleistoceno en el Páramo Frontino.

Al tiempo con la depositación de las unidades antedichas en el área del denominado “Geosinclinal de Bolívar” (Nygren 1950), en la cordillera Occidental tuvo lugar una actividad magmática que abarcó gran parte del Cenozoico y que permitió, el emplazamiento de numerosas intrusiones medianas a pequeñas, de composición tonalítica/diorítica, entre las que se cuentan: el Batolito de Piedra Ancha, los Plutones de Micay-Aguaclara y de Anchicayá, y las intrusiones de Calima y del Páramo de Frontino. En todos los casos, se trata de rocas compuestas sobre todo de cuarzo, plagiocasa y anfíbol; la edad de emplazamiento disminuye de oriente a occidente, tanto en la cordillera como en la Depresión Cauca-Patía. Además, junto con el plutonismo en cuestión, hubo también actividad volcánica intensa que aportó grandes cantidades de lavas y piroclastitas dacíticas y andesíticas, hacia ambos flancos de la cordillera Occidental; ello es evidenciado por la presencia de vulcanitas interestratificadas con sedimentos del Oligoceno en la planicie costera del Pacífico.

Independientemente del magmatismo mencionado, en varias zonas de la cordillera Occidental se observan extensas franjas cubiertas con basaltos de matriz vítrea, que por lo general aparecen rellenando depresiones topográficas, es decir, suavizando el relieve fosilizado por ellos. Por lo demás se ha notado que estos basaltos ocultan el trazo de algunas fallas regionales, las que posiblemente sirvieron como vía de ascenso hacia la superficie; buenos e ilustrativos afloramientos se tienen por Trujillo, Darién, Restrepo-La Cumbre-Dagua (Valle del Cauca) y en la región de El Tambo (Depto. del Cauca). Por lo común los basaltos en cuestión desarrollan suelos de color rojo intenso y son muy apropiados para usos agrícolas. En cuanto a la edad, al parecer se trata de rocas cuaternarias como lo indican una datación radiométrica con una valor de un millón de años (realizada por la compañía consultora Woodward & Clyde para la CVC), la presencia de matriz vítrea inalterada y el hecho de que cubran fallas regionales. Por otra parte, las características de estos basaltos recuerdan a las de la Formación Combia del territorio antioqueño, que en todo caso es más antigua.

En el extremo meridional de la cordillera Occidental hay conos volcánicos activos, de composición andesíticodacítica, entre ellos los volcanes de Cumbal, Chiles y Azufral, que no parecen tener relación con el vulcanismo básico antedicho. Como un capítulo aparte en la litología del Pacífico colombiano, cabe mencionar los basaltos, ultrabasitas y espilitas de las penínsulas de Bahía Solano y Cabo Corrientes (v. Macía 1985), que afloran al oeste de la gran Falla de Utría, y no parecen tener relación genética con las demás rocas magmáticas mencionadas y cuya edad precisa se desconoce aún. Junto con estas rocas se observan también turbiditas proximales, que forman el gran diatrema de El Cabito, así como lechos de jaspe, radiotantas y algunos arrecifes de poca extensión.

Tectónica

El primer rasgo tectónico, y el más importante en la evolución del Pacífico colombiano, es la Falta de Utría, que ha sido tomada como la expresión superficial de una zona de subducción, ya que allí se concentran los epicentros sísmicos más someros de todo el occidente colombiano, que de esa línea hacia el oriente ganan en profundidad. La Falla de Utría constituye un cabalgamiento al que acompañan numerosas fallas inversas menores y paralelas a ella, muy evidentes en la región costera del Baudó.

Posteriormente se inició un fallamiento de dirección N-S, con fracturas en su mayor parte transcurrentes, paralelas y posiblemente satélites de la Falta del Cauca, bien representadas en las regiones de Calima (sitio de la presa), el curso alto del río Micay, entre el río Patía y la Laguna de El Trueno, y entre Yuto y Lloró (Chocó), donde causan una notable flexión de los cursos de los ríos Cabi, Atrato y Cértegui.

La Falta del Cauca, de carácter direccional, tinxita por el oriente la cordillera Occidental y parece ser la causante de la formación de la Depresión Cauca-Patía; dicha fractura, junto con los mencionadas en el párrafo anterior, podría representar, al mismo tiempo, la zona de contacto tangencial entre un paleoarco de islas, al occidente, y el Bloque Andino, al oriente.

Además de las anteriores, se presentan un sistema de fallas de dirección NW-SE y otro NE-SSW. El primero es notorio principalmente al sur del Golfo de Buenaventura, donde una de sus fallas parece dirigir el cauce del río Iscuandé. El segundo, tiene buena expresión al norte de dicho golfo; una de sus fallas es la causante de un levantamiento que se inicia en la costa, al norte de Buenaventura, y llega hasta la región del lago de Calima; otra produce el ascenso de los sedimentos terciarios de la ribera meridional del río San Juan en la región de Tadó Istmina. Estos dos últimos sistemas son recientes y algunas de sus fallas cortan en conjunto al paleoarco de islas y al Bloque Andino. Un ejemplo de este caso sería la Falla de Iscuandé, cuya prolongación hacia el oriente parece ser la causa del alineamiento del río Putumayo por más de 200 kms. y cuyo trazo coincide con el cambio de lugar de los volcanes activos de la cordillera Central a la Occidental.

Evolución geológica

La vertiente pacífica de Colombia presenta características que permitirían interpretarla como un arco de islas adosado, durante el Terciario, a la Región Andina (Galvis, 1982), y su evolución se podría resumir así: En un lapso no definido entre el Cretácico tardío y el Eoceno, mar adentro, y en la corteza oceánica, ocurrió una ruptura en dirección NW que dio lugar al cabalgamiento del bloque nororiental con respecto al suroccidental y dio paso a la iniciación de un proceso de subducción.

La placa inferior, o en subducción, se fue sumergiendo lentamente, hasta profundidades de 50 a 60 kms, donde las presiones y las altas temperaturas fueron suficientes para producir fusión parcial de los materiales descendentes, que se acumularon en cámaras de las cuales ascendió el magma, dando origen a un vulcanismo lineal. Los conos volcánicos producto de esos procesos formaron una cadena de islas, similar a las Antillas Menores, o a los numerosos archipiélagos del Pacífico Occidental. Así se generó un arco de islas que se extiende ahora desde Costa Rica hasta el occidente del Ecuador. Dicho arco fue aproximándose tangencialmente a la plataforma que hoy comprende los Andes colombo-venezolanos. De esta manera comenzó a producirse el levantamiento paulatino y la emersión posterior de las grandes unidades integrantes del arco de islas, como son:

El arco externo y la zona de mezcla (“mélange”) en la Serranía del Baudó; la cuenca intermedia en el Valle del Atrato-San Juan y su continuación en la llanura costera del Valle, Cauca y Nariño; y el arco interno, o arco magmático en la cadena de batolitos y rocas volcánicas que bordean el flanco oeste de la cordillera Occidental. La última representa, en éste modelo, la cuenca de transarco (“backarc-basin”), ahora intensamente plegada. La sedimentación de la cuenca intermedia cambió gradualmente de un ambiente profundo durante el Eoceno, a aguas más someras en el Oligoceno, condiciones litorales en el Mioceno y, finalmente, sedimentación fluvial y acumulaciones piroclásticas subaéreas. El levantamiento de la cuenca transarco es mucho más reciente y parece ser efecto de la presión ejercida por dos grandes bloques: el del arco de islas y el Andino, con el consecuente plegamiento intenso que caracteriza la cordillera Occidental.

Con el progreso de la subducción de la masa occidental (llamada por algunos Placa de Cocos) hacia el oriente, se produjo un avance del frente magmático en el mismo sentido, que causa hoy el vulcanismo de la cordillera Central.

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