geologia de panama_06

GEOLOGÍA DE PANAMÁ

GEOTECNIA 8135

JOSE HARRIS

I-SEMESTRE 2012

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ORIGEN DEL ISTMO

Hace 15 millones de años Panamá surgió como un archipiélago; hace 8 millones de años,este archipiélago se extendió hasta Suramérica; 4 millones de años más tarde el istmo ya había emergido y solamente existían tres corredores marinos entre el Océano Pacífico y el Mar Caribe. Se cree que el istmo de Panamá separó el océano del mar hace tan sólo 3 millones de años.

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Antes del surgimiento del istmo un estrecho de mar separaba a América del Norte del Sur. Los territorios de América Central y el istmo de Panamá se formaron a partir de un archipiélago de islas de origen volcánico. A medida que los volcanes iban vertiendo más cantidades de lava y ceniza, las islas se iban fundiendo unas con otras, hasta formar una faja de tierra en forma de istmo.

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En términos estrictamente geológicos, América Central empieza en el istmo de Tehuantepec, al sur de México. Esa zona del estrecho divide las rocas volcánicas situadas al noroeste del pliegue y la falla de la estructura de Centroamérica. El límite geológico en el extremo sur está determinado por el valle del río Atrato, en Colombia, ya territorio de Suramérica, al este de la frontera con Panamá

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Centroamérica es una región cuya corteza terrestre es especialmente inestable, ya que se encuentra en el borde occidental de la placa tectónica del Caribe. La subducción de la corteza oceánica de este borde, que empezó en el Mioceno, hace 25 millones de años, elevó la tierra desde el mar. En una primera etapa se formaron una península y un archipiélago. Más tarde, hace 3 millones de años, las islas dispersas se fundieron para formar un verdadero puente de tierra, o istmo, uniendo Norteamérica y Sudamérica.

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Al mismo tiempo que la subducción y la elevación, se produjeron erupciones volcánicas (por lo menos y frecuentes cataclismos. La actividad volcánica ha producido un paisaje dotado de majestuosos conos levantados por las erupciones de lava y ceniza, y bellísimos lagos formados en las calderas o cráteres volcánicos apagados.

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Las unidades geológicas que se han formado en un lugar y que, como resultado del movimiento de placas han sido trasladadas, a menudo a grandes distancias, y adheridas a otra placa durante el proceso de subducción, son conocidas como Terranes Exóticos. La Centroamérica moderna está constituida por la unión de varios de estos terranes. Sin embargo, cada uno de ellos se ha formado en diferentes ambientes que dan testimonio de sus diferentes génesis e historias.

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En términos geológicos, Mesoamérica ha sido muy afectada por los movimientos de Suramérica y Norteamérica. Hace unos 250 millones de años, éstas formaban dos enormes placas que junto a Europa y África, estaban casi completamente fusionadas en un gran supercontinente que los geólogos llaman Pangea.

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PANGEA


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Mapa de las principales placas del mundo. Las placas se definen al conectar las cordilleras oceánicas centrales con las fallas de transformación (líneas negras gruesas), y con las zonas de subducción (líneas negras quebradas)


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Hace unos 140 millones de años, hacia el fin del periodo Jurásico, Pangea comenzó lentamente a dividirse mediante la formación de una cordillera oceánica central. Al principio, América del Norte se separó de Europa, Norte de África y Suramérica, dando lugar a la formación del océano Atlántico, el cual por entonces se conectaba directamente con el Pacífico a través de la ubicación actual de Mesoamérica.

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Reconstrucción de la disposición de las placas hace 140 millones de años, a finales del Jurásico. Las flechas indican la dirección y velocidad del movimiento relativo de las placas. Obsérvese que sólo el Atlántico Norte ha sido abierto, conectándose con el Pacífico, y que el Terrane de Chortis se encuentra en gran medida hacia e oeste del Terrane Maya. PB = Plataforma de Bahamas; CH = Terrane de Chortis; MA = Terrane Maya; la línea con triángulos negros indica una zona de subducción; la línea doble quebrada representa una cordillera oceánica central con fallas de transformación.


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En la orilla sur de la placa norteamericana, el futuro México formó una península a la cual se unieron los terranes Maya y Chortis. Aquí se depositaron hace más de 300 millones de años, los sedimentos que formarían las tierras altas cristalinas del norte de Centro América. El terrane Maya permanecería junto a México en una posición estable. En contraste, el terrane Chortis eventualmente se desprendería de México occidental.

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Hace 80 millones de años, hacia el fin del período Cretáceo, el océano Atlántico, que había estado ensanchándose, comenzó a expandirse hacia el sur, separando a África de Suramérica. Al mismo tiempo, el punto caliente de Galápagos comenzó a verter una vasta cantidad de basalto que cubrió un área de 1000 km por 3000 km. Por entonces, el océano Pacífico tenía su propio sistema de cordillera oceánica central, la cual comenzó a separar la placa farallón en el este de la placa Pacífica en el oeste.

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Reconstrucción de una placa de hace 80 millones de años, durante el período Cretáceo tardío. El área sombreada es un “flujo de basalto” del “punto caliente” de Galápagos y AM representa un arco volcánico destinado a convertirse en las futuras Antillas Mayores.


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La orilla oriental de la placa Farallón se convirtió en una zona de subducción acompañada por un arco de actividad volcánica que se extendía a lo largo de la costa oeste de Norteamérica, e incluía el terrane Chortis en su extremo sur, un arco de islas a lo largo del sitio ocupado por la actual Centroamérica, y continuaba a lo largo de la costa oeste de Suramérica. El arco de islas existente en la ubicación actual de Centroamérica aparece denominado como AM (Antillas Mayores), por cuanto posteriores movimientos de placas habrían de desplazarlas hacia el noreste, donde pasaron a formar Jamaica, Cuba y Española.

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Hacia el fin del período Cretáceo, hace unos 65 millones de años, el gran arco volcánico que se extendía a lo largo de la costa occidental de las Américas se rompió a la altura de Centroamérica. Un segmento de este arco, junto con la gran capa de basalto vertida por el punto caliente de Galápagos, fue empelida hacia el noreste formando una nueva pero pequeña unidad, la placa del Caribe.

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Reconstrucción de una placa de hace 65 millones de años, durante la transición del Cretáceo al Terciario. Obsérvese que el Bloque Chortis se encuentra ahora movido hacia el noreste y la nueva placa del Caribe (área sombreada), cuyo fondo está compuesto por el “flujo de basalto” de Galápagos, esta delimitado al oeste por una nueva zona de subducción que forma el arco volcánico de Centroamérica (CA).


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En su orilla occidental se formaron una nueva zona de subducción y un arco de islas volcánicas, las cuales constituyen el origen geológico de la actual Centroamérica. La gran capa de basalto de Galápagos cubre actualmente el fondo del Mar Caribe. Algunos fragmentos de esta capa, que fueron desprendidos como resultado de movimientos de subducción, han sido preservados bajo la forma de terrane que bordean el Caribe.

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De esta manera, hacia el fin del período Cretáceo, la futura Centroamérica estaba constituida por la extensión sur de la placa de Norteamérica, la cual formaba una península continental (el actual México), con una extensión hacia el este formada por el terrane Maya, el cual actualmente se encuentra por debajo de las zonas de Yucatán, el Petén y Belice. Unido al terrane Maya por el sur se encontraba el terrane Chortis, recién llegado desde el noroeste, el cual subyace actualmente las regiones de El Salvador, sur de Guatemala, Honduras y Nicaragua.

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La sutura entre los terranes Maya y Chortis corre a lo largo del valle de Motagua, en Guatemala, en donde rocas contemporáneas con características completamente diferentes y formadas en diferentes latitudes, se encuentran cara a cara en lados opuestos de valle. La futura Costa Rica y el oeste de Panamá eran por entonces una serie de islas volcánicas oceánicas que se extendían hacia el sur del terrane Chortis.

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Durante el período Eoceno, hace unos 40 millones de años atrás, el arco volcánico que bordeaba la placa del Caribe hacia el noreste, chocó finalmente con la plataforma Bahamas-Florida, previniendo efectivamente más movimientos hacia el noreste. Cuba y Española se formaron como resultado de esta colisión. Después de esto, la placa del Caribe comenzó a desplazarse hacia el este formando una nueva zona de subducción, la cual actualmente se encuentra a lo largo del arco volcánico de las Antillas Menores.

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Reconstrucción de una placa de hace 40 millones años, durante el período Eoceno tardío, ahora el arco volcánico de la Antillas Mayores ha chocado con la plataforma de Bahamas, y el nuevo movimiento de la placa del Caribe es hacia el este a lo largo del arco de las Antillas Menores. Las Américas han pasado por encima del sistema de la cordillera oceánica central del Pacífico y de gran parte de la placa Farallón; existe un arco volcánico continuamente activo a lo largo de todo el Pacífico oriental.


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Entretanto la placa Farallón en el norte había sido completamente subduccionada bajo la placa de Norteamérica y el sistema de la cordillera oceánica central del Pacífico intersectaba la costa cerca de la actual frontera entre México y los Estados Unidos. Más hacia el sur, la placa Farallón continuó convergiendo con el terrane Chortis, así como con el arco que habría de formar Centroamérica y con Suramérica.

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Hacia el comienzo del período Mioceno, 20 millones de años atrás, la placa del Caribe se había extendido considerablemente hacia el este. Por entonces, se había desarrollado una brecha oceánica entre le arco volcánico de Centroamérica y Suramérica, la cual separaba las faunas de Norte y Suramérica. Adicionalmente, la placa Farallón se había dividido en dos unidades la placa Cocos hacia el norte y la placa Nazca hacia el sur.

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Reconstrucción de una placa de hace 20 millones de años. La placa Farallón se encuentra ahora dividida en las placas Cocos y Nazca, y la placa del Caribe continúa desplazándose hacia el este, a la par que es “comprimida” por el movimiento relativo en dirección noroeste de Suramérica.


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Como resultado de estos movimientos de placas, durante este período comenzó a cerrarse gradualmente la conexión de aguas profundas entre el Pacífico y el Caribe. El arco volcánico que habría de formar Centroamérica comenzó a extenderse hacia el este y hace unos 12 millones de años chocó finalmente con Suramérica, haciendo que el futuro istmo se elevase, convirtiéndose en una suerte de umbral de unos 1000 m de profundidad.

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Interpretación paleográfica esquemática del istmo centroamericano hace 15 millones de años, a mediados del periodo Mioceno. El patrón de puntos indica la posición aproximada de la plataforma submarina

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Alrededor de 11 millones de años atrás, es probable que comenzaran a emerger varias islas en lo que actualmente es el oriente de Panamá y en la mitad sur de la actual Centroamérica. Y pocos millones de años después la región habría de convertirse en un archipiélago con una variedad de habitats marinos y costeros.

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Otro factor comenzó a influir en este proceso, la capa de hielo antártico había comenzado a crecer, por lo que el nivel del mar descendió a medida que el hielo se acumulaba en las capas polares y bajaban las temperaturas del mar.

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Algunos geólogos estiman que esto hizo posible que la corriente fría que fluye hacia el sur desde California, la cual actualmente se limita a la región norte. Llegase hasta Guayaquil, en Ecuador, aislando efectivamente las especies marinas que viven en el Caribe de las del Pacífico.

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Animales microscópicos unicelulares con esqueletos calcáreos llamados foraminíferos son elementos característicos de los sedimentos que se encuentran en el fondo marino. Especies diferentes de estos animales viven en distintas profundidades y en diferentes condiciones de sedimentos. Los animales típicos de la actual corriente de California se encuentran en sedimentos de hace unos 11 a 6 millones de años atrás a todo lo largo de la costa del Pacífico hasta Guayaquil.

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En las profundidades del mar, se encuentra un fósil del tamaño de un grano de arena entre los mil millones de otros tantos fósiles. Conocidos como los foraminíferos, estos pequeños y complejos depósitos de carbonato de calcio pueden contarnos cosas sobre nivel del mar, la temperatura y las condiciones de los océanos de la Tierra de hace millones de años.


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Mientras que las especies marinas estaban aparentemente muy separadas en esta época, unos pocos animales nadadores o que podían pasar de isla en isla tales como mapaches, y perezosos comenzaron a migrar entre Norte y Suramérica a medida que el istmo comenzó a emerger y se formaron más islas. Como resultado, hace unos 6 millones de años, el umbral ístmico habría tenido tan sólo unos 150 metros de profundidad.

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Entre 6 y 3 millones de años atrás, tuvieron lugar cambios dramáticos en la región, los cuales culminaron con el cierre final de la barrera entre el Pacífico y el Caribe. Debido a la creciente elevación de los macizos en las áreas de San Blas y Majé, en Panamá, y en los vecinos Andes Suramericanos, enormes cantidades de sedimento, de varios miles de metros de espesor, fueron erosionados de sus flancos y rápidamente llenaron las cuencas entre las islas y penínsulas emergentes.

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Interpretación paleográfica esquemática del istmo centroamericano hace 6 millones de años, a fines del periodo Mioceno. La parte más profunda de la plataforma submarina a lo largo del istmo tiene ahora alrededor de 150 metros


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Hace unos 4 millones de años, las aguas más profundas a lo largo del archipiélago ístmico pueden haber tenido tan sólo 50 metros de profundidad, y después de 3 millones de años la barrera ístmica se completó, permitiendo a gran cantidad de animales terrestres cruzar el nuevo puente terrestre entre Norte y Suramérica.

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Interpretación paleográfica esquemática del istmo centroamericano hace 3 millones de años, a fines del periodo Plioceno. Aquí se indican los que probablemente fueron los últimos corredores marinos que conectaban el Pacífico con el Atlántico.


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La estructura y movimientos de placas de la región centroamericana en la actualidad muestran que la colisión de Suramérica con la placa del Caribe y la placa de Cocos ha producido nuevas zonas de subducción, una al norte de Colombia y Venezuela y otra al norte de Costa Rica y Panamá, la cual está curvándose hacia arriba y doblando el sur de Centroamérica.

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La configuración de placas de las regiones del Caribe y de Centroamérica en la actualidad. Obsérvese los segmentos de subducción al norte de Suramérica y al norte de la porción sur de Centroamérica, los cuales constituyen evidencia de la colisión de las placas de Suramérica y del Caribe y la razón del surgimiento del Istmo de Panamá.

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Todo lo planteado anteriormente contribuye a explicar las impactantes diferencias entre las regiones norte y sur de Centroamérica. El último estrecho entre Centroamérica y Suramérica parece haber estado en la región del actual valle de Atrato, en Colombia, y de los valles del Tuira y Chucunaque en Darién, en Panamá. La compresión y elevación de esta región ha traído recientemente hacia la superficie sedimentos típicos de océanos profundos.

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Las áreas más altas, tales como los macizos de San Blas, Majé y Sapo, los cuales formaron las primeras islas y cordilleras emergentes durante la fase temprana de la colisión ístmica, parecen marcar los sitios de antiguas zonas de subducción. Sin embargo, la intensa presión y el resultante engrosamiento, así como la complejidad de los movimientos de placas, ha resultado en una ausencia general de volcanes en el Darién de Panamá durante su más reciente historia geológica.

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Hoy día, el gran arco volcánico que se extiende desde México a todo lo largo de Centroamérica termina en el aparentemente inactivo volcán de El Valle de Antón en la región central de Panamá, aún cuando pueden observarse flujos de lava relativamente recientes en él área del canal cerca de la ciudad de Panamá. Desde la región central de Panamá hasta el norte de Costa Rica, el istmo centroamericano continúa siendo relativamente angosto y dominado por completo por un arco volcánico constituido principalmente por lavas y rocas formadas de erupciones volcánicas.

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Mapa Neotectónico del Bloque Panamá. Las flechas indican el sentido de desplazamiento de las placas tectónicas y el número representa la velocidad en cm/año.


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Al observar el mapa tectónico de Panamá, se identifican zonas profundas muy próximas a nuestras costas y en especial a la vertiente pacífica. Un elemento a considerar es el gran Cañón de Azuero, que cuenta con una profundidad de más de 3500 metros bajo el nivel del mar y responde a un sector asociado a la zona de subducción que se registra aproximadamente a unos 80 kilómetros de la costa sur de la península de Azuero. De igual manera, tenemos otra gran depresión, cercana a las costas de Darién con profundidades que oscilan entre los 3700 y 4000 metros.


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Existen fenómenos colaterales asociados al reacomodo tectónico, que en dependencia del lugar donde se originan los sismos, producen desajustes climáticos, recalentamiento de las aguas y otras variantes además de los movimientos propios de un sismo. En el caso de un sismo profundo cercano a la costa, la energía liberada por el sismo, se transmite principalmente a las capas tectónicas y también a las masas de agua, generando en primer lugar un vacío colosal de proporciones similares a la magnitud y movimientos del sismo.


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De manera inmediata, las masas de agua experimentan una succión que rebota en el fondo marino impulsando millones de metros cúbicos de agua hacia arriba de tal manera que al regresar, generan oleajes que alcanzan alturas hasta de 30 metros como el caso del sismo al noroeste de la isla de Sumatra el año 2004.


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La formación del Istmo de Panamá fue gradual. Se inicia en el Mioceno superior permitiendo todavía, unas veces con restricciones, otras con una mayor facilidad, la circulación entre el Mar Caribe y el Océano Pacífico.


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La interrupción de la comunicación aporta un cambio importante en la paleoceanografía. Se refuerza la corriente del Golfo, influye en la glaciación del Hemisferio Norte y se configuran las nuevas provincias paleozoogeográficas. Al mismo tiempo la formación de un puente intercontinental entre las dos Américas facilita los desplazamientos de la fauna continental en ambos sentidos.


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ROCAS Y FORMACIONES DEL ISTMO


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Centroamérica (y con ella el istmo panameño) descansa sobre un núcleo profundo, muy antiguo (“ancient core”) de rocas cristalinas y metamórficas pre-cámbricas muy deformadas. Este complejo basal aflora en algunas partes de Honduras, del sur de Guatemala y de México. El complejo basal no aflora en Panamá y en cuanto a rocas y formaciones de la era primaria la opinión imperante en la mayor parte de los geólogos es que tampoco hay ejemplares en lugar alguno del istmo.



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Rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas: Un hecho aparece comprobado: la superabundancia de rocas ígneas en el istmo de Panamá. Cuando se estudia el mapa geológico de Panamá la característica más sorprendente que se advierte es la gran extensión de rocas ígneas pre-terciarias en comparación con los sedimentos terciarios. En este aspecto Panamá se diferencia de Costa Rica y Colombia, en donde los depósitos terciarios son mucho más extensos y cubren más amplias regiones.



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Stosse (1946) anota la existencia de rocas graníticas intrusivas del Jurásico y Cretácico en un núcleo central de la Cordillera Central Panameña que aproximadamente corresponden a los trayectos conocidos con los nombres de Serranías de Chiriquí y Tabasará. Otro núcleo de las mismas rocas graníticas intrusivas del Jurásico y Cretácico sitúa Stosse en el núcleo montañoso que corre desde las cabeceras del río Mamoní en dirección noreste hasta las cabeceras del río Nombre de Dios.



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Mac Donald descubrió la naturaleza granítica del macizo del Canajagua, que cubre la parte oriental de la península de Azuero. Otro núcleo de rocas ígneas y metamórficas aparece empotrado en la cordillera central, hacia el noreste del volcán de Chiriquí, núcleo que se interna en territorio de Costa Rica. Las rocas volcánicas terciarias componen la estructura de los relieves que corren en dirección norte-sur hacia el oeste de la provincia de Veraguas.



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Materiales ígneos y volcánicos componen también el arco montañoso que desde la Sierra Llorona de Portobelo sigue hacia el nudo del Mamoní, se prolonga por la cordillera de San Blas, por la cordillera del Tacarcuna (en la frontera de Panamá y Colombia) y finaliza en la falla que ocupa la depresión transversal del Atrato. Rocas volcánicas preterciarias constituyen asimismo la estructura de las montañas de Chimán y de Río Congo, arco, que tras la interrupción del golfo de San Miguel, se prolonga por las serranías del Alto Darién (Sierras del Sapo, Bagre, Troncoso, Jungurudó, Pirre y Espavé).



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Las rocas más antiguas de la zona del canal revelan la existencia de dos períodos primitivos de actividad volcánica efusiva separados entre sí por un intervalo de reposo; durante ellos los materiales petrográficos ígneos fueron arrojados explosivamente y solidificaron en la superficie. Se formaron así numerosas islas volcánicas que al emerger de las aguas quedaron dispuestas en archipiélago y cuyos cráteres arrojaron fragmentos de rocas ígneas y abundantes cenizas volcánicas, fragmentos y cenizas que se encuentran en la base de formaciones sedimentarias de la zona del canal (Bajo Obispo, Las Cascadas).



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Otra fase posterior de intensidad volcánica ocurre en el Mioceno, fase que fue muy extensa e intensa. Actividad volcánica no explosiva, que derramó mantos y coladas y recubrió dilatadas áreas. Ocurrieron también grandes intrusiones de lavas de basaltos, andesitas, riolitas y dioritas, que atravesaron los depósitos sedimentarios formados con anterioridad al Mioceno, los perforaron con diques o filones, o bien los elevaron o combaron.



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La última fase del vulcanismo activo originó violento levantamiento del volcán Barú en tiempo posteriores al Mioceno.



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Según Mac Donald, los principales materiales ígneos panameños son los siguientes: a)Rocas intrusivas o de profundidad, solidificadas en el interior de la corteza: 1.Granitos intrusivos del Jurásico y Cretácico; 2.Granodioritas, muy abundantes en la cuenca del Chagres; 3.Dioritas, que forman el núcleo de las montañas panameñas.



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b)Rocas efusivas, solidificadas sobre la superficie y después de haber corrido por ella: 1.Andesitas (la Andesita hornablenda es la roca madre del istmo panameño), la Punta de Farfán, es toda de andesita, material muy abundante también en el volcán Barú; 2.Riolitas, el cerro Ancón es una masa de Riolita.



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3.Metabrechas, tobas volcánicas, conglomerados y brechas metamorfoseadas; son muy abundantes en las colinas de la zona del canal (Culebra, Paraíso, Emperador), cerca de sus masa suelen encontrarse diques basálticos. 4.Basaltos, rocas básicas de tonos oscuros o negruzcos, que yacen en coladas y diques, 5.Barros volcánicos, originados por grandes coladas enfriadas y endurecidas superficialmente (por ejemplo, el conglomerado de Las Cascadas); son muy sensibles al desgaste por meteorización cuando están expuestas al aire libre.



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Formaciones terciarias y cuaternarias. Los depósitos terciarios de Panamá y del norte y oeste de Suramérica presentan notables semejanzas. Formaciones del Eoceno superior integradas por conglomerados, areniscas y calizas coralígenas descansan en posición discordante o transgresiva sobre el basamento de rocas volcánicas preterciarias.



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Los sedimentos del Oligoceno medio suelen iniciarse con gruesos y toscos conglomerados o areniscas frecuentemente asociados con calizas marinas foraminíferas; a las que se superponen espesos mantos de esquistos de origen marino exclusivo. Los sedimentos típicos del Mioceno se inician con areniscas o conglomerados originados en aguas pocos profundas o aún en playas que denuncian los comienzos de una transgresión marina.



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Una zona continua de formaciones sedimentarias se extiende desde Gatún hasta la ciudad de Panamá, salvando la Divisoria Continental de aguas, y desde dicha ciudad corre por la cuenca de río Bayano para prolongarse luego mas hacia el este, por las cuencas del Chucunaque y del Tuira hasta alcanzar la depresión del río Atrato.



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Los estratos más antiguos, fechados por sus fósiles como del Eoceno superior, se encuentran en la provincia de Los Santos, en la cuenca del Tonosí, en la llamada Formación de Búcaro; esos mantos reposan en andesitas en Punta Guánico. Cerca de la Punta de Cambutal (próxima a Morro de Puerco) hay fragmentos de andesitas asociadas con areniscas y rocas verdes eruptivas.



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Los depósitos terciarios de la zona del canal son los únicos que hasta hora han sido totalmente analizados y descritos y se consideran como típicos para todo el Istmo de Panamá; sin embargo, en muchos aspectos esa región es excepcional y contiene formaciones que no existen en otras partes del istmo, no tienen equivalentes, tales como las de Culebra, Emperador y Cucaracha. Formaciones del Eoceno. Muy extendidas en Panamá, comienzan con calizas sobre las que yacen esquistos, frecuentemente existen materiales volcánicos (tobas).



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Formación Búcaro. Se halla al sur de la cuenca del río Tonosí, Los Santos; la localidad mejor conocida está en Búcaro, cerca de la Punta Guánico, punta en la que terminan una serie de colinas ígneas. Una falla separa los materiales ígneos de dicha punta de las rocas sedimentarias de Búcaro. Los lechos inferiores de esta formación consisten en gruesas brechas basálticas cementadas con calizas; contienen muy pocos fragmentos de fósiles muy deteriorados.



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Unos 20 pies más arriba se presenten gruesas areniscas que contienen gran cantidad de fragmentos de masas de lava, en forma de bombas; las areniscas que están por encima carecen ya de material volcánico. El espesor de las rocas eocénicas que aparecen expuestas en Punta Guánico es de unos 2000 pies. Los lechos inferiores están compuestos por gruesas areniscas de color gris oscuro, por conglomerados y esquistos arenosos.



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Los conglomerados contienen restos de árboles carbonizados y silicificados. Por encima pizarras de color negro o azul verdoso con delgadas capas de areniscas silíceas. Formación David. Se conoce una ancha faja que recubre gran parte de las tierras bajas de la provincia de Chiriquí. Son rocas del Eoceno superior compuestas por calizas foraminíferas o por pizarras y areniscas que contienen, mezcladas o restringidas en su base, calizas.



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Las calizas foraminíferas y de algas se presentan en las proximidades de la ciudad de David en forma de mantos de extensión y espesor variables. Calizas semejantes, descansando sobre una base de rocas ígneas, se encuentran también en el Breñón (cerca de la frontera Panamá-Costa Rica) y en la península de Burica. En la ciudad de Panamá (llamada por Mac Donald “formación Panamá”) los depósitos del Eoceno consisten principalmente en tobas y areniscas tobáceas en las cuales las calizas han quedado reducidas a muy delgadas capas en las partes más bajas de la formación.



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Capas delgadas de calizas se encuentran también en niveles más altos y pizarras tobáceas frecuentemente asociadas con areniscas calcáreas muy duras que contienen gran cantidad de materiales volcánicos gruesos. Formaciones del Oligoceno. Las mejor estudiadas pertenecen al territorio de la zona del canal y alrededores. La base sedimentaria, a lo largo de la zona, consiste en mantos de los llamados Conglomerados de Bohío, que consisten en fragmentos redondeados y angulares de rocas ígneas negruzcas (augitas y andesitas) cementadas por una toba oscura muy descompuesta;



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A primera vista parece una roca ígnea pero examinada detenidamente se advierte una estratificación donde muchos fragmentos de redondeados (cantos rodados) indican un transporte de agua. Presenta mantos de guijarros y guijas muy gastados separados por capas de arenisca y arcillas, los mantos inferiores manifiestan más aspecto de conglomerados que los superiores donde la estratificación aparece mejor dispuesta aunque conserva su aspecto macizo y contiene abundantes cantos rodados de andesita y otros materiales ígneos.



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Los mantos más típicos de la formación Culebra aparecieron al hacerse las excavaciones del Canal, entre las poblaciones de Emperador y Pedro Miguel. Contienen una fauna de foraminíferos, corales y moluscos. Según Mac Donald, la formación presenta dos partes típicas. La parte inferior está formada por mantos de pizarras oscuras, tiernas y de coloración negruzca, margas y arcillas carbonosas con algunos guijarros, arenas y capas de tobas, hay algunas capas de esquistos ligníticos;



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La formación contiene, en conjunto, considerable cantidad de material orgánico. La parte superior está formada por mantos calcáreos y capas de calizas arenosas y areniscas calcáreas separadas por arcillas carbonosas y tobas de muy fina estratificación. La Formación de Cucaracha, que recubre a la de Culebra, está compuesta principalmente por arcillas volcánicas de composición andesítica; su coloración es generalmente verdosa, sin que falten capas de color rojizo. Hay también mantos de pizarras ligníticas así como gravas y arenas tobáceas.



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Las calizas de Emperador tienen una coloración muy clara de caliza pura y suave; la mayor parte de sus afloramientos se presentan en pequeñas extensiones. Las calizas del río Chilibrillo y de los alrededores de la represa Madden son una formación del Mioceno; las de Caimito pertenecen al Oligoceno. En la provincia de Bocas del Toro se prolonga la Formación de Uscari, donde el Oligoceno consiste en conglomerados y calizas a las que siguen pizarras oscuras.



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La zona de areniscas y conglomerados que existe entre los 800 y 1000 pies por debajo de la cima de Uscari parece marcar la separación entre el Oligoceno y el Mioceno. El Uscari inferior los forman típicos esquistos negros libres de arena que se torna en calcáreo más hacia abajo y, finalmente en calizas. Conglomerados y areniscas volcánicas se encuentran en el borde meridional de Isla del Rey, Archipiélago de Las Perlas, constituyendo la estrecha garganta peninsular que va desde Punta de Cocos hasta Mafafa (ahora llamada Esmeralda).



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Estos conglomerados de areniscas volcánicas están en estratificación discordante sobre las series de tobas duras y areniscas tobáceas de las islas de Las Perlas. Por las provincias centrales (la extensa llanura que corre desde Aguadulce hasta Santiago y desciende hasta las tierras borderas del golfo de Montijo) se extiende la llamada Formación de Santiago, compuesta por estratos de areniscas y esquistos.



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Formaciones oligocénicas existen también en la península de Azuero y en parte de la de Veraguas; la localidad mejor conocida es Cerro Bombacho, situado entre Macaracas y la cuenca de Tonosí. Formaciones del Mioceno. Las rocas sedimentarias más importantes de Panamá pertenecen al período Mioceno y han sido extensamente estudiadas por su riqueza fosilífera. Excelentes colecciones de los abundantes fósiles de Gatún existen en los principales museos del mundo.



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Desde el punto de vista estratigráfico, las formaciones miocénicas panameñas son de extraordinario interés por las evidentes discordancias que presentan. La Formación de Caimito o areniscas de Alajuela forman una unidad estratigráfica (que se extiende por los alrededores de la represa de Madden, en el río Chagres). La parte inferior de la formación es tan calcárea que casi constituye una verdadera caliza muy soluble; la mayor parte de los afloramientos muestran una marcada en las diaclasas;



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Las cavernas de Chilibrillo parecen estar en estos lechos o parcialmente en areniscas de Caimito. Esta zona de calizas es una formación de playa está estrechamente relacionada con las calizas del Toro y Gatún. Hacia el sur, las calizas de Chilibrillo se convierten en un depósito más típicamente marino que contiene gran cantidad de corales, equinoides, moluscos y otros fósiles.



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La formación arcillosa de Culebra representa una serie de depósitos de gravas y pizarras arenosas formada en aguas poco profundas. La formación Gatún presenta tres partes; la inferior y la superior están compuestas por depósitos marinos de areniscas muy fosilíferas, pizarras y calizas tobáceas, contiene muy pocos fósiles marinos. Los afloramientos de Gatún yacen estratificados en bancos y terrazas del río Chagres, en posición discordante sobre areniscas más antiguas.



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En el bajo Gatún se tienen areniscas de coloración clara y grisácea; toscamente estratificadas, presentan algunos guijarros. La parte central de la formación Gatún está compuesta por sedimentos de cenizas volcánicas; consistentes en areniscas tobáceas azulosas, esquistos tobáceos, conglomerados y frágiles pizarras de coloración clara tan abundantes que forman lignitos impuros; hay además zonas con restos de ostras.



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La parte superior de la formación Gatún la integran principalmente areniscas marinas y mantos de pizarras y guijarros muy fosilíferos. Otra importante zona de rocas terciarias del Mioceno se presentan en Bocas del Toro. Dos unidades estratigráficas aparecen presentes: las pizarras del Uscari y la formación del Gatún.



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La formación del Gatún en Bocas del Toro es pues, una formación predominantemente arenosa con esquistos y conglomerados y, en algunas secciones, con calizas coralígenas. Ciertas islas de la Laguna de Chiriquí presentan en la base de esta formación Gatún restos de corrientes volcánicas recubiertas por areniscas y pizarras fosilíferas.



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Formaciones del Plioceno y Pleistoceno. Se encuentran en las regiones occidentales de la república. Mantos de origen marino probablemente del Plioceno han sido descubiertos en Bocas del Toro, los cuales recubren los estratos del Mioceno y están compuestos de calizas coralígenas entre las que se interponen capas de esquistos calcáreos y de margas. Los conglomerados del río Sixaola, que en algunas localidades contiene arcillas azulosas y fósiles marinos, se consideran del Plioceno.



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La formación de Armuelles pertenece al Pleistoceno, sus rocas afloran cerca de la población del Puerto Armuelles; consisten en pizarras foraminíferas grisáceas, muy bien estratificadas, más o menos ligníticas en su parte inferior y más arenosas en su parte superior. Los conglomerados muy duros y consolidados, están compuestos por guijarros de andesitas, jasperoides rojos y fragmentos de otras rocas ígneas, entremezclados con capas de areniscas muy gruesas.



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La formación de Armuelles pertenece al Pleistoceno, sus rocas afloran cerca de la población del Puerto Armuelles; consisten en pizarras foraminíferas grisáceas, muy bien estratificadas, más o menos ligníticas en su parte inferior y más arenosas en su parte superior. Los conglomerados muy duros y consolidados, están compuestos por guijarros de andesitas, jasperoides rojos y fragmentos de otras rocas ígneas, entremezclados con capas de areniscas muy gruesas.



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La formación de Charco Azul pertenece al Plioceno. La base de esta formación, donde ha podido ser vista, descansa sobre otra formación sedimentaria todavía más antigua compuesta de pizarras tobáceas de gran espesor que poco a poco cambian en espesas areniscas y conglomerados que afloran en Punta Burica. Estas formaciones de Burica, pliocénicas y pleistocénicas, han sido muy dislocadas por violentas fallas y pliegues que revelan la potencia deformadora del Plioceno y del Pleistoceno en todo el istmo de Panamá.



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En los procesos geológicos ocurridos en el istmo de Panamá han intervenido dos grupos de fuerzas o factores: a) Factores endógenos, originados por las energías interiores

de la corteza terrestre, y

b) Factores exógenos, originados en el exterior y cuya energía ha actuado sobre la superficie emergida del istmo en los distintos períodos geológicos de su existencia.

FACTORES GEOLÓGICOS


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Factores Endógenos. Actividad volcánica: Ha sido una de las grandes fuerzas internas creadoras del Istmo. La actividad explosiva arrojó gran cantidad de rocas extrusivas fundidas en forma de coladas, más tobas y cenizas volcánicas que han salido al exterior y solidificado en su superficie. El otro tipo de actividad es quiescente y en ella han predominado los fenómenos de intrusión de masas volcánicas que han perforado, mediante diques, filones y mantos intrusivos, las formaciones sedimentarias pre-existentes,



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O han dado lugar a la formación de lacolitos y batolitos que han elevado o combado aquellas formaciones. Plegamientos y fallas. Aunque la estructura fundamental del istmo es volcánica, se advierte la presencia de dislocaciones (plegamientos y fallas) en algunas de sus formaciones terciarias. Durante el Plioceno y el Pleistoceno las manifestaciones tectónicas de diatrofismo se han dejado sentir con fuerza en diversas regiones panameñas.



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Sus fuerzas internas, unidas a las intrusiones volcánicas abundantes en el Mioceno, las diversas oscilaciones verticales y la frecuente (aunque poco intensa) sismicidad panameña, han ocasionado numerosas fallas y fracturas con subsecuentes hundimientos de unos bloques y resaltes de otros. Tan sólo en el área del canal señala Mac Donald seis fallas: una en Gatún, dos en Gamboa; otra en Emperador; otra en Bajo Obispo y finalmente una en Miraflores.



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Grandes fallas se han advertido también en las altas montañas de Bocas del Toro, y otras que pueden citarse en múltiples regiones: el frente de l a falla de la meseta de Chorcha (Chiriquí), la bien visible del Chorro de El Caño (Coclé), etc. Oscilaciones verticales. Los movimientos epirogenéticos (hundimientos y levantamientos del conjunto regional ístmico, es decir, juego alternativo de oscilaciones verticales) se producen en Panamá por el hecho de la compensación isostática, como ha ocurrido en el resto de América Central.



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Estas convulsiones y pulsaciones han repercutido, necesariamente, en la marcha general o actuación de los otros factores geológicos externos e internos. Los hundimientos del istmo han ido seguidos de transgresiones marinas, durante las cuales se han operado formaciones de facies marinas y acumulaciones coralígenas sobre formaciones sedimentarias anteriores entonces sumergidas; durante las mismas transgresiones, la erosión marina litoral ha dejado también su huella en lugares muy apartados del litoral actual; se ha confirmado la presencia de muchas playas interiores.



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Por su parte los levantamientos de tierras han forzado la retirada de las aguas y zonas litorales, han ocasionado depósitos de tipo de regresión marina. Este problema de las oscilaciones verticales preocupó a los geólogos e ingenieros norteamericanos en el período de construcción del canal; analizando cuidadosamente el ritmo de esas oscilaciones concluyeron que el canal de esclusas podría construirse sin temor a pesar de la última tendencia (de ritmo lentísimo) del istmo a levantarse.



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Sismicidad. El istmo de Panamá esta situado en una zona de sismicidad, aunque la intensidad de sus sismos no es violenta. Los terremotos se deben principalmente a los violentos esfuerzos que se producen en las rocas hasta producir su ruptura. Las repercusiones de semejantes rupturas provocan la oscilación sísmica. Cuando las rocas son muy duras ofrecen gran resistencia antes de romperse y la repercusión elástica correspondiente es muy fuerte.



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Aparentemente, pues, las rocas del área del canal son demasiado débiles para que puedan producirse aquellas tensiones que ocasionaron las fallas o fracturas producidas por terremotos, de manera que las construcciones y en particular el mismo canal se estiman que están libres de una seria amenaza. Los investigadores al estudiar los epicentros de los terremotos ocurridos en América Central y en la región del Caribe han señalado que los sismos que afectan a Panamá tienen su foco en el Pacífico, al sur de la plataforma continental panameña y



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a una profundidad que oscila entre los 2000 y 4000 metros. Esta circunstancia contribuye a explicar la debilidad de los temblores que se experimentan en el Istmo. Factores Exógenos. Meteorización o intemperismo. Se ha señalado la meteorización como un factor activísimo en la evolución de sus relieves superficiales. Tales condiciones se producen en el istmo de Panamá, sometidos a los tipos climáticos (Köppen) “Ami” (Tropical húmedo, variedad manzónica), “Awi” (Tropical



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de sabanas) y “Cw” (Templado, de alta sabana), cuyas temperaturas elevadas, alta humedad relativa, y abundantes lluvias crean las aludidas condiciones ambientales. Las rocas ígneas de Panamá, ricas en feldespatos, silicatos de hierro y magnesio, están sometidas a profundas descomposiciones que pueden extenderse por debajo del manto regolítico hasta las rocas madres. La filtración del agua caliente de lluvia (que contiene vestigios del ácido nítrico, formado durante las frecuentes tormentas



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de calor y ácido carbónico de descomposición vegetal (activa los procesos de alteraciones químicas). La descomposición de los silicatos es más completa aquí que en latitudes frías y la sílice es algunas veces removida por solución. Con el tiempo todos los materiales son arrastrados y las partes insolubles permanecen como arcillas blandas y rojizas. En algunas partes de la república esta porción de tierra se extiende hacia abajo hasta unos 50 pies o más.



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Derrumbes. Los derrumbes y deslizamientos de escombros formados por descomposición mecánica y química de las rocas fundamentales, adquieren gran importancia en regiones tan lluviosas como las del istmo panameño, especialmente en las faldas de pendientes muy inclinadas donde la meteorización química ha formado grandes cantidades de arcillas. Se distinguen los siguientes tipos de derrumbes: a) Derrumbes producidos por fracturas estructurales y deformaciones de rocas, b) Derrumbes provocados por la gravedad normal; c) Derrumbes ocurridos en los planos y fallas, y d) Derrumbes ocurridos en las superficies de erosión.



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Erosión y sedimentación fluviales. El trabajo erosivo de los ríos, considerado como el agente modelador de erosión normal, ha contribuido y contribuye intensamente a la denudación, derrubio y esculpido de los materiales petrográficos, tanto de los de naturaleza y origen ígneo cuanto de los de composición y estructura sedimentaria. La abundancia de aguas en este clima tropical, la estrecha configuración horizontal del istmo y su estructura vertical, con ejes elevados, han contribuido a la formación de ríos de alto perfil vertical, fuerte gradiente, abundante caudal, potente



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acción erosiva vertical, acusada velocidad en sus curso altos y pujante capacidad de transporte de aluviones, en gran parte depositados en las tierras bajas, en las vegas de aluvionamiento fluvial y en los depósitos terrígenos de la plataforma continental. En conclusión puede afirmarse que el modelado de erosión fluvial y la meteorización han sido los agentes externos más activos en los procesos geológicos de evolución del relieve superficial, tanto en el trabajo de denudación como en el de deposición y relleno.



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La Erosión marina y el trabajo de los corales. Los fenómenos de erosión y sedimentación litoral, asociados a la labor constructiva muy activa de los corales, variaron muchas veces de posición con el avance de las transgresiones marinas o el retroceso de las regresiones. Los levantamientos epirogenéticos dejaron al descubierto llanuras litorales formadas por esos depósitos terrígenos y marinos; en lugares ahora muy apartados de las costas se ha señalado la presencia de viejas playas.



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Los hundimientos , por su parte, produjeron el avance de los mares hacia el interior de la tierra hundida con la consiguiente retirada hacia adentro de la zona litoral y el traslado de la erosión y de la sedimentación marinas así como de las construcciones coralígenas. El tipo de formación coralina panameña es el de arrecife costero, producido en las zonas litorales donde no alcanzan ramales de corrientes frías, donde la salinidad del agua es normal y limpia.



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Los organismos vivos. Las grandes pluviselvas tropicales, las temperaturas altas, las abundantes lluvias y los numerosos detritus vegetales, son factores que han favorecido el desgaste delas rocas y formaciones hasta grandes profundidades y que han contribuido también a generar las espesas capas de arcillas rojizas (laterización). La actual vertiente del Pacífico con su característico tipo climático tropical de sabanas (“Awi” de Köppen) y, por ende, su menor humedad, ofrece condiciones menos favorables al desgaste de las rocas por la intervención de los lavados y de los residuos de organismos.



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El producto final de descomposición rocosa produce arcillas de color grisáceo y nó las arcillas de rojizas tan abundantes en la otra vertiente. La saturación y desecación alternativas de suelos ocasiona grietas numerosas durante la estación seca que permiten la incorporación de muchas materias orgánicas en los horizontes superiores de los suelos superficiales (Horizontes A y B). De tal manera, una gran cantidad de sustancia vegetal se introduce en e l terreno, en donde obran las activas bacterias del trópico.



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La geología de la Ciudad de Panamá, ha sido estudiada gracias a los trabajos realizados inicialmente por Canal de Panamá y posteriormente por la Autoridad del Canal de Panamá, cuyos estudios ha permitido definir la existencia de varias formaciones geológicas como son: Panamá Pacífico y Central: Formación Gatuncillo, Formación Bohío, Formación Panamá , Formación Caraba, Formación Obispo,

GEOLOGIA DE LA CIUDAD DE PANAMÁ Y ALREDEDORES


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Formación Caimito, Formación Culebra, Formación Cucaracha, Formación Las Cascadas, Formación La Boca. Panamá Atlántico: Formación Gatuncillo Formación Bohío Marino Formación Gatún Formación Caliza Toro



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La geología de la Ciudad de Panamá no ha sido estudiada o cartografiada a detalle, el mayor aporte geológico que tenemos ha sido dado por los diversos estudios que ha generado, inicialmente por el Canal de Panamá y por el Gobierno Nacional, los cuales se resumen a continuación: Durante las obras del Canal Francés (1899) y el Canal Norteamericano (1904-1914) se efectuaron investigaciones geológicas paleontológicas y geotécnicas.



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El Mapa Geológico de la Zona del Canal y sus alrededores, a escala 1:100,000, elaborado por R. Stewart y la colaboración de W.P Woodring editado en 1980, es uno de lo más recientes de Panamá. En el se cartografiaron las diversas formaciones geológicas existentes en el área geográfica comprendida a lo largo de la faja de 82 km de largo y 5 km de ancho sobre la que se construyó el Canal de Panamá.



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El Mapa Geológico de Panamá, editado en Octubre de 1991, por la Dirección Nacional de Recursos Minerales, del Ministerio de Comercio e Industrias, a escala de 1:250,000 incluye la geología alrededor de la Ciudad de Panamá, a escala regional.



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Las observaciones, mediciones análisis e interpretaciones de las cartas topográficas, sugieren que las diversas formaciones rocosas se formaron por erupciones de una variedad de estructuras volcánicas tipo caldera y conos, circundante estos últimos a la caldera las Cumbres-Villa Grecia. Esta compleja secuencia volcánica es cruzada por sistemas de fallas noreste y noroeste, localizadas particularmente hacia el límite de los corregimientos de Belisario Porras, en el Distrito de San Miguelito, Las Cumbres y Chilibre, en el Distrito de Panamá.



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En referencia a la parte descriptiva de las unidades litológicas exponemos lo siguiente: Las rocas piroclásticas presentan una variación granulométrica la cual incluye tamaños que van desde menores a 0.5 mm hasta 1 y 1.20 m de diámetro, corresponden a toba fina, toba de lapilli, aglomerado y “ash flow” (ceniza volcánica ignimbrita). Esta serie, producto de erupciones volcánicas, se denomina en este estudio Aglomerado-toba (AG-to) e ignimbrita (Ig).



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Cuando es sana o débilmente meteorizada, la matriz fina del aglomerado es negra. Contiene cristales de feldespato de 0.5 mm de diámetro y presenta dureza RH-3, los fragmentos mayores inmersos en la matriz son de basalto negro porfirítico, con fenocristales de hornablenda, varían de 0.5 cm a 18 cm. Presentan dureza RH-4 y RH-5.



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Son meteorizados moderada a fuertemente, la matriz es arcillosa-arenosa grano fino, exhibiendo tono chocolate claro, manchas anaranjadas por la presencia de hidróxido, variedad limonita, presentan dureza RH-1 a RH-2. La serie descrita es cruzada por vetillas de cuarzo blanco lechoso con longitudes desde 5 y 30 cm, hasta 3 y 4 m y ancho variable de 2 a 5 cm, hasta 7.5 y 9 cm. El aglomerado es cruzado por vetillas de calcedonia y por vetillas de jaspe verde rojizo. También es atravesado por vetillas de calcita y zeolita.



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Las rocas piroclásticas, lavas e intrusiones tipo dique y filones estrato, de composición andesítica y basáltica situadas al este de Los Andes Nº2, Cerro Sonsonate, Cerro San Francisco, Cerro Patacón, Cerro Mocambo, Cerro Peñoncito, áreas circundantes a las Cumbres, las expuestas a lo largo del Corredor Norte y entre el entronque carretero del Corredor Norte con la Autopista Panamá-Colón, presentan análogas características a las descritas previamente.



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El mapa geológico de Stewart de 1980, muestra un área de estratos sedimentarios terciarios situados hacia las cabeceras del Río Abajo. Esa área esta delimitada por las coordenadas UTM 998000 y 1100000 norte y 662500 y 663100 este (hoja 4, Ciudad de Panamá, escala 1:12,500).



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Sobre ese sector, particularmente en la entrada a Altos de Linda Vista, situado a 125 m a mano derecha del desvió de la Carretera Ricardo J. Alfaro afloran capas sedimentarias dispuestas alternamente, variando de arenisca calcárea fina a grano medio, calcarenita, lutita y conglomerado calcáreo. Dicha secuencia es penetrada por diques de basalto negro que en cierto caso se acomodan como filones .



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La serie sedimentaria corresponde a turbiditas, en la que se puede observar lentes de carbón y vetillas de calcita. La arenisca fina a media es gris cuando esta sana. Al meteorizarse es café claro y muestra manchas de hidróxido limolita. Su dureza varía de RH-2 a RH-3. La calcarenita es tono café, amarillo a ocre, muestra fragmentos calcáreos tamaño arena (0.5-2 mm) y gránulos sub-redondeados a subangulares, contiene restos de conchas mayores entre 2 y 3 mm.



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El conglomerado calcáreo café claro a ocre amarillento, contiene guijarros subangulares y subredondeados con aspecto de una brecha calcárea. La calcarenita y el conglomerado calcáreo tienen dureza RH-3. Son niveles resistentes al igual que la arenisca calcárea.


geologia de panama_06

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