Autor: Gustavo Diaz Velarde Seres

1. CONSIDERACIONES A LA
GEOLOGÍA REGIONAL DEL
OESTE DE PANAMÁ
Por: Gustavo Díaz Velarde
Para
ACADEMIA MEXICANA DE
INGENIERÍA, A. £.
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Méxc€(
Octubre de

2. Í N D I C E
Página
Síntesis..........................................................................................a,b,c
1. Antecedentes .................................................................................. 1
Objetivo ........................................................................................
Correlación Geológica para el Proyecto Estí-Chiriquí................................ 4
Complejo Volcánico y sedimentario del Mioceno Medio,
FormacionesVirigua y Gatún ............................................................. 6
Y. Rocas Volcánicas de Pleistoceno, Formación Barú.................................... 11
VI. Morfología ..................................................................................... 12
VIL Geología Estructural Regional ............................................................ 15
Condiciones Regionales de Alteración ................................................... 17
Marco Tectónico .............................................................................. 22
Referencias Bibliográficas ..................... 30
FIGURAS:
1 Plano de Panamá y Localidades Geográficas ............................................... 2
2 Columna Geológica Regional .................................................................. 5
3 Bouguer Arnomaly Map of the Panamá Biock ............................................. 8
4 Ampliación de la Anomalia de Bouguer, Área de Estudio ............................... 9
5 Caldera Pan de Azúcar .......................................................................... 10
6 Estructura Anular que Rodea a la Caldera Pan de Azúcar .............................. 14
7 Configuración Tectónica del Occidente dePanamá ....................................... 19
8 Sección Esquemática del Arco Volcánico Panameño ...................................... 23
9 Mapa Tectónico Compilado de Panamá ..................................................... 25
10 Zonas de Deformación en torno al Proyecto ................................................ 26
11 Configuración Hipotética de las Unidades Corticales menores, cuyo posible
desplazamiento rotatorio es a través de las zonas o sistemas falta ................ 27

3. CONSIDERA ClONES A LA
GEOL OGI'A REGIONAL DEL OESTE DE PANAMÁ
3
1.-ANTECEDENTES
3
A principios del presente siglo, los estudios geológicos se inician en Panamá con el trazo, diseño y
excavación del canal de Panamá, que con un objetivo técnico y económico trata de obras de ingeniería
para unir los océanos Atlántico, en el Mar Caribe y el Pacífico Centro-Oriental (flaura 1).
Tal inquietud se inició desde la época misma de la conquista española y cuando Vasco Nuñez de
Balboa, en 1510 conoce el mar del otro lado del Istmo (el Pacífico) orientado y apoyado por los jefes y
0
caciques tribales, quienes lo llevan a conocer aquellas costas a través de la porción occidental del
Darien (tierras más bajas y selváticas del oriente de Panamá).
Aparte de algunos trabajos mineros realizados durante la Colonia, formalmente los geólogos que
estudian la zona del Canal, son principalmente americanos y participan después de la quiebra de la
compañía francesa de "Lesseps", quien vende los derechos a los estadounidenses.
Posteriormente al terminar la excavación del Canal, algunos exploradores e investigadores, se mueven
hacia otras localidades de Panamá, para realizar levantamientos geológicos que permitan establecer
cuencas sedimentarias susceptibles de contener yacimientos petroleros. Aunque no tuvieron éxito,
hacen nuevas e importantes contribuciones a la geología del país.

4. MAR CARIBE
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Mosquitos
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OCEANO PACIFICOPta Mariato orrod
uercos(Centro Oriental)
Pta. Ardite
Fecha:Fi g ura. 1
L Plano de Panamá y localidades geográficas Sept/1997

5. 3
Otras investigaciones modernas con participación de especialistas, tienden a establecer las condiciones
tectónicas de la región del Istmo de Panamá, con aplicación de mediciones sismológicas, gravimétricas,
de magnetometría y de geología estructural, material que está en los archivos del Instituto de Recursos
Hidráulicos y Electrificación, así como al Instituto Geográfico Nacional Tommy Guardia, de donde se
- obtuvo para este trabajo la bibliografia y la carta geológica de Panamá, escala 1: 250 000.
11.-0BJETIV0:
3 La presentación de este tema tiene por objeto plantear en lo general, la modificación del criterio de
interpretación de primera mano, por la de integración de las disciplinas aplicadas en los estudios y
exploraciones geológicas y geofisicas de los proyectos, con integración final de la información
multidisciplinaria, para mejorar el conocimiento y definición del modelo geológico de la localidad y/o
la región que se está investigando.
Los estudios de ingeniería geológica se hicieron para establecer las condiiones de emplazamiento y
cimentación de obras civiles del proyecto: Sistema Hidroeléctrico de Estí-Chiriquí.
ID
Para el caso de la porción poniente del Istmo de Panamá, los resultados de orden geológico que se
consideraron en este trabajo, están apoyados en la interpretación de: 1) levantamientos geológicos de
detalle; 2) métodos geofisicos con técnicas de resistividad eléctrica y refracción sismológica; 3)
lo perforaciones cortas con recuperación de núcleo y pruebas de permeabilidad; 4) estudios gravimétricos
regionales; 5) estudios sismológico-tectónicos; 6) mapas geológicos; 7) imágenes de satélite
regionales; 8) estudios petrográficos y dataciones geocronológicas; 9) vulcanismo, alteraciones y
deformaciones, y 10) la dinámica de la tectónica de placas que en particular afecta a Panamá.

6. 4
Los resultados considerados comprenden observaciones geológicas de la región, desde su condición
original en el transcurso del tiempo geológico hasta su condición actual.
La geología de Panamá requiere analizar por separado las condiciones de emplazamiento de las rocas
ígneas, de aquellas que tratan de las rocas sedimentarias, ya sean de ambiente marino o lacustre
continental y en lo general su interdigitación, alteraciones, deformación y la interacción de todos estos
elementos en la región, así como establecer los tiempos geológicos a los que pertenecen, su secuencia
en el orden del más antiguo al más joven (figura 2) y los resultados de la integración, para obtener
conclusiones más firmes.
III.- Correlación Geológica para el Proyecto Estí-Chiriquí
Con base en la revisión bibliográfica, se estableció la posibilidad de hacer correlaciones geológicas, de
acuerdo al Código de Nomenclatura Estratigráfica para Norteamérica, para lo cual se facilita utilizar los
nombres propios de formaciones litoestratigráficas, previamente y formalmente establecidas en la
literatura, que pertenezcan a la misma cuenca, plataforma marina y/o a unidades volcánicas de eventos
magmáticos con productos similares y que corresponden en tiempo y espacio al mismo ambiente de
o
origen geológico de las rocas.
o
o Debido al objetivo del estudio y a su tiempo de ejecución, no fue posible medir secciones geo'ógicas
o tipo y dividir unidades litológicas, en formaciones litoestratigráficas, así como establecer su cronología,
o ya sea por medios paleontolócicos o geocronológicos, para describir las diferencias y fases geológicas
en diversas porciones de los arcos volcánicos y de la cuenca de sedimentación marina; si sc desea
,

7. Figura: 2 Proyecto hidroeléctrico esti, Panamá FFecha.
(Segúu bibliografía consultado y e! documento Ouoternory colc —alkoUne vc[ccnism in
Westerri Panamo: Regiongí vanaban and implication for the piafe tectoníc íramework)
Autores: J.Z. de Soer; Mi. Oefant: RH. Stewart; J.E. Restrepo; LF. Ctork y AJ-f Romirez
Con algunas modificaciones para este trabajo Agosto/97
o O
Qdt/Qre/Qai
-- o O
O
Holoceno O
00
Depo'itos de talud, suelos residuales
c
yaiuvioh
1
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Medio
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Pleistoceno Depositas volcdnicos continentales
O 7
compuestas de ovas y airociatícos
andesw—basatjcos
UiSC0dCnj0
Depo'sitos volco'nics marinos
compuestos de aglomerados y
algunas [Ovos y fabas ondesiticos,
Mioceno
con interdiqilac:dn de rocies vulcano-
sedimentarios de ctásticos terrigenos
serie vcdnica
Serie vaicano —sedjmentario
Formaclán Gatún
FormacIón viiigua
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)< X X
O Actividad magma'tica por elX X X X X
emplazamiento plutónica de cuarzo-
Oligoceno
<. X. dioritas y granodiorrias aesarrolladas
en ambiente marino cama parte de
O X X. X X X ¡a formación del arco mamcco
1 x x• < < <
>( < >( X •X
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Medio
x
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y granodioritas
)< • X . < X X
x x X . x x Actividad magmática relacionado con el
X X <: X X
emplazamiento pluto'nico del arco de
Paleoceno afinidad toletico compuesto de cuarzo
< x x x x diorita y hornblendc, de'sarroilado en
. x x x x x
ambiente marino
columna geológica regional Sept1997

8. bautizar las formaciones de la región estudiada con otros nombres, se requiere de trabajos de
investigación para cumplir con las formalidades del Código.
Son motivo de atención los elementos de correlación empleados ya mencionados, y sólo con la revisión
de la bibliografia disponible fue posible no desviar el objetivo del presente estudio. Es por esto que a
los volcánicos andesíticos y aglomerados se les denomina Formación Vi rigua y a los vulcano
sedimentarios Formación Gatún (figura 2).
El arco volcánico andesítico de ambiente marino del Mioceno Medio y con orientación NW-SE, en la
parte occidental del país, es el mejor punto de partida para desarrollar en este capítulo los aspectos de la
geología regional, que con los materiales arenosos vulcano-sedimentarios interdigitados, se depositaron
en la región del Proyecto Estí-Chiriquí.
Las rocas más antiguas conocidas como granitos pertenecientes al arco magmático plutónico
(Paleoceno-Eoceno) mencionadas en el trabajo de De Boer J. Z y otros (1988), fisicamente han sido
conocidas en la región sólo a través de acumulaciones de boleos, en las antiguas tenazas marinas de la
margen derecha del Río Chiriquí, en aluviones del propio río y en los pequeños afloramientos de
distribución aislada (apófisis) o que escasamente aparecen en el entorno de esta región, en ventanas de
las andesitas del Mioceno, de poco espesor.
IV.- Complejo Volcánico y Sedimentario del Mioceno Medio.
Formaciones Virigua y Gatún.

9. 7
El complejo volcánico andesítico se desarrolló en el Mioceno Medio (± 12 millones de años)
deformando el piso oceánico en contacto al poniente con la cordillera plutónica del Paleoceno-Eoceno;
tal circunstancia está reflejada en el piano de gravimetría de la Anomalía de Bouguer (figuras 3 y 4), de
esta porción del país (en frontera con Costa Rica) que señala el contacto oriental de corteza siálica
(también bajo el Volcán Barú) con la corteza oceánica, cuyo desarrollo hacia el oriente formó un
bloque rectangular NW-SE, de la misma orientación que el cratón batolítico, que va desde el Volcán
Barú al Volcán Galera de Chorcha (figura 4) y comprende aproximadamente la porción media del Río
Chiriquí (figura 4) donde éste tiene por varios kilómetros su escurrimiento franco hacia el SE (figura
6).
a) El complejo volcánico andesítico (Formación Virigua) está compuesto por derrames porfiríticos y
aglomerados de color gris a gris oscuro, açompañados de piroclásticos de cenizas, lapilli y bombas,
depositados en ambientes marinos profundos y someros que en parte dieron lugar a los sedimentos
vulcánico-sedimentarios (Formación Gatún). El magma al ser extravasado en el piso dei arco
volcánico marino en forma de lavas, tuvo rápido enfriamiento y con el vapor generado, por su
carácter explosivo se fragmentó y derrumbó por las laderas, depositándose en paquetes de taludes
de aglomerados de espesores variables y con cierta pseudo-estratificación.
Periódicas pulsaciones y emisiones magmáticas dieron origen a los paquetes andesíticos y
aglomeráticos ya mencionados. Los intermitentes estados de tiempo de quietud, entre uno y otro
13 estado de paroxismo volcánico, dieron origen a desarrollos de fauna marina en los aglomerados y
13 sedimentos de paquetes pseudoestratificados a estratificados. La distribución volcánica vertical es
mayor (más potente, figura 5) hacia las porciones más áltas 'montañas actuales', y presenta

10. 10
1-1 o
9°
_8°
- 7 °
83°
81
79°
77
Mapa de AnornCa de Bouguer (simple) del Bloque Panamá; Intervalos de curvas 10 mGal. Este mapa incluye
evcntamjentos te datos marinos y terrestres de 1984 deI Inter—Amerjcan Geodetic Survey y estaciones
terrestres medjdus durote 1984-1985 por el Instituto Geográfico Nacional de Panamá.
LF1 3 ouguer Anornay Map Of The Panama Biock

11. a
del paleoceno-Oligoceno,
o plutónico de
Ltas y granodioritas)
za oceánica emergida nace
iillones de años.
rresponde al arco volcánic
desítico del mioceno medio
{ Límite gravimétrico de
los dos tipos de cortez
figur
1
a: 4 AmpU Fechaación anomalía de Bouguer, área de estudio 2 Sept1 997

13. EJ
algunos colapsos caldéricos (figura 5), e innumerables y extensas alteraciones hidrotermales,
mientras que los sedimentos arenosos son más potentes hacia las partes más bajas de la topografia
del piso marino (hacia las cuencas oceánicas) y nunca se observaron las alteraciones hidrotermales
que caracterizan a los depósitos volcánicos.
El
V.- Rocas Volcánicas del Pleistoceno
Formación Barú
La reactivación magmática del Pleistoceno, en el límite de la corteza siálica con la corteza oceánica,
dio origen a la actividad volcánica continental calco-alcalina compuesta por andesitas basálticas,
piroclásticos de textura fma a gruesa: ceniza, lapilli y bombas o bloques. Se les denominó Formación
Barú (Qpb) y se encuentra distribuida en el Volcán Barú y alrededor de él, por lo que su cono alcanzó
3
una elevación de 3484 msnm. Gradualmente tales depósitos se adelgazan conforme se incrementan las
la distancias alrededor del volcán y su textura también se restringe a cenizas y lapilli mal consolidados,
la con alguna que otra bomba más o menos alejada.
ste evento volcánico sucedió entre los 700 000 a 500 000 años (Pleistoceno) afectando el batolito
granítico por el Norte y Poniente de la localidad, acompañado de conos cineríticos por el Sur y de
diques que extravasaron sus materiales en la paleotopografia volcánica andesítica del Mioceno. Estos
elementos adventicios e intrusivos se observaron también distribuidos alrededor del Volcán.
En realidad los materiales volcánicos continentales de la Formación Barú cubren a la zona y en
partícular la del proyecto Estí-Chiriquí, con espesores irregulares (2 a 12 m), mal consolidados, de
fragmentos andesíticos basálticos, angulosos, negruscos y de diversos tamaños, con una floja matriz
limo-arenosa de color café y forman parte del espesor de la cobertura alterada por intemperismo de las

14. 12
rocas andesíticas, aglomeráticas y de los sedimentos arenosos estratificados, así como de los suelos
orgánicos de la región.
VI.- Morfología.
Las rocas del Mioceno Medio, una vez que fueron depositadas y constituyeron la cordillera marina,
fueron objeto de diagénesis, litificación y alteración, conforme cesó la actividad magmática. En tal
ambiente geológico, la topografia marina de esa edad inició su proceso de erosión, el que con la
sedimentación marina de textura arenosa en sus flancos (N y S) continuó aún después de emerger del
fondo marino hace unos 2 a 3 millones de años y constituir el Istmo de Panamá, que es una conexión
de la Placa de Norte y Centroamérica con la placa Sudamericana. Posteriormente el evento volcánico
continental del Barú, en el Pleistoceno, modificó la topografia antigua en esa localidad.
El análisis de las geoformas de dicha cordillera y su drenaje, han sido ampliamente estudiados por
diversos autores, durante investigaciones previas del IRHE (1988). Sin embargo el detalle con el que se
realizó el presente estudio en particular, determinó lo siguiente:
1) La cartografia con topografia terrestre y geológica en diversas zonas del proyecto y; la correlación
por medio de levantamientos geológicos regionales, permitieron avanzar en el conocimiento del
patrón morfológico característico de cada área y los cambios que se observan y que son bien
definidos en relación a la litología y estructuras geológicas para cada zona de la región.
Conviene señalar que la geología volcánica marina produjo geoformas dificiles de identificar en la
actualidad, cuando éstas han sido intensamente atacadas por alteración mediante circulación de

15. 13
soluciones residuales y por agentes de intemperismo y erosión. Aunque no han sido fáciles de
identificar, ya sean troncos, chimeneas, cráteres y/o calderas, son formas topográficas que en
algunos casos están cubiertas y enmascaradas por el vulcanismo continental moderno de la
Formación Barú.
Como rasgo de segundo orden y producto del análisis de fotografias aéreas, de planos topográficos
a diversas escalas y de reconocimientos de campo terrestres y aéreos y con el proceso de realces
digitales de imágenes de satélite (figura 6), se estableció la presencia de un colapso caldérico de 1
Km. de radio en la cabecera de la cuenca denominada Quebrada Pan de Azúcar (figuras 5 y 6). Tal
evento es el centro de otra importante estructura de colapso de expresión anular con desarrollo de
drenaje circular a semielíptico, cortado al W y SW con una lineación NW-SE (en la margen
izquierda del Río Chiriquí). El colapso afectó una región de radio de unos 6 a 8 Km. que se
desarrolla por el N y NW en la porción alta de los ríos Chiriquí y Chiriquicito y al Oriente y sur
Oriente por el Río Estí (figura 6). La forma y desarrollo general hacia el SW de la Quebrada
Buenos Aires-Barrigón, es otra estructura que bordea por el Oriente la caldera Pan de Azúcar, a una
distancia irregular entre ésta y las partes media y superior del Río Estí..
La geoforma interpretada de manera regional, denominada para este trabajo Caldera Pan de Azúcar,
muestra hacia el Norte colinas altas (figura 5) de disposición circular, de paredes casi verticales,
cuyos parteaguas constituyen un borde de lineación arqueada, muy erosionado en la porción interna
de la caldera y con taludes importantes en las partes topográficamente más bajas. La estructura
volcánica es de unos 2 Km. de diámetro, con derrumbe de todo el borde o labio sur, donde
desarrolló su curso fluvial la Quebrada Pan de Azúcar. Es de suponer que la condición de colapso
sucedió cuando el aparato volcánico constituía parte de las colinas del irregular piso marino. E

16. 714
'Fecha:igura: 6
Estructura anular que rodea a la caldera pan de azúcar JsePtI199

17. 15
desarrollo fluvial de la Quebrada Pan de Azúcar arrastró el material de talud y el material alterado
hacia la confluencia con la Quebrada El Barrigón, donde la Quebrada Buenos Aires también tiene
su confluencia.
4) La morfología de la zona de las Quebradas de los ríos: Pan de Azúcar, Barrigón y Buenos Aires,
tiene otro pequeño elemento circular en la confluencia de los ríos mencionados, con un diámetro de
unos 600 m, que recorre en su periferia el curso fluvial del Barrigón y forma una omega (Ü) para
salir aguas abajo con su misma orientación al SW (figura 5). Este mismo rasgo circular presenta la
configuración topográfica, hacia las partes altas de sus márgenes, y sugiere la misma forma
geométrica expuesta. En el borde sur del sitio aflora una roca hipabisal (dique) de aspecto silíceo,
que es de una forma y petrografia propia de rocas ígneas ácidas y no es característica de las
andesitas de la región por su contenido de sílice. La erosión diferencial con este dique, impidió el
paso del río, al labrar éste su curso y dio lugar a la forma de omega ya descrita.
VIL- Geología Estructural Regional.
a) El ancho rasgo estructural de carácter regional NW-SE, es bien claro en la im4gen de satélite
(figura 6), desde el Volcán Barú (± 500 000 años) hacia el Volcán Galera de Chorcha (± 12
millones de años, figura 4) y divide la orografia del complejo andesítico del Mioceno Medio (por el
oriente) de la planicie ligeramente inclinada hacia el sur de la plataforma marina del Paleoceno-
Eoceno (por el Poniente, figura 6). La geomorfología de esas dos regiones destaca por su gran
diferencia:

18. — La plataforma marina se aprecia en el terreno, desde la cuenca baja del Río Caldera y su
confluencia en la margen izquierda del Río Chiriquí, hasta la costa sur en el Golfo de Chiriquí.
La configuración de Anomalía de Bouguer simple (figura 4) determina la presencia de la plataforma
en el entorno de la ciudad de David, con valores negativos que determinaron la existencia de
corteza siálica (Batolito del Paleoceno-Eoceno).
— La región del complejo montañoso andesítico ya descrito, aparece en el trabajo de gravimetría con
la configuración de isoanómalas de valores positivos, que corresponden a la corteza oceánica
emergida (figuras 3 y 4).
b) El colapso circular denominado en este trabajo Caldera Pan de Azúcar (de 2 Km. de diómetro),
afectó una región de un arco elíptico, mayor de 6-8 Km. expresado topográficamente en forma
anular al N, Este y SE, el cual es cortado en forma abrupta (figura 6) por la lineación geológica
estructural cortical NW-SE (ya descrita en el párrafo anterior). La morfología volcánica del
Mioceno Medio, tiene estructuras geológicas de colapso de 2° orden y por lo tanto son las más
antiguas del territorio y además también existen bloques de varias decenas de Kilómetros (± 30) de
ancho, que corresponden a diversas pulsaciones del arco volcánico andesítico evolucionando hacia
el Oriente y que van empatando desde el Río Chiriquí hacia el Centro y Oriente de Panamá y
obedecen a la geodinárnica de la tectónica de placas del Microbloque Panamá (ver capítulo VIII.-
marco tectónico, de este trabajo) afectado por la convergencia de las placas oceánicas: de Caribe y
Cocos-Nazca.

19. 17
Estructuralmente y de menor edad y magnitud a las lineaciones estructurales MW-SE, están las
profundas quebradas NE-SW que sugieren fracturas o fallas en las cuencas altas: del Río Estí y de
los ríos Buenos Aires y Barrigón (figura 6).
Sistemas estructurales E-W y N-S se van haciendo más evidentes conforme el análisis avanza
hacia el oriente de Panamá.
La suave inclinación de la estratificación regional tiene una variación de 8 a 16°, siendo su
dirección promedio: al SE con 42° en Canjilones; 500 en Guasquitas; 30° en Chiriquí y 48° en el
túnel Fortuna.
VIII.- Condiciones Regionales de Alteración
El límite de las placas tectónicas de la corteza terrestre, generalmente se localiza en ambiente marino,
ya sea para casos de convergencia o de distensión; su presencia es una condición asociada al
magmatismo resurgente y con expresión en arcos volcánicos y en cordilleras dorsales de las zonas de
expansión oceánica.
El caso del Istmo de Panamá es un claro ejemplo de la formación de un arco volcánico durante el
Mioceno Medio en el límite de las placas Cocos-Nazca con la Caribe. Este elemento montañoso del
centro y oeste de Panamá, está compuesto por diversas emisiones andesíticas que modificaron el
relieve marino con depósitos de lava, aglomerados y tobas vulcano-sedimentarias, en conjunto de
espesor importante.

20. El desarrollo de conductos y chimeneas y sus productos volcánicos probablemente alineados NW-SE
forman una cordillera tras otra, integrando el istmo panameño de orientación general suavemente
ondulada E-W y con una anchura que corresponde a la del país, que en la porción estudiada es desde
Bocas del Toro hasta el oriente del Golfo de Chiriquí (figuras 1 y 7).
La geología y distribución de las rocas volcánicas, en su cartografia regional (figura 8) y de detalle,
así como en su prospección geofisica y de perforación, determinaron la presencia de minerales de
alteración por circulación secundaria de soluciones termales, que migraron desde la profundidad de la
corteza oceánica a través de fracturas y fallas y alteraron zonalmente a la roca encajonante, con
hematización casi total y argililitización determinada como esmectita (tobas rojas en el aglomerado).
Debe hacerse hincapié en que tales alteraciones no se encontraron afectando a los sedimentos marinos
(areniscas) contemporáneos de los aglomerados y demás productos volcánicos del Mioceno Medio.
Otras alteraciones sucedieron desde la superficie de la topografia marina hacia el interior de las
rocas que forman el paquete de la corteza oceánica, introduciéndose por la presión ejercida mediante la
carga hidráulica del tirante marino.
La circulación de las soluciones entre las rocas del arco volcánico, defmidas en párrafos anteriores,
determinaron las condiciones de evolución de los materiales, que modifican la composición normal de
las andesitas, así como su capacidad mecánica (como la esmectita de la familia de la rnontmorillonita y
clorita).

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22. 26
Posteriormente y durante el Pleistoceno, ya se mencionó que se presentó en la región estudiada,
otra actividad magmática con expresiones volcánicas de derrames andesítico-balsático y piroclásticos
(aprox. 700 000 a 500 000 años) de la Formaciói Barú.
La expresión de este volcanismo moderno de tipo continental, modificó la topografia, al cubrir a las
andesitas del Mioceno Medio, cuando ya habían emergido del ambiente marino y el tronco intrusivo
hipabisal del Volcán Barú, fue acompañado en el entorno por diques penecontemporáneos, que en
casos aislados extravasaron sus lavas y piroclásticos. A profundidad, este evento volvió a alterar en el
área a las rocas encajonantes, a través de fallas y fracturas.
Con este marco geológico, se deben agregar los datos de evolución por alteración de la roca para el
caso del intemperismo y descompresión del terreno, con afloramientos de areniscas estratificadas
(tobas) andesitas y aglomerados, alteración que penetra con evidencia fisica y geológica de 6 a 20 m y
formación de saprolito en el 60% del espesor.
Por alguna razón cuyo patrón todavía no se conoce y para la cual tendrían que realizarse estudios
fisico-químicos y mineralógicos especializados, se ha notado una mayor alteración por intemperismo
en las rocas del Mioceno Medio que afloran en la margen izquierda del Río Chiriquí y en la porción
media inferior de la Quebrada de Pan de Azúcar (figuras 5 y 6). Zonas más reducidas están presentes
en la porción inferior de la Quebrada Buenos Aires y en otras áreas como en Guasquitas, en el Río Estí.
En este caso las zonas de alteración en el subsuelo han sido localizadas puntualmente con la
perforación y ocasionalmente con técnicas geofisicas de sondeos eléctricos de resistividad.

23. 21
Parciales alteraciones de la roca volcánica se presentan generalmente por cementante o por matriz
arcillosa (cerosa) en planos de fracturas y fallas de las rocas andesíticas y sus aglomerados. La
alteración en el primer caso, en la mayoría de las veces se refiere a zeolita y calcita y escasamente
clorita. Las alteraciones parciales observadas, generalmente mantienen la calidad y resistencia de la
roca, excepto en los planos de fracturas, rellenos de material argiláceo. Otras manifestaciones de
alteración son amigdaloides y éstas se presentaron con vesículas rellenas de zeolitas en el tramo que a
profundidad cortó aglomerados. También se presentaron amigdalas en Guasquitas con unos 20 m de
espesor y vesículas rellenas de material argílico en rocas andesíticas.
La distribución y la mayor o menor intensidad de la alteración en la roca volcánica (Tmv) en el
subsuelo, se ha interpretado con patrón de circulación de soluciones residuales y secundarias de
temperatura media a alta, a través de la porosidad de la roca, determinada por estructuras geológicas y
discontinuidades de diversa magnitud, en el entorno a su origen (por chimeneas y troncos intrusivos
hipabisales) como centros de extravasaciones de los aparatos volcánicos marinos (del Mioceno Medio).
Excepto en los sitios descritos por su alteración en el subsuelo y las manifestaciones detalladas en la
superficie y profundidades con el intemperismo, las zonas de los arrreglos en las obras hidráulicas en
el caso de los sedimentos de areniscas (Tmg), tendrán una cimentación apropiada en rocas
medianamente resistentes y de buena calidad, ya que no existe alteración hidrotermal.
Las investigaciones exploratorias del programa de actividades desarrollado, no contempla mayor
alcance en el subsuelo. En el control de la alteración hidrotermal para conocer zonalmente la
distribución del patrón detallado de alteración de las rocas volcánicas solamente se cuenta con la
interpretación geológica de sus manifestaciones. Esta condición tiene por objeto señalar que pudieran

24. 22
existir zonas de incertidumbre, lo que indica la necesidad de que se mantenga vigilancia geológica
durante las excavaciones, sean superficiales o subterráneas, sobre todo cuando se esté tratando de
andesitas y aglomerados (Tmv).
IX.- Marco Tectónico
El contexto de la región de estudio está determinado por la configuración actual de las Placas
Tectónicas Caribe, Sudamérica, Cocos y Nazca, y en especial dentro de estas dos últimas, la presencia
de las dorsales Cocos y Coiba (figura 7 y 8). La interacción geodinámica por la convergencia de las
placas tectónicas oceánicas (Mar Caribe y Pacífico Centro Oriental), ha desarrollado la microplaca
Bloque Panamá, (figura 9), cuyos límites tectónicos son: a) Zona de fracturas de Panamá (Lonsdale y
Klitgord, 1978). Cinturón deformado del norte de Panamá (Silver et al... 1990: Kolarsky y Maim,
1995). Cinturón deformado del sur de Panamá (DeBoer et al... 1991; Kolarsky y Mann, 1995), b)
Zonas de deformación definidas por varios sistemas de fallas, por ejemplo: Zona de fallas Azuero-
Soná, zona de fallas Boca Brava, zona de fallas Chiriquí Celmira-Ballenas, y zona de fallas Coiba, así
como altos estructurales del basamento marino y continental: Arco Parida, Arco Ranchería, Arco
Manzanillo. Cordillera Talamanca, Cordillera Central y Cordillera Tabasará, y e) unidades
morfoestructurales menores que rotan dentro del llamado Bloque de Panamá (CFE, 2997) y que se
integran al arco volcánico conocido como "Arco Volcánico Panameño" que es la expresión sur-oriental
de la "Trinchera Mesoamericana" lugar donde las Placas oceánicas Cocos, Caribe y Nazca conforman
un "Punto Tectónico Triple".
Para el caso particular de la región en estudio: occidente de Panamá, hasta el momento no existe un
modelo ampliamente aceptado que explique las condiciones sismotectónicas actuales, a pesar de los

25. u
lORE ARC
NORTH PANAMA
BASU'I TALAMANCA DEIORMED BELT
CORDILLERA
CAPJBBEAN -
COAST
• •
:1
EARTHOUAXE - —
17o EARTHOUAKE
FV /03/ 1983 Mo-la
IV /22/ 1991 Mo-1.5
(FROM SUAKEZ ET AL LOUBUSHED MAESCRL)
COCOS RDE OSA PENINSULA
3 - TRENCU PACffIC
COASr
5-
(KR
ME
Figura: 8 Sección esquematica del arco volcánico Panameño Fecha:
Sept11997
1Tomado de taJlma&& kikucha 1995

26. 24
abundantes estudios realizados por varios investigadores. Esto se debe a que se desconoce la posición
de la zona de Benioff-Wadati y si es la Dorsal de Cocos (Placa de Cocos) o la Dorsal Coiba (Placa de
Nazca) la que subduce en el occidente de Panamá (figura 7). Sin embargo está aceptado, pero aún por
confirmar que la subducción es de tipo somero (figura 9). Por otra parte, varias investigaciones indican
que en el campo cercano del Proyecto Estí existe sismicidad de magnitudes moderadas (Viquez y
Toral, 1987: CFE, 1988), un alto flujo de calor y adelgazamiento de la corteza continental DeBoer et
al... 1988), y una actividad volcánica reactivada periódicamente desde el Pleistoceno hasta tiempos
históricos (Linares et al... 1975: DeBoer et al... 1988: Defant et al... 1991). Consecuentemente, otro
hecho importantes es que no existe un "gap" volcánico en este sector, cuya explicación se asocia en
todo caso a fenómenos de evolución termo-mecánica de la litósfera y a una reactivación del proceso de
subducción, después de un periodo de calma durante el Mioceno Tardío y Plioceno (Defant et al...
1991).
Así, a partir de la información disponible podemos inferir que la energía producida por el fenómeno de
subducción es relajada por dos vías. La primera, por medio de fallamiento inverso de orientación
WNW-ESE y sismos mayores, en los acoplamientos entre las placas tectónicas: Fractura de Panamá,
L Cinturón Deformado del Norte de Panamá y Cinturón Deformado del Sur de Panamá, lugares donde
han ocurrido los sismos de mayores magnitudes (figura 9). La segunda es a lo largo de los sistemas de
cizallamiento conformados por abundantes zonas de fallas (mayoritariamente con desplazamientos
laterales izquierdos y normales) que delimitan bloques o unidades corticales menores. En éstas, la
disipación de la energía sísmica se manifiesta en bajas y moderadas magnitudes, pero de carácter más
constante. Variadas evidencias apoyan estas ideas.

27. 86 84 82 8 78'
PNi - Peni istila de Nicoya Vo1cin
PC) - Pení isula Osa F.pfeentm itnp(wtante
G,ch - Golf de chiriqui Zona de 3ubducción
IC - Isla e Cuiba FaHa 1 ,a 1 aral
PA - Pení istila de Azuero
i i Pailu N& mal12 Leh - Lug ca de ehiríqui 1 J 12
o, •VB -. 1nBas allú //T Fuinsa
PC - Plam de Coeos Fuactur
P1( - PLa a Caribe
*
Sitio F.t
DC - Dar il Cocos Pliegue
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FB - Zon de tila de Panamá do la zo u de Benioff-Wudate.
PN - Plue 1 Nucu F.dades e la r)oial de Cocos
• 1W - Bloc nc de Panamá proyocL las en millones de años.
• &
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10 ivl. Caribe y
c • t tÇ PR
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FP 82 80 • 78
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Mapa Tectónico compilado de Panama
1Sépt19
- •-• 4 ________________________________________________________________________________________________

28. Mar k'aribe
26
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Area de Estudio
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DG
DORSAL COCOS
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Pacífico
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CIff
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.CHIRQUI
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IC
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1, --1
0 50 100Km
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F
Fecha:
E1oZonde deformacton en torno al proyecto P.H.P H Esti
¡
Sept1997

29. 27
- -
AR - Arco Rancheria
AP - Arco Parida ZFBC— Zona de falta Boca Chica
CDN}— Cinturon deformado del ZFBB— Zona de falla Boca Brava
Norte de Panama ZFSO— Zona de falla Sana
(.1)NS— Cinturon deformado del ZFAZ Zona de falta Azuero
Sur de Panama ZFCA— Zona de falla Canoas
ZFCC— Zona de falla cordillera central ZFBU— Zona de falla Burica
ZFCH_ Zona de falla Chiriqui ZFSA— Zona de falta Santiago
ZFCB— Zona de falla Celmira Ballenas -Z FP Zona de falla Panama
ZFA - Zona de falla Armuelles
Configuración hipotética de las unidades corLcales menores cuyo posible
lFechaFigura: 11 desplazamiento rotatorio es a través de las zonas o sistemas de falla.
12 Sept1 1197
De fondo, curvas de la anomalía de Bouguer.
-

30. 28
Primeramente, la existencia de altos topográficos en el continente, asociados a cuencas sedimentarias
elevadas en las zonas de pre-arco (figura 8) (cuencas sedimentarias invertidas) (Kolarsky y Mann,
19995: Kolarsky et al... 1995), y altos estructurales del basamento acústico en las porciones marinas
(Kolarsky, 1992). Lo anterior implica que la región, en su conjunto, ha estado sujeta a emersión por la
convergencia de las placas oceánicas Caribe, Cocos Nazca, por los afloramientos rocosos del antiguo
piso marino y los levantamientos co-sísmicos de tenazas marinas, tanto en el sector pacífico (Península
de Burica y Golfo de Chiriquí) (Corrigan et al... 19990), en la zona del Proyecto Estí como en e!
Caribe (área de Limón-Manzanillo, Costa Rica) (Plafker y Ward, 1992; Collins et al... 1995).
En segundo lugar, el alto flujo de calor (Von Herzen y Anderson, 1972; Bowin 1976), la actividad
hidrotermal (CFE: Proyecto Estí, 1997) y el volcanismo reciente (DeBoer et al... 1988: Defant et al...
1987) implican la subducción de una litósfera de origen oceánico relativamente caliente y de poco
espesor (± 4 Km) (Defant et al ... 1991) en un contexto de actividad volcánica cuaternaria con
afinidades calco-alcalinas (DeBoer et al... 1988).
Finalmente, la geometría de la subducción es la que controla también la fonna del arco voclánico desde
el poniente (de bloque NW-SE) hasta el centro oriente de (bloques N-S). El desplazamiento y la
orientación de las zonas de falla en el Pacífico (Punta Burica, figura7). Montero (1990). Montero y
Morales (1990) consideran que la subducción de la Dorsal Cocos se comporta como un indentador
rígido en la región geográfica de Costa Rica y occidente de Panamá, en donde actúa sobre una corteza
continental rígida-plástica (batolito del Paleoceno-Eoceno) dando como resultado desplazamientos en
fallas WNW-ESE (figuras 9, 10 y 11) de orientación perpendicular al 'esfuerzo principal máximo
horizontal" aproximadanicnte en dirección noreste (figura 7). Por su parte, Lonsdale y K!itgord, 1978,

31. 29
Okaya y Ben-Avraham, 1987, Adarnek, et al... 1988 y Kolarsky y Mann (1995), al estudiar las
estructuras del fondo marino en el límite de la Placa Nazca del occidente de Panamá, en Punta Burica
de la región del Golfo de Chiriquí (figura 10) determinan una subducción oblicua neógena de la Placa
Nazca, debajo del Bloque de Panamá, así como fallamiento lateral izquierdo en dirección WNW-ESE,
relacionado posteriormente con fallas normales en dirección NE durante el Plio-Cuaternario, paralelas
a la actual dirección del máximo esfuerzo horizontal.
De todo lo anterior se deduce que en la región occidental de Panamá, existen desplazamientos laterales
de los sistemas de fallas, bajo un régimen oblicuo de subducción independientemente de si es la Placa
de Nazca o la Dorsal de Cocos, la que se subduce con mayor intensidad. En los alrededores del
Proyecto Estí, el hecho importante es el desarrollo de una trama de sistemas de fallas de orientaciones
generales NW-SE, N-S y NE-SW. Aparentemente en dicho sector, no existen grandes desplazamientos
por fallas; lo que se puede deber a una falta de continuidad en la subducción, a un adelgazamiento de la
corteza continental y la corteza oceánica emergida y, a que los esfuerzos son absorbidos a lo largo de
las zonas de falla en una masa cortical rígida-plástica fuertemente fracturada, donde la rotaión de las
unidades menores del Bloque de Panamá es el mecanismo por el cual se disipa la mayor parte de la
energía producida (figura 9).

32. 30
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Adamek S. Frohlich C., & Pennington W. D. 1988. Seismicity of the Caribbean-Nazca Boundary:
Constraints on Microplate Tectonics of the Panamá Region. Journal of Geophysical Reserch y. 93. No.
B3. P. 2053-2075.
Bowin C.O. 1976. The Caribbean gravity and Plate tectonics. Geological Society of America. Special
PaperNo. 169.
Bnine J. N. (1979). Tectonic Stress and the Spectra of seismic shear wavesf rom earthquakes. Journal
of Geophysical Reserch. 75. 4997-5009.
CFE (Comisión Federal de Electricidad) México, 1997. Análisis de la información sismológica previa
para el esquema sismotectónica del Occidente de Panamá. Informe inédito.
CFE, México 1997. Imagen de Satélite Landsat TM, del 4 de mayo de 1992, procesada con bandas 7, 4,
2, el día 23 de mayo 1977, escala 1:75 000, inédito.
Collins L. S. Et al. 1995. Timing and rates of emergence of the Limon and Bocas del Toro Basins:
Caribbean effects of Cocos Ridge subduction? In: Mann P. (ed): "Geologic and tectonic development
of the Caribbean Plate Boundary in Southern Central América". Geological Society of América.
Special Paper 295. P. 263-289.
Corrigan J. Mann P., & Ingle J.C. 1990. Forearc Response to Subduction of the Cocos Ridge. Panamá-
Costa Rica Geological Society of América Bulletin, y. 102, p. 628-652.
Cowan H. 1996. Active Fauulting Hazards and the Electricity System, Western Chiriqui, Republic of
Panamá. A. Report Preparad for Instituto de Recursos Hidráulicos y Electrificación (ERRE). Report:
HC-IIRRE-001296, 58 p.
Cowan H. Et al. 1995. Seismicity and Tectonics of Western Panamá From New Portable Seismic Array
Data Final Report by IIRHE. NORSAR, & IGC. 29p.
De Boer J. Et al 1988. Quaternary cqlc-alkaline volcanism in western Panamá: Regional variation and
implication for the plate tectonic framework. Joumal of South American Earth Scienses. V.l n.3. p.
275-293.
De Boer J. Et al (1991) Evidence for active subduction below western Panamá. Geology. Y. 19 p. 649-
652.
Defant M. J. et al. 1987. Pleistocene to Recent volcanism in Western Panamá: o geochemical at
tectonic investigation (abstract). American Geophysycal Union. EOS, y. 68 p. 1526.
Defant M. J. et al. 1991. Andesite and dacite genesis via contrasting processcs: The geology and
geochemistry ot FI Valle voicano. Panamá. Contrihutions to Mineralogy and Petrology, y. 106 p. 309-
324.

33. 37
Hartzell S. H. 1978. Earthquake aftershocks as Green's Funvtios. GeophysiCal Reserch Letters. 5.1-4.
Instituto Geográfico Nacional Tommy Guardia, 1991. Dirección General de Recursos Minerales,
Ministerio de Comercio e Industrias. Mapa Geológico, República de Panamá, Esc. 1:250 000, 8 hojas.
Instituto de Recursos Hidráulicos y Electrificación, 1997. Documentos Parciales de información de la
investigación de sitios y arreglos de obras del Sistema Hidroeléctrico Estí-Chiriquí. Informes inéditos
Irikura L. 1983 Semi-emPirical estimation of strong ground motions durings large earthquakes. Esaster
Prev. Res. Inst. Kyoto Univ. BuIl. 33:63-104.
Irikura L. 1986 Prediction of strong acceleration motions uising empirical Green flrnctions. Proc. 7 th
Japan Earthquake Eng. Symp. 15-156.
Kolarsky R. A. 1992. Late CretaceusCefloZ0iC TectoniCS and sedementatiOn in Southern Central
América: Costa Rica and Panamá. Master's Thesis University of Texas at Austin (unpupliShed).
Kolarsky R. A., & Mann P. 1995. Stnacture and neotectofliCS of an ablique-sUbdUctiofl margin
southwesterfl Panamá. In Mann P. (ed.): "Geologic and tectonic development of the Caribbean Plate
Boundary in Southem Central América". Geological Society of Améica Special Paper 295. P. 131-157.
Kolarsky R. A. Mann P., & Monechi S. 1995. Stratigraphic development of southern Panamá as
determined from integration of marine sismic data and onshore geology. In: Mann P. (ed): "Geologic
and tectonic developmeflt of the Caribbean Plate Boundary in Southern Central América" Geological
Society of América. Special Paper 295, p. 159-172.
Kolarsky R. A. Mann P., & Montero W. 1995. Island are response to shallow subduction of the Cocos
Ridge. Costa Rica In: Mann P. (ed): "Geologic and tectonic development of the Caribbean Plate
Boundary in Southern Central Améica". Geological Society of América. Special Paper 295, p. 25-262.
Lee W. H. And J. C. Lahr (1978). A computer program for determining hypocenter, magnitud and first
motion pattern of local earthquakes U. S. Geological Survey open file report, p.p. 75-311.
Linares O. F. et al. 1975. Prehistoric Agriculture in Tropical Highlands. Science, y. 187, n.l?, p. 137-
145.
Lonsdale P. And Klitgotd
D. 1978. Stmcture and Tectonic History of the Eastem Panamá Basin.
GelogicaI Society of América Bulletin, y. 89, p. 98 1-999.
Montero W. 1990. Deformación Neotectónica en el centro-sur de Costa Rica. Modelo de origen.
Resúmenes VI Congreso Geo1óico de América Cenol 19-23. Noviembre de 1990. San José, Cosa
Rica.
Montero W. Y Morales L. D. 1990. Deformación y Eserzos NeotectónicOS en Costa Rica. Revista
Geoica de América Central, y. 11, p. 69-87.
Okaya D. A. and Ben-AVRAHAM z. 1987. Structure of the Continental Margin of Southwesteffl
Panamá. Geological Society or América Bulletin, Y. 99, p. 792-802.

34. 32
Ordaz M., Arboleda J. and Singh S. K. (1993).- Un método para simular acelerogramas, usando
registros pequeños como funciones de Green empíricas. Mem. X Congreso Nal. de Ingeniería Sísmica.
Puerto Vallarta, México
Pennington W. D. 1981. Subduction of the eastem Panamá Basin and Seismotectonics of northwestern
South América. Journal of Geophysical Research, y. 86, n. Bi 1, p. 10753-10770.
Pérez R. E., et al. 1997. Prediction de intensidades sísmicas para el valle de México. Notas del XXIII
Curso Internacional de Ingeniería Sísmica. Mod. Y Riesgo Sísmico y Selección de Temblores de
Diseño. F. Y. 1.JNAM, México.
Plafker G. And Ward S. N. 1992. Backare Thrust Faulting and Tectonic Uplift along the Caribbean Sea
Coast during the April 22, 1990. Costa Rica earthquake. Tectonics, y. 11, n. 4, p. 709-7 18.
Sabetta F. and Pugliese A. (1996). Stimation of Responce Spectra and Simulation of non-stationary
Earthquake Ground Motions. Bulletin of Sismological Society of América. Vol. 86, no. 2, p. 337-352.
Silver E. A. et al 1990. Implications of the north and south Panamá thrust belt for the origin of the
Panamá Orocline. Tectonics, y. 9, .p. 261-281.
Takamura M. And Ikura T. (1988). A semi-empirical method iusing a hybrid of stochastic and
deterministic fault modeis: Simulation of strong groud motions during. Large Earthquakes. Journal
Physics of the Earth. 36: 89-106.
Weyl R., 1980. Geology of Central América. Gebrueder Borntrager, Berlín, 371 p.
Al

35. SÍNTESIS
Durante los estudios de campo del Proyecto Hidroeléctrico Estí, en el Oeste de Panamá, se planteó la
necesidad de establecer la columna geológica regional y de analizar la información previa en cuanto a
trabajos geológicos y geofisicos regionales en ese pequeño país.
El examen de la información permitió saber que no se había realizado un estudio de integración y
correlación de las disciplinas, con objeto de defmir y apoyar tanto la historia geológica del istmo, como
el modelo.
Durante el avance de los trabajos locales en el campo, se definieron básicamente tres unidades
litolóicas; dos desarrolladas en ambiente marino del Mioceno Medio (formaciones Virigua y Gatún) y,
una de ambiente continental del Pleistoceno (volcánicas de la Formación Barú).
Para efectos del estudio del proyecto hidroeléctrico en forma local, las unidades litológicas marinas ya
mencionadas cubren toda el área al oriente del Río Chiriquí. Pero al oeste del río es importante la
presencia de un amplio intrusivo plutónico emplazado en el Eoceno-Oligoceno. La posición del Río
Chiriquí en su rama de flujo lineal NW-SE, refleja el límite cortical entre las rocas antiguas del
Terciario y las más jóvenes del Mioceno Medio (tanto volcánicas como sedimentarias).
Al correlacionar esta distribución de unidades litológicas para la región del proyecto (Este del Río
Chiriquí) se analizó la morfología y topografia; la geología estructural regional y en forma
sobresaliente los eventos de alteración hidrotermal masiva de ciertos sectores de la roca andesítia
(Formacion Virigua) tanto en superficie como en el subsuelo Rara el analisis e integracl(n de la

36. información obtenida también se contó con recorridos de campo, incluyendo la Central Fortuna, cuya
casa de máquinas está excavada a 400m de profundidad.
También se procesaron imágenes de satélite con realces que al ser correlacionados en el campo,
determinaron la presencia de tres colapsos caldéricos en el ámbito de la región de estudios del
proyecto: a uno se le denominó Caldera Pan de Azñcar, que gobierna otro rasgo anular más grande y
corresponde a una elipse truncada por el Oeste, (por la zona del Río Chiriquí ya mencionado). El rasgo
estructural anular es el control de emplazamiento de escasos conos cineriticos, mejor preservados hacia
el norte del colapso. La cabecera y/o porción alta de este río, así como la del Río Estí, constituyen el
área oriental de la elipse. Por otra parte, a un pequeño colapso en el Río Buenos Aires se le denominó
El Barrigón.
o Los eventos caldéricos están contenidos estructuralmente en el amplio sector del bloque "arco
volcánico andesítico del Mioceno Medio" y orientación longitudinal NW-SE. Existen muchas
estructuras de falla regionales: unas producidas en el fondo marino durante el depósito y consolidación
de aglomerados andesíticos y otras lineales de orientación NE-SW
3
3
Relacionado con la geología estructural, es de importancia el efecto de convergencia entre sí de las
placas oceánicas que dieron origen y elevaron la microplacade Panamá. El istmo emergido hace unos
dos millones de años, relaja los esfuerzos de la Placa del Caribe y las Placas Cocos-Nazca, con fallas de
corrimiento horizontal izquierdo, de orientación general WNW-ESE. Tales fallas en el campo se
observan en la porción sur y límite con la costa en el Océano Pacífico Centro-OrientaL

37. c
Cabe resumir que el análisis de Anomalía de Bouguer, determinó el hecho de que la porción media
lineal (NW-SE) del río Chiriquí, es la expresión superficial del límite entre la corteza oceánica
emergida al oriente y la corteza siálica al poniente del río.
En el primer caso los valores de Anomalía de Bouguer son positivos en todo el istmo de Panamá, y
corresponden a datos de corteza oceánica; mientras que en el segundo, los valores son negativos y
corresponden a datos de corteza siálica (continental).
El análisis mediante secciones de gravedad observada (Anomalía de Bouguer) determinaron un espesor
de la corteza en el istmo de unos 4 km. solamente.
La integración de los datos de campo y los de investigaciones previas, permiten establecer con
bastante certidumbre que la región de desarrollo de los estudios para el proyecto hidroeléctrico Estí,
está en el entorno del contacto cortical entre las 2 diferentes cortezas que en la superficie tiene una
orientación NW-SE y unos 2 km. de ancho.