El deslizamiento gravitatorio de Guando (Tolima, Colombia): características morfoestructurales y consecuencias de su interpretación

Introducción

En la interpretación tectónica de áreas montañosas con fuertes pendientes topográficas es muy habitual la consideración de cabalgamientos, como los principales responsables de la generación del relieve, tanto por modelos de tectónica gruesa o fina (Pfiffner, 2017). Además, como consecuencia de la inestabilidad de sus laderas suelen acusar fenómenos de deslizamientos o movimientos gravitatorios someros en la terminología de Alcántara-Ayala (2000), landslides de Sharpe (1938) o slumping según Alsop et al. (2017). Así, se atenúan las pendientes del relieve al lograrse condiciones de mayor estabilidad al adecuarse a los niveles de base (Easterbrook, 1993). De este modo, la interpretación tectónica convencional suele estar afectada y obliterada por rasgos atribuidos a fenómenos más recientes de tipo gravitatorio. Por otro lado, cuando estos sectores se localizan sobre objetivos exploratorios se afectan la estabilidad de las instalaciones logísticas que, el caso de los sondeos que los atraviesan, se puede producir, entre los riesgos descriptos por Glade et al. (2012), bloqueos y colapsos en función de los desplazamientos y modificaciones del terreno que ocurren sobre las superficies subhorizontales del desplazamiento.

El objetivo de este trabajo es la descripción de los principales rasgos morfoestructurales de los desplazamientos gravitatorios superpuestos al cabalgamiento Boquerón en el Campo Guando, como un ejemplo que puede extrapolarse a situaciones con ambientes estructurales semejantes. También, se proporciona una descripción resumida con información de superficie y subsuelo del Campo Guando en la Cuenca Superior del Magdalena (Colombia) como un ejemplo real de las geoformas características del deslizamiento gravitatorio y sus posibles causas y consecuencias de esta problemática en las actividades exploratorias (Schuster et al., 2002). De esta manera, se propone un nuevo modelo estructural del Campo Guando (Buitrago, 1994; Higuera, 2012), que tiene en cuenta las características integrales del cabalgamiento Boquerón y los últimos acontecimientos deformativos debidos al deslizamiento Guando (Figura 1).

Marco teórico

Los deslizamientos gravitatorios son fenómenos de la superficie terrestre que ocurren en una amplia variedad de entornos geológicos caracterizados por relieves marcados, sean estos generados por complejos de subducción, arcos volcánicos, cinturones transformantes y/o ambientes de intraplaca (Cruden y Varnes, 1996). De esta manera, son comunes en cualquier lugar de la superficie de la Tierra donde existen pendientes topográficas inestables con valores que varían desde escasos hasta muchos grados de inclinación, de acuerdo con los comportamientos mecánicos de los materiales afectados.

Un deslizamiento gravitatorio o movimiento de terreno es una forma de inestabilidad que se caracteriza por el desplazamiento por su propio peso de un volumen de materiales rocosos en un trecho relativamente corto a lo largo de una pendiente. El movimiento se caracteriza por el deslizamiento de los volúmenes a partir de una superficie de despegue con geometría plana y/o cóncava que lo desvincula del substrato excluido del proceso deformativo.

Las propiedades físicas del volumen desplazado dispuesto directamente sobre una superficie inclinada juegan también un papel importante en el desencadenamiento o no del deslizamiento por tales pendientes bajo la influencia de la componente tangencial de la gravedad. El volumen rocoso está en condiciones de movilizarse cuando la superficie de desplazamiento forma un ángulo de más de 45° con respecto a la horizontal, porque la componente normal de la gravedad será menor que la componente tangencial (Girty, 2009). Entonces, al ser menor componente normal gravitatoria disminuye la resistencia sobre la superficie infrayacente porque el coeficiente de rozamiento es menor y, por lo tanto, la probabilidad de deslizamiento aumentará considerablemente (Figura 2).

En el caso que los deslizamientos gravitatorios involucren materiales con respuestas mecánicas competentes que le otorgan una mayor cohesión interna y resistencia a la deformación pueden dificultar su movilidad hacia sectores más deprimidos a pesar de disponerse sobre pendientes muy pronunciadas. En el caso que se produzcan deslizamientos debido a una pendiente suficientemente pronunciada como para que los materiales cedan a la gravedad, aquellos de naturaleza muy competente lo hará como bloques coherentes que caerán basculándose uniformemente y conservando la integridad individual cuesta abajo (Ng y Chew, 2019).

En cambio, si las características del material a movilizar son más incompetentes y, en consecuencia, con menor resistencia a la deformación, se deslizará por superficies de deslizamientos con pendientes, incluso, con pequeñas inclinaciones. Así, los materiales incompetentes tenderán a movilizarse en pendientes descendentes fluyendo con características más plásticas y modificando totalmente sus características internas primarias (Figura 3).

Existen numerosas clasificaciones de los deslizamientos gravitatorios en la literatura científica y técnica, donde la primera y de amplia aceptación fue la de Sharpe (1938). Con posterioridad aparecieron las de Varnes (1958, 1978), Nemčok et al. (1972), Hutchinson (1988) y, más recientemente, las de Dikau et al. (1996), Sassa (1999), Cruden y Varnes (1996) y Alcántara- Ayala et al. (2014), entre otras. En general, la mayoría de clasificaciones lo hacen en función; a) del tipo de material existente antes del deslizamiento (roca, tierra, lodo y escombros) y b) del tipo de movimiento dominante (caída, deslizamiento, propagación y flujo).

Los mecanismos de inestabilidad y la tipología del movimiento suelen establecerse una vez que la rotura ha tenido lugar, es decir, basándose en su cinemática. En este sentido, los mecanismos y condiciones que dan lugar a la rotura de una ladera no se corresponden, en general, con los que gobiernan la propagación del volumen deslizante una vez liberado, siendo éstos los que determinan la denominación del movimiento. Varnes (1958) agrupa como deslizamientos de tierra (landslice) a todo movimiento descendente hacia afuera de los taludes (extendiéndose y/o fluyendo) de volúmenes compuestos por rocas naturales, suelos, rellenos artificiales o combinaciones de estos materiales.

El movimiento de caídas de rocas, deslizamientos de terrenos, dispersiones de suelos y la mayoría de los flujos son perceptibles para el ojo humano por la rapidez de su ocurrencia mientras que la fluencia y la solifluxión ocurren tan lentamente que no pueden detectarse (Cruden y Varnes, 1996).

A continuación, se describen los distintos tipos de mecanismo del deslizamiento dependientes de la geometría de la superficie de desprendimiento y del grado en que el material deslizante permanece coherente (Dikau et al., 1996):

a) Traslacional: si el volumen rocoso desprendido de una pendiente se desliza a lo largo de una superficie relativamente plana (Figura 4). Las superficies relativamente comunes que facilitan el desprendimiento de los volúmenes deslizantes son diaclasas o planos de estratificación. El material puede convertirse progresivamente en un flujo de tierra, al extremo que en la región distal del pie tiende a licuarse.

b) Rotacional: cuando un volumen rocoso coherente se libera de una pendiente movilizándose sobre una superficie de deslizamiento curva cóncava hacia arriba produce una rotación según un eje subhorizontal contraria a la dirección del desplazamiento (Figura 4). A medida que el volumen se mueve cuesta abajo, la porción proximal a la cabecera se particiona en bloques que giran con una rotación alrededor de un eje perpendicular a la dirección general de la pendiente. Así, los bloques se basculan hacia la escarpa de la cabecera que forma, a menudo, un acantilado o corona con diseño cóncavo en forma de media luna (Figura 4). El movimiento de rotación hace que la superficie original del deslizamiento se particione en escalones basculados opuestamente a la tendencia general progresivamente menos empinada de la pendiente. Este patrón de bloques girados hacia atrás que forman depresiones que pueden acumular agua para crear estanques o áreas pantanosas y, a menudo, permanecen conservándose relativamente intactos, especialmente en la parte superior. Esta adición de agua y la pérdida de la cohesión de los materiales involucrados en el extremo distal del pie puede transformarse en un flujo de tierra. El movimiento descendente del volumen deslizante exhibe como resultado una deformación interna de la continuidad estructural que en su extremo distal se caracteriza por una relativa resurgencia. En este extremo se produce una mayor abundancia de fracturación con características dilatantes y pliegues subordinados cuyos ejes se disponen perpendicularmente a la dirección de transporte (Figura 4).

Los modelos analógicos permiten reproducir la distribución interna de los movimientos (por ejemplo: Ng y Chew, 2019) y comprender las consecuencias morfoestructurales que exhiben los materiales involucrados en los distintos sectores del desplazamiento gravitatorio (Figura 5).

Los límites laterales del deslizamiento completan el diseño en cubeta de geometría cóncava de la superficie infrayacente. En el extremo distal del pie del deslizamiento estos flancos tienden a converger en un cuello donde se genera un contexto más constrictivo con crestas transversales, surcos de replegamiento (hummocky), grietas transversales y radiales. Como consecuencia de trasponer este angostamiento horizontal y superar el umbral basal de la superficie de despegue el volumen deslizante pierde coherencia y colapsa haciéndose más erosionable por la adquisición de mayores disturbios internos y consecuente pérdida de cohesión (Figura 6).

De un modo más amplio, los mecanismos básicos de los deslizamientos pueden resumirse en las siguientes etapas: concentración de esfuerzos, tracción, arranque, movilización, vuelco rotacional, fluencia y colapso estructural. En general, se distinguen las siguientes dos fases principales en el desarrollo de los deslizamientos gravitatorios (Varnes, 1958, 1978; Hungr et al., 2013):

a) Fase de previa a la rotura (o de preparación): puede ser de larga duración y donde se producen pequeñas deformaciones, a menudo imperceptibles, que pueden superar el orden métrico en los grandes deslizamientos. La superficie de separación entre la masa en movimiento y el terreno estable no ha llegado a desarrollarse por completo, pero las fracturas que comienzan a insinuarse facilitándose la percolación de aguas que provoca una disminución de la resistencia a movilizarse. El sistema comienza a concentrar, en lo que luego será su corona o escarpa, una zona de discontinuidad a lo largo de una superficie limitada entre el volumen suprayacente que se deslizará y el que permanecerá estable.

b) Fase de rotura (deslizamiento propiamente dicho): es por lo general muy rápida y caracterizada por la definición de una superficie de despegue que evoluciona de modo continuo desde un movimiento muy lento a extremadamente rápidos de modo progresivo, hasta que se produce el desplazamiento del volumen suprayacente y su posterior detención (Figura 4). El análisis una vez que tiene lugar la rotura y el reajuste del terreno deslizado es cinemático en el que deben tenerse en cuenta las características del recorrido, la reducción de las propiedades resistentes de la masa deslizada (condiciones de resistencia residual), la presencia de agua y de obstáculos.

Entre las causas que determinan y disparan los deslizamientos gravitatorios se encuentran los movimientos sísmicos, la absorción excesiva de agua, congelamiento y derretimiento, socavamiento en su base, y carga de la pendiente (Dikau et al., 1996; Hansen, 2000). Frecuentemente, los deslizamientos se forman debido a la eliminación de una base de pendiente, ya sea de procesos naturales o artificiales (Crozier, 1986). La erosión de las corrientes o las olas, así como la construcción de carreteras, son instigadores comunes para el desencadenamiento de los deslizamientos gravitatorios al eliminarse el soporte físico de la pendiente (Dikau et al., 1996).

La humectación profunda es una causa común, lo que explica por qué los deslizamientos frecuentemente se asocian con periodos de fuertes lluvias, tormentas y flujos de tierra (Hutchinson y Bhandari, 1971; Gostelow, 1991; Yan et al., 2019). El agua precipitada proporciona una lubricación y pérdida de cohesión interna por la presión de poros que se genera y facilita su deslizamiento por el aumento la masa propia del material. Ambos factores aumentan la tasa de caída. Como ejemplo de deslizamientos masivos producidos por terremotos el de Turnagain Heights en Anchorage (Alaska) fue desencadenado por un terremoto de magnitud 8.4 que resultó en la licuefacción del suelo y alrededor de 75 casas fueron destruidas (Seed y Wilson, 1967).

En ocasiones, deformaciones de apenas unos centímetros en grietas de tracción que separan un bloque rocoso de un acantilado, son suficientes para localizar y generar la discontinuidad que dispara el deslizamiento. Sin embargo, en grandes deslizamientos, deformaciones de varios metros pueden ser insuficientes para generar una superficie de corte que afecte al conjunto del volumen rocoso inestable (rotura progresiva).

Las reactivaciones pueden mostrar cambios en relación con la fase de rotura después de periodos prolongados de inactividad donde las propiedades de los materiales deslizados pueden haber cambiado, entre otros mecanismos, por efecto de la consolidación, drenaje o alteración. En ocasiones, se dan fases de reactivación en las que el movimiento se reproduce aprovechando las superficies de rotura generadas previamente (Leroueil et al., 1996). Estas reactivaciones pueden ser episódicas o continuas con variaciones estacionales de la velocidad de deformación en función de la intensidad de los factores desencadenantes que pueden ser provocados por sismicidad y/o temporadas de altas precipitaciones.

También, los deslizamientos pueden ocurrir bajo el agua a lo largo de los márgenes de los continentes e islas, como resultado de la acción de las mareas o un gran evento sísmico que pueden generar tsunamis desastrosos. Uno de los deslizamientos más grandes conocidos ocurrió en el Plioceno, o mas recientemente, en el extremo sureste del Banco Agulhas (al sur de África) tiene 750 km de largo, 106 km de ancho y tiene un volumen de 20,000 km3 de material movilizado. Es un gran desplazamiento compuestos de masas de sedimentos alóctonos proximales y distales separadas por una gran cicatriz cóncava en su cabecera (Dingle, 1977; Uenzelmann-Neben y Huhn, 2009). Estos fenómenos subacuáticos han sido frecuentemente reconocidos a partir de conspicuas estratificaciones convolutas sinsedimentarias en ambientes marinos fósiles sometidos a inestabilidades como ocurre en el Mar Muerto (Alsop et al., 2017).

La velocidad de caída varía ampliamente, desde metros por segundo hasta pocos metros por año condicionada, fundamentalmente, por la naturaleza de los materiales involucrados y las pendientes topográficas (Alsop et al., 2017). Los casos de deslizamientos repentinos generalmente ocurren después de terremotos o fuertes lluvias continuas, y pueden estabilizarse en unas pocas horas, aunque la mayoría de las veces se desarrollan durante períodos relativamente más largos, que tardan meses o años en alcanzar la estabilidad (Figura 7).

Ejemplos de deslizamiento gravitatorios lentos son el Swift Creek, que consiste en un deslizamiento rotacional profundamente asentado ubicado en la montaña Sumas (estado de Washington en Estados Unidos) y el deslizamiento de Man Tor (Escocia) que se desarrolla con una pendiente de 20° a lo largo de un kilómetro con una velocidad promedio de unos 12 cm/ año (Waltham y Dixon, 2000).

A partir de la interpretación de la relación del relieve topográfico de la superficie del volumen deslizado y la magnitud del desplazamiento sobre la superficie de despegue se puede estimar que cuando mayor es la traslación el relieve tiende a disminuir. Esto podría deberse por el más intenso disturbio interno del volumen del deslizamiento al pasar por el umbral de la superficie de despegue que favorece un disturbio interno que lo hace menos competente (Terzaghi y Peck, 1967) y, por lo tanto, son más proclives al colapso y erosión.

Metodología

Con la finalidad de conceptualizar las principales características de los procesos de deslizamiento gravitatorio se realizó una recopilación de aspectos teóricos de sus morfologías y procesos generadores con menciones de casos reales clásicos extraídos de la bibliografía especifica.

Para la descripción e interpretación del deslizamiento gravitatorio de Guando se realizó una síntesis de la evolución tectónica del sector y se integró de modo 3D (Hennings et al., 2000) la información de subsuelo disponible con la cartografía topográfica y geológica de superficie.

Para la facilitar la interpretación geomorfológica de la topografía del sector se realizaron capturas de modelos digitales de elevación de alta precisión (con pixelado 3601 x 3601 de resolución espacial 1 arc-second) provenientes del programa abierto de imágenes satelitales SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) superpuestas sobre cartografías geológicas regionales. Debido a las excelentes evidencias que ofrece la cartografía digital se obtuvieron visualizaciones de bloques diagramas y perfiles con distintas orientaciones resaltadas con sombreados artificiales que facilitan la interpretación geomorfológica (Hergarten et al., 2014).

Se hace una breve reseña de la historia geológica de la Cuenca del Valle Superior del Magdalena con la finalidad de analizar los efectos del deslizamiento gravitatorio de Guando en la interpretación estructural convencional del yacimiento petrolero localizado en su subsuelo. Para describir la geometría de la superficie de deslizamiento y estimar su evolución, se confeccionaron modelos 4D apoyados por transectas ajustadas con información sísmica de reflexión disponible previamente estudiados por Rossello y Saavedra (2016).

Resultados

Los objetivos petroleros del Campo Guando se ubican en el extremo nor-oriental de la Sub-Cuenca Girardot dentro de la porción septentrional de la Cuenca del Valle Superior del Magdalena (Mojica y Franco, 1990; Rincón et al., 2003; Barrero et al., 2007) en gran parte debajo del deslizamiento gravitatorio homónimo (Figura 8). La zona dentro de la cual se encuentra, sobre el flanco occidental de la Cordillera Oriental de Colombia, está considerada con una alta amenaza de riesgo por remoción en masa en función de las características topográficas y climáticas dominantes (Arévalo-Chaves y Parias-Villalba, 2013).

Desde el punto de vista del análisis tectónico regional, el Valle Superior del Magdalena (VSM) es una típica cuenca rampa (Cobbold et al., 1993) que presenta una historia multiepisódica acotada fundamentalmente a las distintas fases de la tectónica Andina y está limitado por el occidente con la Cordillera Central y por el oriente con la cordillera Oriental por fallamientos cabalgantes con vergencia opuesta, como el sistema de fallas de Magdalena (Schamel, 1991; Cooper et al., 1995; Toro et al., 2004).

A continuación, se resumen los principales estadios tectónicos que afectaron la región basados en los datos de superficie y subsuelo e interpretaciones propias y recopiladas de la abundante bibliografía relacionada (e.g. Mojica y Franco, 1990; Gómez et al., 2003; Sarmiento y Rangel, 2004; Montes et al., 2005; Sarmiento-Rojas et al., 2006; Mora et al., 2010). Si bien la historia tectónica de la cuenca VSM comenzó en el Triásico-Jurásico como un depocentro de retroarco que pudo haber sido controlado, al menos parcialmente, por anisotropías preexistentes Paleozoicas (De Freitas, 2001). Sin embargo, la conformación tectónica actual la adquiere a partir del Terciario tardío hasta el presente, con el depósito de sedimentaciones sintectónicas en cuencas intermontanas.

Las siguientes tres fases Andinas debidas a la convergencia de la placa de Nazca con la placa de Sudamericana son las principales responsables de los rasgos estructurales que se expresan en la información sísmica y se asocian con el desarrollo de los sistemas petroleros de varios campos de la región (De Freitas et al., 2006; Jaimes y De Freitas, 2006, entre otros).

Fase Peruana o “Evento Mochica”: en general, poco reconocido en Colombia a pesar de estar muy bien representado en el resto de los Andes (Cobbold et al., 2007), en el VSM se acota al Albiano-Cenomaniano con una dirección principal de compresión WSW-ENE (Jaimes y De Freitas, 2006).

Fase Incaica: con su clímax durante el Eoceno Medio (e.g. Schamel, 1991; Cooper et al., 1995; Cobbold et al., 2007) comenzó con un incremento de la velocidad de convergencia determinantes de estructuras de acortamiento cortical expresadas por cabalgamientos ampliamente distribuidos que involucran al basamento, especialmente en los márgenes occidental y oriental de la Cordillera Central.

Fase Quechua: con varios episodios deformativos durante el Neógeno se asocia principalmente con la deformación y los mayores levantamientos de la Cordillera Oriental produciéndose nuevos cabalgamientos y la posterior depositación de los sedimentos continentales. Durante esta fase se produce el principal funcionamiento del cabalgamiento Boquerón (entre otros) asociado sintectónicamente con pliegues con ejes dispuestos en direcciones preferencialmente perpendiculares a la dirección principal de convergencia WSW-ENE (Jaimes y De Freitas, 2006).

Como consecuencia de la tectónica compresional que exhibe en la región estudiada se desarrolla el cabalgamiento Boquerón que representa el principal rasgo tectónico del campo Guando (Schamel, 1991; Cooper et al., 1995; Sarmiento y Rangel, 2004). De esta manera, los modelos estructurales propuestos consideran al cabalgamiento Boquerón con una inclinación regional de unos 30° hacia el este y con vergencia al oeste como la principal estructura que superpone una escama que sepulta y sella a las unidades productivas que determinan sus principales objetivos en su bloque yacente (Rincón et al., 2003). Interpretaciones previas consideraban al cabalgamiento Boquerón con su superficie de despegue exhibiendo sobre los extremos occidentales, disposiciones espaciales locales con inclinaciones que cambiaban notablemente con respecto a la tendencia regional. Así, las superficies llegaban al punto de mostrar una la inclinación invertida hacia el occidente, o incluso. exhibirse con pandeos cóncavos típicamente lístricos hacia arriba (Figura 9).

Los diseños curvados con inclinaciones opuestas en el extremo occidental con respecto a la tendencia espacial regional interpretada en su continuidad oriental resultaban reñidos con los fundamentos mecánicos de la interpretación estructural 4D. Esto debido a que no cumple con la Ley de Anderson que establece una relación angular determinada que deben guardar la orientación del campo de esfuerzos generador con las superficies de fallamientos producidas (Ramsay y Huber, 1983; Price y Cosgrove, 1990; Rossello, 2001, entre otros).

Esta relación determina que el esfuerzo principal máximo σ1 y las superficies de fallamientos siempre van a mantener un ángulo menor a 45°, frecuentemente del orden de 30 - 40°. Por lo tanto, independientemente que se trate de un fallamiento normal, inverso o transcurrente, siempre el esfuerzo principal máximo σ1 se dispone invariablemente con un ángulo menor de 45° (cercano a 30 - 40º) con respecto al plano de fallamiento sobre el cual actúa (Figura 10).

Si se considera al cabalgamiento Boquerón como respuesta a un acortamiento tectónico compresional subhorizontal y una vergencia occidental del bloque colgante, se debe aceptar como su responsable a un esfuerzo principal máximo horizontal. De este modo, el ángulo de inclinación debe ser menos de 45° hacia el oriente, tal como se lo interpreta regionalmente. Por ello, en el caso de considerar al extremo occidental del cabalgamiento Boquerón con una inclinación oriental debería tener un funcionamiento normal o extensional o bien tener una vergencia contraria a la regional.

Con la finalidad de interpretar el modelo estructural del campo Guando, Rossello y Saavedra (2016) realizaron un estudio de la información geológica disponible, con especial énfasis en el análisis de la expresión superficial del campo Guando apoyada por imágenes RADAR y un relevamiento topográfico digital y a partir de la reinterpretación de un relevamiento sísmico 3D y controles de pozos. De esta manera, se reconoció el fenómeno de deslizamiento gravitatorio moderno de Guando que modifica notablemente el modelo estructural previamente conocido de un fallamiento de bajo ángulo que sobreimpone niveles del Grupo Villeta sobre niveles más jóvenes.

El volumen rocoso afectado por el deslizamiento de Guando tiene sobre el campo petrolero una llamativa expresión de suaves relieves que se disponen al pie de la entrante hacia el Este bien marcada que exhibe la pendiente abrupta del filo topográfico principal, determinante de la actual divisoria de aguas, dispuesta submeridianalmente entre Melgar e Icononzo (Figura 11).

A partir de la interpretación topográfica digital de diferentes vistas de modelos de elevación de alta precisión con pixelado 3601 x 3601 de resolución espacial 1 arc-second (provenientes del programa abierto de imágenes satelitales SRTM Shuttle Radar Topography Mission), es posible reconocer geomorfológicamente el desarrollo del deslizamiento de Guando que se extiende desde su cabecera al pie del filo montañoso entre Icononzo y Melgar, hasta esta última localidad donde puede reconocerse la posición más distal del pie (Figura 12).

Desde el punto de vista de la interpretación del subsuelo mediante la información sísmica disponible, el deslizamiento Guando constituye un volumen sedimentario dispuesto por encima de las secuencias indisturbadas de los objetivos productores (Grupos Guadanlay, Guaduas y Guadalupe). Este deslizamiento presenta una superficie basal de despegue con diseño de cubeta lístrica en perfil y aspecto de una medialuna cóncava en planta que se une hacia el oriente con la escarpa del filo topográfico (Figura 13).

Los datos de registros de imágenes de pozos con indicación de la disposición espacial de discontinuidades (Serra, 2008) corroboran que por encima del plano del cabalgamiento Boquerón, se encuentran rasgos planares atribuidos a fracturamientos con ángulos y direcciones aleatorias que no exhiben un patrón característico. El mismo comportamiento lo muestran los límites estratigráficos donde los azimuts y buzamientos son caóticos (Figura 13A). Por esta razón, la caracterización geométrica y temporal de la morfología de la superficie de despegue del deslizamiento Guando resulta fundamental para el diseño de las actividades exploratorias, localización de instalaciones de facilidades logísticas y la orientación de los sondeos productivos.

Discusión

El desencadenamiento del proceso deslizante gravitatorio de Guando pudo haber sido favorecido por la interacción de los siguientes factores: i) la alta inestabilidad tectónica regional en medio de cordilleras andinas en pleno desarrollo y exhumación, ii) los procesos erosivos intensos debido al clima y cambios bruscos de nivel de base y iii) la naturaleza multicomposicional del macizo rocoso con niveles incompetentes intercalados (Grupo La Luna). De este modo, la geometría particular previamente interpretada del cabalgamiento Boquerón se debe a que su extremo occidental y más somero está modificado y desplazado por el plano de deslizamiento que en la información sísmica y los controles de pozos parece asociado a una misma superficie (Figura 14).

Las interpretaciones estructurales del campo Guando previas a este trabajo mostraban superficies del cabalgamiento Boquerón que cambiaban notablemente de inclinación hacia el Oeste y características morfológicas en el sector que actualmente está afectado por el deslizamiento gravitatorio, muy reñidas con los fundamentos mecánicos de la interpretación estructural 4D. Si se tiene en cuenta la acción de deslizamientos gravitatorios superpuestos a rasgos tectónicos característicos de la convergencia Andina, como son los cabalgamientos, se sugiere realizar importantes modificaciones en el modelo estructural para hacerlos compatibles con los datos estudiados. De este modo, se considera que el diseño previamente asumido del fallamiento Boquerón está fuertemente modificado por el deslizamiento gravitatorio que hace que la disposición inicial de su superficie se vea fuertemente obliterada.

La evolución de este deslizamiento gravitatorio se puede explicar como un rasgo reciente y todavía en evolución que afecta al fallamiento Boquerón, proporcionándole la particular geometría lístrica que previamente fue interpretada. Además, este deslizamiento gravitatorio desarrollado sobre el Campo Guando puede explicar los problemas de colapsos de tuberías a partir de deformaciones tangenciales en profundidades compatibles con su localización y la presencia de hidrocarburos en reservorios someros y variablemente disturbados, los que debieron haberse cargado antes de su funcionamiento. Lamentablemente, aun no se dispone de algún cálculo de la velocidad del desplazamiento, el cual podría ser realizado a partir de diversas metodologías aplicadas en otros casos (Working Party for World Landslide Inventory, 1995; Tofani et al., 2013; Tiampo et al., 2013). En el caso de poseer información sobre la velocidad en la que se está movilizando, permitiría pronosticar y eventualmente ejecutar acciones para mitigar los efectos de los desplazamientos (Záruba y Mencl, 1969). De esta manera, podrían ser tenidos en cuenta en la localización de la infraestructura para estimar su vida útil y eventuales atenuamientos en el caso de los pozos que deberán atravesar la superficie basal del desplazamiento.

Las actuaciones para mitigar las consecuencias de los deslizamientos antes y después de la rotura son netamente distintas. En la fase previa se tiene que estimar la potencialidad de la inestabilidad dentro de su contexto geológico con vistas a determinar las medidas de protección y/o contención de la ladera. En el caso de rotura manifiesta, hay que adoptar medidas diversas que van desde la evacuación inmediata si ésta es necesaria y viable, hasta trabajos de contención y reacondicionamiento. Las técnicas y procedimientos que habrá que poner en obra serán específicos para cada una de las fases y requerirán aproximaciones diferenciadas. Las condiciones de estabilidad en la fase previa a la rotura se evalúan teniendo presente la geometría inicial de la ladera, el límite de resistencia de los materiales involucrados, las condiciones de agua subterránea y/o de percolación y el efecto de eventuales fuerzas externas (sismos, sobrecargas, excavaciones, etc.).

A partir de la interpretación de la relación del relieve topográfico de la superficie del volumen deslizado y la magnitud del desplazamiento sobre la superficie de despegue (Figura 12) se puede estimar que cuando mayor es la traslación el relieve disminuye en su altura. Esto podría deberse por el más intenso disturbio interno del volumen del deslizamiento al pasar por el umbral de la superficie de despegue que favorece un disturbio interno que lo hace menos competente (Terzaghi y Peck, 1967) y, por lo tanto, son más proclives al colapso y erosión.

Conclusiones

Los deslizamientos gravitatorios son frecuentes en regiones montañosas con relieves accidentados y donde son habituales la meteorización, la acción de sismicidad y condiciones climáticas húmedas como ocurre en el caso de Guando. La conformación multicomposicional con respuestas mecánicas disimiles de los volúmenes involucrados facilitan la determinación de superficies de despegues que aprovechan discontinuidades mecánicas para su desarrollo.

El estudio detallado de la información de superficie y subsuelo en el campo Guando permitió reconocer un fenómeno de deslizamiento gravitatorio moderno que modifica notablemente el modelo estructural de un fallamiento de bajo ángulo con diseños incompatibles con los campos de esfuerzos actuantes que sobreimpone niveles sobre otros más jóvenes. Este deslizamiento gravitatorio, de funcionamiento reciente y activo, determina un bloque colgante deslizante hacia el W dispuesto por encima de las secuencias indisturbadas de los objetivos petroleros.

El desencadenamiento del proceso deslizante gravitatorio pudo haber sido favorecido por un relieve pronunciado y la interacción de: i) la alta inestabilidad tectónica regional en medio de cordilleras andinas en pleno desarrollo y exhumación, ii) los procesos de meteorización y erosión intensos debido al clima y cambios bruscos de nivel de base y iii) la naturaleza multicomposicional del macizo rocoso con niveles incompetentes intercalados.

Este nuevo modelo estructural permite extraer observaciones novedosas que tienen en cuenta las características integrales del cabalgamiento Boquerón y los últimos acontecimientos deformativos debidos al deslizamiento Guando que permite encontrar explicaciones coherentes con la geometría que surge de las interpretaciones estructurales y los problemas mecánicos de algunos de los pozos productores e inyectores. La diversidad espacial y temporal de las estructuras detectadas en el Campo Guando obstaculiza, por lo tanto, la aplicación de técnicas de reconstrucción geométricas que consideran todos los eventos en un mismo proceso y obliga, en consecuencia, a un análisis tectónico multiescalar y evolutivo.

Finalmente, se concluye que el modelo estructural del campo Guando presenta particularidades tectónicas muy importantes debidas a la presencia del desplazamiento gravitatorio que si es adecuadamente monitoreado puede contribuir con el mejor manejo de su exploración y explotación y prevenir riesgos catastróficos a las instalaciones cercanas.

Agradecimientos

Se desea dejar constancia de nuestro agradecimiento al Ing. Juan Badillo por su asistencia en la preparación de las cartografías digitales. Las correcciones y sugerencias realizadas por el arbitraje del Dr. Ferran Colombo Piñol y de otro anónimo contribuyeron con mejorar la calidad y comprensión del trabajo.

Referencias

Información adicional

Forma de citar: Rossello, E.A.; Saavedra, J.L. (2020). El deslizamiento gravitatorio de Guando (Tolima, Colombia): características morfoestructurales y consecuencias de su interpretación. Boletín de Geología, 42(3), 151-170. DOI: https://doi.org/10.18273/revbol.v42n3-2020007

Boletín de Geología
ISSN: 0120-0283
Vol. 42
Num. 3
Año. 2020

El deslizamiento gravitatorio de Guando (Tolima, Colombia): características morfoestructurales y consecuencias de su interpretación

Eduardo AntonioJosé Luis RosselloSaavedra
Universidad de Buenos AiresHOCOL S.A.,ArgentinaColombia