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GEOMORFOLOGIA DE COLOMBIA
ANTONIO FLOREZ
UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA FACULTAD DE CIENCIAS HUMANAS
DEPARTAMENTO DE GEOGRAFIA 2.002
UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA
FACULTAD DE CIENCIAS HUMANAS
DEPARTAMENTO DE GEOGRAFIA
GEOMORFOLOGIA
DE
COLOMBIA
Trabajo presentado a la UNIVERSIDAD NACIONAL DE
COLOMBIA por ANTONIO FLOREZ, como requisito parcial para
obtener el ascenso a Profesor Titular.
Bogotá D.C., Julio de 2002.
CONTENIDO.
1. LA CONFORMACION FISICA DEL ESPACIO
COLOMBIANO: UN ENSAYO DESDE LA
GEOMORFOLOGÍA HISTORICA. 1
1.1. INTRODUCCION. 1
1.2. ANTECEDENTES. 2
1.3. CONCEPTOS BASICOS. 5
1.4. ABREVIATURAS UTILIZADAS. 12
2. LA MORFOESTRUCTURA: UN ROMPECABEZAS
QUE SE ARMA. 13
2.1. EL BLOQUE AUTOCTONO Y LOS TERRENOS ACRECIDOS
DE AFINIDAD CONTINENTAL. 15
2.2. LOS TERRENOS OCEANICOS DEL OCCIDENTE. 21
2.3. LAS DEPRESIONES INTERANDINAS. 24
3. LA OROGENIA ANDINA. 28
3.1. LAS FASES OROGENICAS. 28
3.2. CONSECUENCIAS DE LA OROGENIA ANDINA. 31
3.2.1. CONSECUENCIAS ESTRUCTURALES. 33
3.2.2. CONSECUENCIAS BIOCLIMATICAS. 37
3.2.3. CONSECUENCIAS HIDROGRAFICAS. 39
3.2.4. GENERACION DEL POTENCIAL HIDRO-GRAVITATORIO. 40
4. LOS MODELADOS DE APLANAMIENTO RESIDUALES. 45
4.1. LAS SUPERFICIES DE APLANAMIENTO EN EL TERCIARIO. 45
4.2. OROGENESIS Y DISECCION DE LAS SUPERFICIES DE
EROSION. 53
5. EL VOLCANISMO: RELIEVES, MODELADOS Y
AMENAZAS. 57
5.1. EL VOLCANISMO Y EL VOLCANISMO EN COLOMBIA. 57
5.2. VOLCANISMO PRE-CENOZOICO. 60
5.3. EL VOLCANISMO CENOZOICO. 62
5.4. LA GEOMORFOLOGIA VOLCANICA. 63
5.4.1. LAS ESTRUCTURAS VOLCANICAS. 63
5.4.2. EMISION DE FLUJOS. 69
5.4.3. DEPOSITOS DE PIROCLASTOS (TEFRAS). 75
5.5. LAS AMENAZAS VOLCANICAS. 80
5.5.1. LOS FLUJOS DE LAVAS. 81
5.5.2. LOS LAHARES. 81
5.5.3. LOS FLUJOS PIROCLASTICOS. 85
5.5.4. EYECCION AEREA DE PIROCLASTOS. 85
5.6. EL VOLCANISMO COMO RECURSO. 86
5.7. LOS VOLCANES DE COLOMBIA. 88
5.7.1. GRUPO DE LA DEPRESION DEL RIO CAUCA. 89
5.7.2. GRUPO DEL COMPLEJO RUIZ-TOLIMA. 89
5.7.3. EL VOLCAN NEVADO DEL TOLIMA. 92
5.7.4. GRUPO SILVIA-GABRIEL LOPEZ (CAUCA). 92
5.7.5. GRUPO DEL MACIZO COLOMBIANO. 94
5.7.6. GRUPO LA PLATA-SAN AGUSTIN. 96
5.7.7. GRUPO NUDO DE LOS PASTOS. 97
5.7.8. GRUPO DE LA CORDILLERA CENTRO-OCCIDENTAL. 97
5.7.9. GRUPO GALERAS, MORASURCO. 98
5.7.10. GRUPO GUAMUES-SIBUNDOY. 99
6. LOS RELIEVES DE FALLAMIENTO, PLEGAMIENTO Y
TABULARES. 102
6.1. PLIEGES, FORMAS Y DINAMICA. 102
6.2. FALLAMIENTO: FORMAS Y PROCESOS MORFOGENICOS. 108
6.3. RELIEVES TABULARES. 113
6.3.1. MESAS Y CERROS RESIDUALES EN LAS DEPRESIONES
INTERANDINAS. 114
6.3.2. RELIEVES TABULARES EN LA AMAZONIA. 116
7. LOS ALTIPLANOS: GENESIS Y EVOLUCION. 122
7.1. GENESIS. 122
7.2. ALGUNAS CARACTERISTICAS DE LOS ALTIPLANOS. 127
7.3. INVENTARIO Y CLASIFICACION. 130
8. LOS PIEDEMONTES. 135
8.1. UN CONCEPTO ESTRUCTURAL. 135
8.2. LA MORFODINAMICA EN LOS PIEDEMONTES. 138
8.3. LA ASIMETRIA DE LOS PIEDEMONTES. 145
9. CAMBIOS CLIMATICOS CUATERNARIOS Y
MODELADOS HEREDADOS. 153
9.1. GLACIALES, GLACIACIONES, GLACIARES Y MODELADO
GLACIAR. 154
9.1.1. LA GLACIACION EN COLOMBIA. 156
9.1.2. CONSECUENCIAS DE LOS EVENTOS GLACIALES Y
GLACIARES. 162
9.1.3. LOS GLACIARES EN EL INTERGLACIAL ACTUAL. 166
9.1.4. LOS MODELADOS GLACIARES. 174
9.2. LOS MODELADOS EOLICOS. 181
9.2.1. LOS MODELADOS EOLICOS ANTIGUOS. 182
9.2.2. DINAMICA EOLICA ACTUAL. 186
9.3. LOS LITORALES. 189
9.3.1. EL LITORAL PACIFICO. 190
9.3.2. EL LITORAL CARIBE. 194
9.3.3. EL SISTEMA INSULAR. 204
10. LOS MODELADOS ALUVIALES. 211
10.1. LAS CORRIENTES HIDRICAS EN LA ALTA MONTAÑA. 214
10.2. LOS MODELADOS ALUVIALES EN LOS ALTIPLANOS. 216
10.3. LOS CAÑONES. 218
10.4. SUBSTITUCION DE CARGA EN LOS PIEDEMONTES. 224
10.5. LLANURAS ALUVIALES INTERANDINAS. 226
10.6. EL CONTACTO FLUVIO-MARINO. 229
10.7. DINAMICA Y MODELADOS ALUVIALES EN LA ORINOQUIA. 230
10.7.1. LOS LLANOS ORIENTALES. 230
10.7.2. LA ALTILLANURA. 233
10.8. DINAMICA Y MODELADOS ALUVIALES EN LA AMAZONIA. 236
11. LA INFLUENCIA ANTROPICA EN LA
MORFOGENESIS. 242
11.1. IMPACTOS GEOMORFOLOGICOS GENEREALES. 242
11.2. LA DESERTIFICACION. 247
12. UNA ZONIFICACION GEOMORFOLOGICA. 254
12.1. G-SM. LA ALTA MONTAÑA. 258
12.2. G-SM. LA MONTAÑA MEDIA. 259
12.3. G-SM. LA MONTAÑA BAJA. 261
12.4. G-SM. LAS DEPRESIONES TECTONICAS. 262
12.5. G-SM. LOS LITORALES. 263
12.6. G-SM. EL DOMINIO AMAZONICO. 264
12.7. G-SM. EL DOMINIO ORINOQUES. 266
12.8. G-SM. LOS SISTEMAS INSULARES. 267
13. CONCLUSIONES. 269
REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS. 275
LISTA DE FIGURAS
CAPITULO 2
2-1. Colombia y la tectónica de placas. 14
2-2. El escudo en el Precámbrico-Paleozoico. 14
2-3. Acreción de terrenos de corteza continental. 16
2-4. Acreción de terrenos oceánicos y terreno Sinú-San Jacinto. 16
2-5. Perfiles probables en terrenos del basamento continental. 19
2-6. Subducción de la placa del Pacífico bajo el basamento
continental. Eventos plutónicos, metamórficos y volcánicos. 26
2-7. Subducción de la placa del Pacífico bajo la protocordillera
Occidental y formación de la fosa de Atrato-San Juan. 26
CAPITULO 3.
3-1. Organización posible de los relieves emergidos luego del
Plegamiento (fase compresiva) del Mioceno medio-Plioceno
o fase Eu-Andina de la Orogenia. 29
3-2. Formación y emersión de relieves con la Orogenia Andina.
Terciario superior perfiles esquemáticos. 32
3-3. Orogenia Andina: Elevación del relieve e instalación de la
red hidrográfica. 34
3-4. Esquema causal de la inestabilidad de vertientes. 41
3-5. Amenazas inherentes a los modelados de disección. 42
CAPITULO 4.
4-1. Los peñoles y pedimentos del escudo Guayanés. 46
4-2a Superficie de aplanamiento disectada Hacarí-Río de Oro 48
4-2b Superficies falladas y formación de cañones en Macizo de
Santander. 48
4-3. Fases del desarrollo morfo-estructural y formación de
superficies de aplanamiento Cordillera Central. 49
4-4. Superficies de aplanamiento en el norte de la Cordillera
Central. 52
4-5. Evolución del modelado de disección. 54
4-6. Superficie de aplanamiento disectada. 54
4-7. Superficies de aplanamiento disectadas. 55
CAPITULO 5.
5-1. Subducción y volcanismo en Colombia. 58
5-2. Corte esquemático del volcán el Ruiz. 58
5-3. Distribución geográfica de los ejes volcánicos. 61
5-4. Volcanes simples en el suroeste del Huila. 64
5-5. Volcán (simple) “Tesorito” en la cabecera del aeropuerto
La Nubia Manizales. 64
5-6. Algunos relieves volcánicos. 66
5-7. Caldera de Paletará y emisión de ignimbritas. 67
5-8. a-b-c. Ejemplos de modelados en lavas. 70
5-9. Flujos pumíticos. Volcán Doña Juana (Nariño). 72
5-10. Flujos pumíticos. Volcán Cerro Bravo (Tolima). 74
5-11. Lahares. Volcán Nevado del Tolima. 74
5-12. Depósitos de ceniza en algunos sitios de las cordilleras
Oriental y Occidental. 77
5-13. Depósitos piroclásticos en algunos sitios de la Cordillera Central. 79
5-14. Lahares del Ruiz en Noviembre de 1985. 82
5-15. Mapa preliminar de riesgo volcánico del volcán Nevado del Huila. 84
5-16. Eje volcánico al norte del Ruiz. Cordillera Central. 90
5-17. Volcanes inactivos del grupo Silvia-Totoró. 93
5-18. Volcanes del grupo Guamués-Sibundoy. 100
CAPITULO 6.
6-1. Evolución del relieve de plegamiento. 103
6-2. Relieve monoclinal y relación con la red de drenaje. 103
6-3. Divisorias y valles en estructura sinclinal. 105
6-4. Divisorias y valles en estructura anticlinal. 105
6-5. Corrientes anaclinales en un frente. 107
6-6. Falla de cabalgamiento y evolución del escarpe. 107
6-7. Esquema del modelado en facetas. Borde oriental de la
Cordillera Central. 110
6-8. Esquema del modelado en facetas triangulares. Falla del río
San Francisco, Sierra Nevada de Santa Marta. 110
6-9. Inestabilidad en “Quiebras o Delgaditas”. 112
6-10. Formas tabulares en la depresión del río Magdalena. 115
6-11. Mesas y cerros testigos. 117
6-12. Disección de relieves tabulares en la Amazonia. 118
6-13. Pendientes y disección en las arcillas tabulares del
sureste de la Amazonia Colombiana. 120
6-14. Interfluvios planos a ondulados en formaciones tabulares. 121
CAPITULO 7.
7-1. Estadio lacustre de un altiplano. 123
7-2. Sedimentación y disección de un altiplano. 123
7-3. Niveles en el altiplano de las Papas. Esquema. 126
7-4. Déficit hídrico en los altiplanos. 126
7-5. Los altiplanos en Colombia. Distribución. 129
7-6. Altiplano Gabriel López-Totoró. 132
7-7. Altiplano de Berlín. 134
CAPITULO 8.
8-1. Piedemonte de la Cordillera Oriental hacia el Magdalena. 137
8-2. Garganta, piedemonte y llanura aluvial. 137
8-3. Piedemontes asimétricos del Valle del Magdalena.
Venadillo-Mariquita. 139
8-4. Piedemonte escalonado del Mira-Patía. 143
8-5. Piedemonte encajonado. Esquema. 146
8-6. Piedemontes asimétricos de la Serranía del Baudó. Esquema. 146
8-7. Valle asimétrico del río Cauca y sus piedemontes. 148
8-8. Piedemonte Llanero. 149
8-9. Piedemonte Llanero escalonado. Arauca. 151
CAPITULO 9.
9-1. Ciclos glacial-interglacial aprox. 100.000 años. 155
9-2. Ultimo ciclo interglacial-glacial e interglacial actual. 157
9-3. Cambios de la vegetación y de la temperatura en el área de
Fúquene durante los últimos 30.000 años. 159
9-4. Extensión de los glaciares durante el Pleniglacial y en la
Pequeña Edad Glaciar. 161
9-5. Extensión de los páramos y los glaciares durante el último
glacial (y glaciación). 163
9-6. Extensión glaciar durante el Pleniglacial de la Sierrra Nevada
del Cocuy. 167
9-7. Recesión de los glaciares actuales desde la Pequeña Edad
Glaciar a partir de 1850 d.C. 171
9-8. Retroceso de lenguas glaciares en el Nevado del Ruiz. 172
9-9. Altitud relativa de las isotermas de 0°C del aire y del hielo. 172
9-10. Variación del límite inferior del glaciar el Cóncavo desde 1938. 175
9-11. Cubetas de sobreexcavación glaciar con lagunas. 178
9-12. Valle glaciar y morrenas laterales y de fondo. 178
9-13. Modelados glaciares heredados y actuales. 180
9-14. Dunas longitudinales y parabólicas en los Llanos de Casanare. 184
9-15. Manto eólico en Casanare. 184
9-16. Dunas antiguas cubiertas - Guajira. 185
9-17. Dunas subrecientes y actuales. Litoral Guajiro. 185
9-18. Reactivación de dunas. Guajira. 188
9-19. Formación de un reg por deflación selectiva. 188
9-20. Costa baja con terrazas marinas. 192
9-21. Dinámica en las planicies litorales del Pacífico. 192
9-22. Evolución holocénica del delta del río Magdalena. 196
9-23. Dinámica reciente del Golfo de Urabá. 197
9-24. Retroceso litoral en el sector de Dibulla. 199
9-25. Cambio de la línea de costa en el sector de Puerto Colombia. 201
9-26. Geomorfología de la Isla de San Andrés. 206
9-27. Geomorfología de las islas de Providencia y Santa Catalina. 207
9-28. Deriva litoral: Barranquilla-Cartagena-Islas del Rosario. 208
9-29. Geomorfología de las islas de Gorgona y Gorgonilla. 209
CAPITULO 10.
10-1. Sistema de transferencia. 212
10-2. Sistema aluvial en un altiplano. 217
10-3. Catena transversal en un cañón. 221
10-4. Corrientes colgantes perpendiculares al drenaje mayor en
un cañón. 223
10-5. Valle fluvial. 223
10-6. Depresión Momposina. Llanura aluvial de desborde. 227
10-7. Llanos y Altllanura. Flujos aluvio-torrenciales en el Pleistoceno. 231
10-8. Red de drenaje jerarquizada en la altillanura del Vichada. 234
10.9 Altillanura y planicie aluvial entre los ríos Meta y Vita. 235
10.10. Aspectos en corte y en planta del carcavamiento remontante. 237
10.11. Unidades geomorfológicas de la altillanura del Vichada. 238
10.12. Areas potencialmente inundables por desborde. 240
CAPITULO 11.
11-1. Esquema de los mecanismos de degradación del medio físico. 243
11-2. Reptación y formación de terracetas. 246
11-3. Reptación y formación de banquetas. 246
11-4. Déficit hídrico en el fondo de los cañones. 249
11-5. Déficit hídrico. Provincia de Ocaña. 249
11-6. Balance hídrico en Villavieja (Huila). 251
11-7. Areas desertificadas y/o en vía de desertificación. 252
CAPITULO 12.
12-1. El sistema morfogénico. 256
12-2. Grupos y subgrupos de sistemas morfogénicos.
Mapa generalizado. Anexo
LISTA DE CUADROS.
1.1. Unidades geocronológicas (Cronoestratigráficas) mayores. 11
5.1. Volcanes del grupo 1: La depresión del Cauca. 89
5.2. Volcanes del grupo 2: Complejo Ruiz-Tolima. 91
5.3. El volcán nevado del Huila. 92
5.4. Volcanes del grupo 4: Silvia-Gabriel López (Cauca). 94
5.5. Volcanes del grupo 5: El Macizo Colombiano. 96
5.6. Volcanes del grupo 6: La Plata-San Agustín. 97
5.7. Volcanes del grupo 7: El Nudo de los Pastos. 97
5.8. Volcanes del grupo 8: Cordillera Centro-Occidental. 98
5.9. Volcanes del grupo 9: Galeras-Morasurco. 99
5.10. Volcanes del grupo 10: Guamués-Sibundoy. 99
6.1. Características del relieve monoclinal: frente y revés. 108
7.1. Altiplanos en estadio lacustre. 130
7.2. Altiplanos sedimentados con lagunas y pantanos residuales. 131
7.3. Altiplanos sedimentados en estadio de sedimentación. 131
7.4. Altiplanos con problemas de desertificación. 133
9.1. Glaciares (nevados) desaparecidos en el siglo XX. 169
9.2. Recesión de los glaciares (nevados) actuales desde
1850 (d.C.). 170
9.3. Retroceso de la línea de costa en el litoral Caribe. 203
10.1. Cuenca, área, caudal y sedimentos. 213
10.2. Catena en el perfil transversal de un cañón. 220
12.1. G-SM La alta montaña. 258
12.2. G-SM La montaña media. 259
12.3. G-SM La montaña baja. 261
12.4. G-SM Las depresiones tectónicas. 262
12.5. G-SM Los litorales. 264
12.6. G-SM Dominio Amazónico. 265
12.7. G-SM Dominio Orinoqués. 266
12.8. G-SM Sistemas Insulares. 267
1. LA CONFORMACION FISICA DEL ESPACIO
COLOMBIANO.
UN ENSAYO DESDE LA GEOMORFOLOGIA HISTORICA.
1.1. INTRODUCCION.
El espacio que hoy reconocemos en el sentido político-administrativo como
Colombia tiene una historia (evolución) física similar a la de un rompecabezas
diferenciado y móvil que se ha venido construyendo pieza por pieza lentamente en
función de eventos tectodinámicos generadores de los relieves y de una morfogénesis
principalmente definida por los cambios bioclimáticos globales y locales que
modelan las estructuras y actualmente las modificaciones también se relacionan con
la intervención antrópica.
Así, este ensayo trata de la descripción y explicación evolutiva (histórica) de la
configuración de los relieves y de los modelados (sujeto) del espacio colombiano. En
otros términos, este ensayo pretende una “Geomorfología de Colombia”, dirigida al
conocimiento de la morfogénesis y de la morfodinámica (objeto) que pueda aplicarse
a la prevención de algunas de las amenazas naturales e inducidas. Se quiere, además,
un aporte académico dirigido a la enseñanza media y superior.
El contenido aborda geohistóricamente la conformación de los relieves desde el
Precámbrico hasta el Cuaternario. En relación con cada evento estructural se
describen las consecuencias morfogénicas ligadas a la tectónica y a los cambios
bioclimáticos. Se enfatiza en las grandes modificaciones del relieve y del modelado
ocurridos en el Cenozoico y dentro de éste a los cambios relativos a los periodos
glacial-interglacial, para dar paso a las consideraciones sobre los impactos de la
intervención humana en la morfogénesis.
En sentido geomorfológico, la evolución de los modelados, en muchos casos, puede
requerir milenios o más, por lo que es preciso recurrir a un razonamiento ergódico
que permita “asumir que en los paisajes presentes se organizan las geoformas en
varios estados de desarrollo y que por lo tanto podemos inferir sobre los cambios a lo
largo del tiempo basados en la variedad de geoformas que vemos en el presente; es
decir, se substituyen las series de tiempo por muestreos espaciales” (Paine, 1985), en
estados diferentes. Lo anterior implica el conocimiento de datos en localidades
diferentes para inferir el desarrollo de geoformas en el tiempo.
La descripción y explicación geomorfológica de Colombia, al nivel general de
resolución con que aquí se trata, pretende que además del conocimiento ofrecido
apoye otros enfoques en la perspectiva integradora e interdisciplinaria de la geografía
física y de la geografía en general, en el sentido en que lo propone Sherman (1999:
687).
Los resultados que se presentan proceden de varias fuentes: bibliografía existente
(referenciada), trabajos de investigación del autor más la interpretación de imágenes
satélite para interpretaciones regionales y de fotografías aéreas para estudios de caso
locales. Además de la memoria escrita, los resultados se presentan cartográficamente
(a escalas generalizadas) y por medio de diagramas y perfiles transversales y
verticales.
1.2. ANTECEDENTES.
El conocimiento geomorfológico del territorio colombiano es el aporte de numerosos
investigadores que en diferentes momentos y desde disciplinas diferentes fueron
develando la organización y causalidad de la gran diversidad de geoformas presentes
en el territorio nacional, tarea aún en proceso y lejos de terminarse.
Al parecer, las primeras observaciones geomorfológicas de carácter sistemático
hechas en Colombia se deben a Alejandro de Humboldt a comienzos del siglo XIX,
naturalista preocupado, entre otros tópicos, “por encontrar una organización
morfológica de la naturaleza” ( Meyer-Abich, 1969). Esto sin desconocer algunas
descripciones localizadas y esporádicas hechas anteriormente alrededor de
situaciones específicas por cronistas españoles.
Otros naturalistas alemanes también aportaron interpretaciones sobre la
geomorfología de nuestro país, tal es el caso de Alfred Hettner quien a finales del
siglo XIX introdujo el concepto de valles transversales y longitudinales y, al igual
que Humboldt, relacionó genéticamente los altiplanos con la sedimentación de
antiguos lagos, entre otros aportes de uno y otro.
Al hablar de geomorfología en Colombia, es indispensable recurrir a las
investigaciones del doctor Thomas van der Hammen, cuyos trabajos en las últimas
cinco décadas cubren una amplia gama de las ciencias naturales: geología,
geomorfología, palinología, paleobotánica y paleoclimatología. Aquí, se trata no solo
de las investigaciones publicadas por el autor citado, sino también por muchos de sus
discípulos tanto holandeses como colombianos.
Sin embargo, la geomorfología como disciplina académica empieza a conocerse
formalmente en Colombia por intermedio de la Misión Francesa en la década de los
setenta, misión ubicada institucionalmente en el INDERENA, donde junto con
técnicos colombianos elaboraron un primer trabajo de referencia nacional “La
erosión de tierras en Colombia”. En dicho marco se destacan varios autores como C.
Lecarpentier, P. Usselmann, R. Oster, J.P. Thiay, J. Khobzy, entre otros, en general
procedentes de las orientaciones de J.F. Tricart, impulsor de la geomorfología
dinámica aplicada desde la escuela de geomorfología de la Universidad de
Strasbourg. La Misión Francesa desarrolló, posteriormente, trabajos en otras
instituciones como el IGAC y el CIAF.
En la década de los ochenta se fortifica la participación de los holandeses por
intermedio del CIAF, inicialmente dependiente del Ministerio del Transporte y luego
como parte del IGAC. En estos nuevos trabajos se destacan autores como S.
Kroonenberg, D. Goosen y R. Soeters, entre otros.
Un hecho sobresaliente fue la realización del “Primer Congreso Internacional sobre el
Cuaternario de Colombia” en el Centro Interamericano de Fotointerpretación -CIAF-.
Este congreso marcó un hito en el desarrollo del conocimiento geomorfológico para
el país.
Otros hechos, anteriores y posteriores a los citados, se deben a investigadores
nacionales y extranjeros con orientaciones procedentes principalmente desde la
geología. Hoy se cuenta afortunadamente con un soporte académico representado por
clases regulares como parte de pregrados y postgrados en varias universidades y
también con grupos de trabajo en geomorfología al interior de instituciones como el
IGAC, IDEAM e INGEOMINAS.
De los resultados logrados por muchos de estos autores se tomó información, tal
como se muestra en las citas y referencias bibliográficas, información que junto con
la producida por el autor permitió la presentación de este ensayo.
1.3. CONCEPTOS BASICOS.
Para apoyar el desarrollo conceptual, conviene la precisión de algunos conceptos
geomorfológicos a los que se recurre con frecuencia y dentro de cuyo contexto se
explica la causalidad y la dinámica geomorfológica ocurrida en Colombia. No se
pretende una presentación conceptual amplia, sino enmarcar los procesos
modeladores del relieve aquí tratados.
RELIEVE: (Sensu Tricart, 1977) Conjunto de geoformas resultantes de la dinámica
interna de la tierra; es decir, de la estructura geológica. Ej.: escarpe de falla, fosa
tectónica, relieve de plegamiento (sinclinales, anticlinales), cono volcánico, ladera
estructural ...
MODELADO: Es el término opuesto al de relieve y se define como el conjunto de
geoformas y de formaciones superficiales correlativas de los procesos morfogénicos
(modeladores) y estos explicados por factores de la dinámica externa (viento, agua,
glaciares, hombre). Ej.: llanura aluvial, modelado kárstico, modelado eólico (dunas,
ventifactos), morrena, terraza aluvial, cárcava, ...
GEOFORMA: Forma (del relieve o del modelado) de la superficie terrestre (o de los
fondos oceánicos) definida por el conjunto de sus contornos resultantes de su
organización interna y de los agentes dinámicos que la crearon (adaptado de Dewolf,
1971). Ej.: morrena frontal, dique aluvial, escarpe de falla, dolina, ...
SUSTRATO: (Curiosamente no aparece en los diccionarios de ciencias de la tierra).
Se refiere al basamento rocoso (consolidado) no meteorizado que subyace (por
oposición) a las formaciones superficiales.
FORMACION SUPERFICIAL: Conjunto de materiales autóctonos o alóctonos que
recubren la roca sana in situ: las formaciones superficiales pueden deberse al
transporte o a la meteorización (CILF, 1979). Ej.: arena de desagregación, cono de
deyección, duna, terraza aluvial, manto eólico, cobertura piroclástica, ...
“Las formaciones superficiales son formaciones continentales, muebles o
secundariamente consolidadas, procedentes de la desagregación mecánica y/o de la
alteración química de rocas preexistentes, bajo la acción sea de factores tectónicos,
sea de factores bioclimáticos. Estas formaciones son correlativas de la evolución
misma del relieve y pueden , sea permanecer y evolucionar in situ, sea sufrir
modificaciones y transportes más o menos importantes y repetidos, o incluso ser
fosilizadas” (Dewolf, 1971).
PROCESO MORFOGENICO: Acción (trabajo) relacionada con la dinámica externa
(minoritariamente con la dinámica interna) capaz de movilizar materiales y generar
formas específicas. “Cada proceso morfogénico genera en el terreno geoformas
distintivas y conjuntos característicos de geoformas de las que el origen puede
identificarse según los procesos que las crearon” (Easterbrook, 1973,7); razón por la
que en geomorfología es fundamental identificar tanto las geoformas como los
procesos causales.
SISTEMA MORFOGENICO: Conjunto de los diversos procesos interdependientes
que contribuyen a modelar la superficie sobre un área determinada. Los principales
factores de los que dependen los sistemas morfogénicos son la litología, las
condiciones bioclimáticas y la pendiente (Fig. 12-1). La expresión ha sido forjada
para remplazar la de sistema de erosión, (Cilf, 1979).
La aplicación de los enfoques sistémicos en geomorfología ha llevado a la adopción
de otros sistemas. Así, los sistemas en cascada o sistemas de transferencia están
compuestos por catenas conectadas de subsistemas a través o en los cuales puede fluir
una cascada de materia y energía. Así, la salida de un subsistema puede, total o
parcialmente, llegar a ser la entrada para otro, quizás desencadenando reacciones a
partir de umbrales con la generación de respuestas complejas (Chorley et al., 1984).
Por lo anterior, los movimientos (flujos) de materia y energía que ocurren en los
paisajes geomorfológicos interactúan al interior del sistema morfogénico y resultan
de ajustes entre los procesos y las geoformas como un sistema proceso-respuesta. Al
respecto, uno de los ejemplos más conocido es la cuenca hidrográfica en la que como
sistema abierto ocurren transferencias que condicionan el funcionamiento de sus
subsistemas. Ej.: cuenca alta de captación, ejes de disección y transporte y zonas de
acumulación (conos, llanura aluvial).
RAZONAMIENTO ERGODICO: Procedimiento conceptual que se usa para
reconstruir la evolución de un relieve o de un modelado mediante la interpretación de
hechos actuales en estadios evolutivos diferentes (Paine, 1985).
La hipótesis ergódica invoca el procedimiento de la substitución del espacio-tiempo
por un muestreo a través del espacio para comprender cómo las formas cambian en
periodos de tiempo más allá del acceso a la observación directa (Summerfield, 1991;
Paine, 1985).
EL PRINCIPIO DE INESTABILIDAD: “Las geoformas individuales del paisaje
tienden a ser no-permanentes, aunque su apariencia general pueda aparecer constante,
esto bajo la concepción de que el equilibrio dinámico es inestable” (Scheidegger,
1987).
“ Considerando que los paisajes son sistemas abiertos, su aspecto es el resultado de la
acción de una variedad de procesos. Primero son de interés todas las condiciones bajo
las cuales un paisaje persiste más o menos sin cambios. Las condiciones
correspondientes se conocen como las condiciones del “equilibrio”; con lo cual debe
entenderse que el “equilibrio” es dinámico; es decir, está representado por un estado
dinámico” (Scheidegger, 1987).
Por lo anterior, el equilibrio dinámico es, generalmente, inestable, entendiendo que
las formas tienden a ser no-permanentes y que por lo tanto cambian y la dirección de
cambio hace que las formas evolucionen hacia la diversidad.
CATENA: Conjunto de todos los elementos interrelacionados que integran un
modelado. Cuando una subunidad o elemento de la catena crece lo hace a expensas de
otro y viceversa. La evolución de un sistema concatenado implica una causalidad
común aunque diferida en el tiempo.
“ Fundamentalmente, en una vertiente una catena está compuesta por una región
eluvial en la cima (de topografía plana con un borde), una región coluvial en la mitad
(de topografía abrupta con tasas altas de movimientos en masa) y una región aluvial
al pie (de nuevo con topografía plana: la deposición representa el fenómeno
principal). La explicación mecánica del esquema fundamental de la catena reside en
consideraciones similares a la del principio de inestabilidad: admitiendo que la tasa
de erosión aumenta con el gradiente topográfico, el principio de catena se deriva de
ahí; a mayor pendiente, más rápido retrocede la vertiente, las partes planas de arriba y
abajo permanecen más tiempo.” (Scheidegger, 1987).
METEORIZACION: La acción (trabajo) de los procesos morfogénicos y
especialmente de los que actúan sobre las formaciones superficiales (suelo incluido)
implica la existencia de materiales meteorizados, previa preparación por mecanismos
diferentes para ser tomados, transportados y posteriormente depositados por los
agentes de la dinámica externa (adaptado de Easterbrook, 1973).
Los autores anglosajones se refieren a los mecanismos de preparación de los
materiales bajo el término “ weathering “ o meteorización, mientras que algunos
autores franceses separan la alteración como aquellos procesos en los que resultan
minerales nuevos por efectos bioquímicos y la meteorización como relacionada
únicamente con los mecanismos físicos. En este ensayo se prefiere utilizar el término
general de meteorización y subdividirlo en meteorización bioquímica y física.
CICLO GLACIAL-INTERGLACIAL: Lapso de tiempo de aproximadamente
100.000 años de duración, relacionado con la variación de la excentricidad de la
órbita terrestre (Bowen, 1978). El ciclo incluye el periodo glacial o frío con duración
del 90% del tiempo del ciclo (90.000 años en promedio), mientras que el interglacial
o periodo cálido dura en promedio unos 10.000 años. Otros parámetros como la
variación de la inclinación del eje terrestre y la precesión de los equinoccios
modifican secundariamente el ciclo causando fluctuaciones térmicas menores que
explican parcialmente los estadiales e interestadiales.
ESTADIO: Unidad cronológica menor que define el tiempo durante el cual el frente
de un glaciar permaneció a una altitud y sitio determinados, de lo que resultan
depósitos morrénicos (Van der Hammen, varias fechas).
También se utiliza el término estadio para referirse a un momento del desarrollo
evolutivo de un fenómeno (proceso o geoforma o sistema morfogénico) bajo unas
condiciones dadas y caracterizado por ellas.
ESTADIAL: Descenso menor de la temperatura de corta duración que puede generar
un avance de los glaciares (Sensu Van der Hammen et al., 1983).
INTERGLACIAL: Tiempo en el que las condiciones climáticas son incompatibles
con la extensión de los glaciares (Bowen, 1978). Esto implica un periodo de
temperatura alta entre dos glaciales. Vivimos actualmente en el interglacial llamado
Holoceno.
GLACIAL: Periodo frío que incluye la posibilidad de una glaciación y que tiene una
duración media de 90.000 años. La causalidad se relaciona con la menor recepción de
energía solar en la Tierra o en otro planeta (Bowen,1978).
GLACIACION: Parte de un periodo glacial durante el cual se forman glaciares o
crecen los relictos de una glaciación anterior (Adaptado de Bowen, 1978). Una
glaciación es parte del periodo glacial, pero no todos los periodos glaciales originan
una glaciación.
GLACIAR: Masa de hielo y detritos rocosos en movimiento y caracterizada por el
balance entre alimentación (acumulación/ablación, (fusión) Adaptado de CILF, 1979.
En Colombia es sinónimo de nevado.
NOTAS:
- Otros conceptos básicos en el presente ensayo se explicarán en la medida de su
presentación.
- A continuación se anexa la tabla del tiempo con el fin de facilitar la lectura
cronológica de los eventos que se presentarán en los siguientes capítulos.
ERAS PERIODOS EPOCAS DURACION
(m.a.) EDAD DE COMIENZO (m.a.)
Holoceno 0.01 0.01 Cuaternario Pleistoceno 1.6 (2.5) 1.6 (2.5) Plioceno 5 7 Mioceno 19 26 Oligoceno 12 38 Eoceno 16 54
CENOZOICO
Terciario
Paleoceno 11 65 Cretáceo 71 144 Jurásico 59 213
MESOZOICO
Triásico 30 248 Pérmico 38 286 Carbonífero 74 360 Devónico 48 408 Silúrico 30 438
PALEOZOICO
Ordovícico 67 505
Cámbrico 85 590 PRECAMBRICO Proterozoico 4500 Cuadro 1-1. Unidades geocronológicas (Cronoestratigráficas) mayores. Tomado de Bowen (1978) y Harland, W.B.et al. (1982).
1.4. ABREVIATURAS UTILIZADAS. m metros cm centímetro km kilómetro km² kilómetros cuadrados ha hectárea m.a. millones de años a.p. antes del presente ó b.p. (before present) d.C. después de Cristo °C grados celsius p.p.m. partes por millón
2. LA MORFOESTRUCTURA:
UN ROMPECABEZAS QUE SE ARMA.
La visión de conjunto que tenemos del territorio colombiano es el resultado
geohistórico de la unión (acreción) de piezas (terrenos o pedazos de placas)
seguidos de levantamientos (orogénesis) y posteriormente modelados por
fuerzas de la dinámica externa, todo en tiempos y espacios diferentes, a la
manera de un rompecabezas.
La ubicación de Colombia en el extremo noroccidental de Suramérica implica
un espacio de convergencia entre placas tectónicas que chocan en su
desplazamiento con velocidades y direcciones diferentes, son las placas de
Nazca, la Suramericana y la del Caribe (Fig. 2-1). Por lo tanto, Colombia es
un espacio particularmente diferenciado y móvil.
Una síntesis sobre la morfoestructura de los Andes colombianos fue
realizada por Thouret (1981), en la que se destaca la organización de los
volúmenes montañosos y las depresiones tectónicas. Sin embargo, en este
trabajo se recurre preferencialmente al concepto de acreción de terrenos
desarrollado para Colombia principalmente por Etayo-Serna et al. (1983) y
Restrepo & Toussaint (1988) entre otros, enfoque que permite mostrar con
mayor claridad la evolución en la organización de los relieves y la posterior
formación de modelados.
En este capítulo no se pretende discutir o explicar genéticamente
la morfoestructura de Colombia, sino sólo describirla en términos
generales (a partir de la bibliografía) para apoyar el posterior
desarrollo geomorfológico.
Fig. 2-2. EL ESCUDO EN EL PRECAMBRICO - PALEOZOICO.
(Murcia, 1981; James, 1985)Fig. 2-1. COLOMBIA Y LA TECTONICA DE PLACAS.
1.9 cm./año
6.5 cm./año
Nazca
Caribe
Aflorante: Complejo
Sumergido
migmatítico del Mitú.
ES
CU
DO
GU
AY
AN
ES
1.5 cm./año
Suramericana
2.1. EL BLOQUE AUTOCTONO Y LOS TERRENOS ACRECIDOS DE
AFINIDAD CONTINENTAL.
Luego de la ruptura de la Pangea (Mesozoico medio a Cretáceo, Harley,
1968; Hallan, 1976), un bloque conocido como el Escudo Guayanés, “el cual
constituye en realidad la parte más septentrional del cratón amazónico”
(Toussaint, 1993), comienza su desplazamiento hacia el occidente, en la
medida en que se va formando el Océano Atlántico. Sin embargo, antes
como después de la separación ocurrieron eventos que definirían la
morfoestructura del oriente colombiano.
En una parte de ese escudo precámbrico que corresponde con la esquina
noroccidental de Suramérica, es donde comienza a estructurarse físicamente
el espacio que hoy llamamos Colombia. El escudo es parte de la actual placa
Suramericana y con base en autores como Julivert (1973), Etayo-Serna et al.
(1983), Restrepo & Toussaint (1988) y Toussaint (1993), el desarrollo
estructural se puede resumir como sigue.
En el mapa de la figura 2.2 se muestra la parte oriental de Colombia en el
extremo noroccidental del cratón amazónico y con una ubicación geográfica
que se desconoce exactamente. En esas condiciones, para el Precámbrico,
en Colombia sobresalían algunos relieves del escudo, especialmente en el
borde oriental y parte norte, mientras que el suroccidente estaba cubierto por
el mar. Esos relieves (Complejo Migmatítico del Mitú y los afloramientos del
oriente del Vichada) fueron el resultado de la orogenia Transamazónica
ocurrida entre 2200 y 1800 m.a. (Herrera, 1999).
Acr
eció
n T
erre
nos
TAHAMICretáceo Tardío
Ch
Ch
Ta
An
Escudo Guayanés
Paleozoico SuperiorCHIBCHA
PrecámbricoANDAQUI
Ta
Ch
An
Fig. 2-3. ACRECION DE TERRENOS DE CORTEZA CONTINENTAL(Toussaint, 1993)
Ch
An
Ta
ChCa
Sj
Ca
Cu
Ca
Fig. 2-4. ACRECION DE TERRENOS OCEANICOS (Toussaint, 1993)Y DEL TERRENO SINU-SAN JACINTO (Etayo et al., 1983).
Mioceno MedioCUNACu
Ter
reno
s A
crec
idos
Terciario Inferior
Cretáceo TardíoCALIMA
SINU-SAN JACINTO
Ca
Sj
Según los autores citados, luego de la orogenia Transamazónica, en algunos
sectores sumergidos, especialmente del suroccidente, se sedimentaron
capas de cuarzoarenitas, lodolitas y conglomerados en posición de
plataforma en el mar somero.
Los actuales Macizo de Garzón y la Serranía de la Macarena harían parte de
un terreno metamórfico precámbrico acrecido al escudo durante la orogenia
Nickeriana (u Orinoquense, 1300-1000 m.a.), tal como lo interpreta
Kroonenberg (1983). El terreno en cuestión fue llamado Andaquí por
Toussaint & Restrepo (1989). Para estos autores, sobre este terreno hubo
sedimentación en el Palezoico inferior; estos sedimentos habrían
desaparecido de las partes culminantes por erosión posterior, especialmente
luego de la orogenia en el Terciario superior.
Para el desarrollo morfoestructural de la Orinioquia-Amazonia se deben
considerar otros fenómenos tecto-dinámicos y sedimentarios. Durante el
Precámbrico ocurrieron eventos metamórficos, intrusivos, volcánicos y
fallamiento, que contribuyeron a la diferenciación litológica y estructural. En
cuanto a la sedimentación, ésta ocurrió principalmente en ambiente litoral y
posteriormente (evento Nickeriano) fue plegada, como en le Serranía de
Naquén (Bruneton et al. , 1982). Después de los eventos de la orogenia
Transamazónica y Nickeriana (ambas en el Precámbrico) el escudo se
comportó como un área tectodinámicamente estable y después vino la
sedimentación del Paleozoico inferior por la transgresión que cubrió el borde
occidental incluyendo La Macarena, Los Llanos y Casanare. El resto del
escudo estuvo, al parecer, emergido durante el Paleozoico.
La sedimentación sobre el escudo dio lugar a la formación de una plataforma
que hoy caracteiza gran parte de la Orinoquia y Amazonia (Thouret,1981).
De la plataforma sobresalen los tepuyes, o bloques levantados por
fallamiento, posiblemente en relación con la orogenia andina (Eden et al.,
1982).
En cuanto a los cuerpos intrusivos del Precámbrico, se destacan los
afloramientos graníticos que hoy se presentan como peñoles (pan de azúcar)
en el oriente del Vichada y Mitú y relacionados con el plutonismo de edad
transamazónica (Toussaint, 1993).
La figura 2-3 muestra un espacio mayor en relación con el de la figura 2-2
como resultado de la acreción del terreno Andaquí y del terreno Chibcha.
Toussaint & Restrepo (1989) denominaron Chibcha a un terreno metamórfico
precámbrico que como el Andaquí se formó también en la Orogenia
Nickeriana. En general, el terreno está formado por los macizos de la Sierra
Nevada de Santa Marta, península de la Guajira, serranía de Perijá,
Santander, La Floresta y Quetame y se habría acrecido al escudo al final del
Paleozoico.
La acreción del terreno Chibcha (para los autores citados) se hizo a lo largo
del sistema de fallas que hoy separan la Orinoquia-Amazonia de la
Cordillera Oriental: Guaicáramo-Santa María-Yopal.
En el Paleozoico, tanto el escudo como los terrenos acrecidos estuvieron en
parte cubiertos por el mar con la consecuente sedimentación.
La parte norte del núcleo de la Cordillera Central está constituida por el
terreno Tahamí que a su vez está formado por la amalgama de terrenos
menores cuyas rocas varían en edad desde el Paleozoico hasta el
Mesozoico (Cretáceo). Como los anteriores, este terreno es de corteza
4
Nivel del mar
CONTINENTAL (EN DIFERENTES EPOCAS).
c. Terreno Tahamí - Andaquí. Terciario Medio
b. Serranía de San Lucas - Macizo de Santander. Terciario Inferior.
Nivel del mar
a. Transición Precámbrico - Paleozoico. Mitú - Macarena
Nivel del mar
Fig. 2-5. PERFILES PROBABLES EN TERRENOS DEL BASAMENTO
3. Rocas metamórficas
1. Pedimentos
ProtocordilleraCentral
3
2
1
Serranía (Macizo)de San Lucas
23
1
AndaquíTerreno
Macarena
?
4
4. Paleofosa del Magdalena
2. Rocas granitoides
3
12
Macizo deQuetame
1
Escudo
Macizo de Santander
3
2
Mitú
continental y fue acrecido en el Cretáceo tardío a lo largo de la falla Otú-
Pericos (Toussaint & Restrepo, 1989).
En los perfiles de las figuras 2-5-a-b-c se esquematiza el relieve del oriente
colombiano a comienzos de Paleozoico y hasta el Mesozoico tardío. Con
esta última acreción ya se tenían los núcleos de las Cordilleras Oriental y
Central.
Hasta aquí, se había conformado la parte continental (oriental) del territorio,
pues al occidente del límite Cauca-Romeral se acrecionarían luego terrenos
de basamento oceánico. El límite se interpreta (Alvarez, 1983) como una
zona de subducción de la corteza oceánica (Placa de Nazca) bajo el
basamento continental de los terrenos acrecidos al escudo y ya en el
Cretáceo medio el límite se convierte en un frente de obducción ligado a la
colisión entre placas (Nazca y Suramericana).
Eventos tectodinámicos con metamorfismo, plutonismo, emisión de
materiales volcánicos y fallamiento ocurrienron también en los macizos del
terreno Chibcha durante el Precámbrico. En el Paleozoico ocurrieron eventos
similares y también sedimentación en los terrenos Chibcha y Tahamí.
Con base en la información existente, Toussaint (1993) interpreta que fue en
el evento tectodinámico Herciniano (final del Paleozoico) cuando los grandes
bloques de Norteamérica, Eurasia y Gondwana se acrecieron para construir
la Pangea y dentro de ésta la placa Suramericana aglutinaba ya parte del
territorio de afinidad continental de Colombia.
2.2. LOS TERRENOS OCEANICOS DEL OCCIDENTE.
A finales del Paleozoico, el terreno Tahamí o núcleo de la Cordillera Central
era el espacio más occidental de Colombia, al occidente estaba la placa de
Nazca bajo el océano Pacífico, la placa subducía bajo el terreno continental,
aunque el terreno Tahamí no se había acrecido al bloque autóctono.
Ya en el Mesozoico, especialmente en el Cretáceo, el mar cubría los bordes
de los macizos de los terrenos Chibcha y Tahamí, la depresión del
Magdalena-Cesar y el borde occidental del escudo (plataforma). Esto
permitió la acumulación de rocas sedimentarias de diferentes tipos:
areniscas, lutitas, algunos conglomerados y calizas (Fig. 2-4).
La corteza oceánica del occidente más la sedimentación marina constituyen
un nuevo terreno compuesto principalmente por rocas de corteza oceánica y
sedimentarias marinas, es el terreno Calima (Toussaint & Restrepo, 1989) y
que luego constituiría la Cordillera Occidental. La secuencia oceánica de la
Cordillera Occidental incluye basaltos, rocas volcano-clásticas y
sedimentarias calcáreas y areniscas. Este terreno se extiende desde el borde
occidental de la Cordillera Occidental o borde oriental de la depresión Atrato-
San Juan hasta el borde occidental de la Cordillera Central, es decir que este
terreno incluye la depresión del Cauca-Patía.
El Mesozoico es una edad en la que además de la organización del
occidente colombiano, también ocurren eventos tectodinámicos y
sedimentarios en el oriente. “En Colombia durante el Mesozoico es posible
reconocer dos ciclos plutónicos distintos: el ciclo más viejo es jurásico y es
un cinturón de plutones calcoalcalinos a lo largo del flanco oriental de la
Cordillera Central. Sería un arco plutónico resultado de la subducción del
basamento oceánico bajo el noroccidente de Suramérica. El segundo ciclo
plutónico es el del Cretáceo y se ubica a lo largo del flanco occidental de la
Cordillera Central” (Aspden & McCourt, 1984, entre estos se incluye el
batolito Antioqueño.
Es importante recordar aquí que la apertura del Atlántico sur comenzó en el
Mesozoico medio, cerca de 160 m.a. y su separación formal tarda hasta el
Cretáceo inferior (Hurley, 1968). Retomando la historia del terreno Calima,
éste se unió con el Tahamí en el Cretáceo y “sólo a finales de este período
los dos terrenos ya juntos se acrecen al terreno Chibcha para formar el
bloque Andino “ (Toussaint & Restrepo, 1988). La acreción se hizo a lo largo
de la falla Otú-Pericos.
Luego de la acreción del terreno Calima, que posteriormente sería la
Cordillera Occidental, la corteza oceánica ubicada al occidente recibe
sedimentos en la medida en que van ocurriendo fenómenos de volcanismo
básico y actividad plutónica. Así se forma lo que sería el nuevo terreno
llamado Cuna por los autores antes citados, según quienes está compuesto
por el flanco occidental de la Cordillera Occidental, la cuenca del Atrato-San
Juan-Tumaco y la serranía del Baudó. Las rocas dominantes son basaltos,
diabasas, rocas volcano-detríticas y calizas. Las rocas sedimentarias del
conjunto se ubican principalmente en el flanco oriental de la serranía del
Baudó y en la depresión Atrato-San Juan-Tumaco.
Así, la serranía del Baudó es principalmente un bloque de corteza oceánica
levantado en relación con la subducción de la placa de Nazca. La serranía
del Baudó, estructuralmente, se considera como la cuarta cordillera del
sistema andino (Acosta, 1982).
La colisión (y acreción) del terreno Cuna al terreno Calima ocurrió en el
Mioceno medio. Toussaint & Restrepo (1988) estiman que luego de la unión
del terreno Calima al Tahamí, la zona de subducción se sutura y salta al
occidente para ubicarse en el borde occidental de la Cordillera Occidental y
cuando el terreno Cuna se acreció se suturó esta zona de subducción y se
trasladó de nuevo al occidente en el océano Pacífico actual.
Con la serie de acreciones antes referida se muestra la
estructuración del territorio colombiano, sin embargo, aún falta la
región noroccidental o terreno Sinú-San Jacinto, descrito por
Duque-Caro (1984) como sigue.
Sobre el borde continental se depositaron secuencias sedimentarias
pelágicas, hemipelágicas, turbidíticas y marinas someras y cubiertas por
estratos lacustres y fluviales. Esto ocurrió desde el Cretáceo hasta el
Mioceno inferior.
Las secuencias sedimentarias fueron plegadas por un esfuerzo compresional
perpendicular al margen continental relacionado con la placa del Caribe. Los
pliegues se caracterizan por anticlinales estrechos separados por sinclinales
anchos. La presión causada por la placa del Caribe produjo la acreción en
dos episodios diferentes del Terciario inferior y medio.
Otra característica de este terreno son las estructuras en diapiros de lodo o
limos. En cuanto a los diapiros superficiales se forman por lodos y gases que
escapan a la superficie como resultado de la presión de las capas más
superficiales y forman (los lodos) estructuras cónicas llamadas volcanes de
lodo.
El terreno Sinú-San Jacinto con su orientación noreste difiere, en general, de
las demás estructuras andinas como las cordilleras y valles (depresiones)
interandinos de dirección general norte-sur y que responden a las fuerzas de
dirección occidental de la placa Suramericana y oriental de la placa del
Pacífico, la resultante normal son estructuras norte-sur y nor-noreste.
De acuerdo con lo anterior, se da la organización de las protocordilleras, de
las depresiones entre ellas, las serranías y las coberturas sedimentarias.
Durante el Terciario inferior, los relieves emergidos correspondían con partes
del escudo Guayanés, parte de los macizos del terreno Chibcha y del Tahamí
y parte de la protocordillera Occidental. Lo demás continuaba cubierto por el
mar, lo que implicó una cobertura sedimentaria del Terciario medio en la
Orinoquia-Amazonia, parte de la protocordillera Oriental y las depresiones del
Magdalena-Cesar, Cauca-Patía y Atrato-San Juan-Tumaco y el sector
noroccidental de Córdoba, Cesar, Atlántico, Magdalena y parte de la Guajira.
2.3. LAS DEPRESIONES INTERANDINAS.
En el aparte anterior se presentó la organización de las protocordilleras y sus
eventos tectodinámicos más destacados. Paralelamente a la formación de
las protocordilleras se fueron desarrollando las depresiones tectónicas que
las separan.
Con la acreción del terreno Tahamí empieza la formación al oriente de éste
de la depresión del Magdalena-Cesar.
Irving (1971) plantea la formación de la depresión del Magdalena en una fase
extensiva al oriente de la protocordillera Central y argumenta que las
formaciones sedimentarias del Alto Magdalena muestran direcciones de flujo
hacia la Orinoquia-Amazonia, flujos que se bloquearon con la orogenia
Andina, la cual cerró la depresión del Magdalena. Un concepto similar se
encuentra en Favre (1983), para quien la cuenca subsidente del Magdalena
junto con la de la actual Sierra Nevada del Cocuy funcionó como cuenca
sedimentaria desde los inicios del Cretáceo. Con la orogenia Andina las fallas
que limitaban la depresión se comportaron como fallas de cabalgamiento. Es
decir, que por compresión, la Cordillera Oriental cabalgó hacia el occidente
sobre la depresión del Magdalena y que la Cordillera Central lo hizo hacia el
oriente. De igual manera habrían funcionado la Sierra Nevada de Santa
Marta y la serranía de Perijá en relación con la depresión del Cesar (ver Fig.
2-6 y 2-7).
La fase de extensión que permitió la cobertura sedimentaria del centro de la
Cordillera Oriental causó una flexión con depresión del borde occidental del
Escudo Guayanés. Esto favoreció la sedimentación cretácea y terciaria en la
cuenca de los Llanos y Caquetá-Putumayo (Favre, 1983).
La depresión del Cauca-Patía se constituyó en una cuenca sedimentaria
principalmente continental desde el Terciario inferior. Hacia el Mioceno medio
se registran capas de tobas (Alvarez, 1983) que atestiguan el inicio del
volcanismo en el eje de la Cordillera Central. Hacia el sur (cuenca del Patía)
la presencia de materiales volcánicos aumenta en relación con la parte norte
de la cuenca del Cauca.
La depresión del Cauca-Patía con su rumbo general NNW a NW se enmarca
entre los sistemas de falla Cauca-Romeral, activas (al parecer) desde el
Cretáceo y en cuyo borde oriental funcionó antes la subducción bajo la
protocordillera Central.
Siguiendo todo el borde occidental de la Cordillera Occidental se extiende la
depresión Atrato-San Juan-Tumaco con un relleno sedimentario
principalmente marino de edad terciaria (Alvarez, 1983). Las fallas que la
VOLCANICOS. (Tomado de Barrero, 1979).CONTINENTAL. EVENTOS PLUTONICOS, METAMORFICOS Y
Fig. 2-6. SUBDUCCION DE LA PLACA DEL PACIFICO BAJO EL BASAMENTO
Fig. 2-7. SUBDUCCION DE LA PLACA DEL PACIFICO BAJO LA PROTO-CORDILLERA OCCIDENTAL Y FORMACION DE LA FOSA DELATRATO-SAN JUAN. (Tomado de Barrero, 1979).
Fosa
Atra
to-Sa
n Jua
n
Subducción
Corteza Oceánica
Cord. Occidental
Arco magmático
Terre
noTa
ham
í
Arco volcánico
Subducción
Falla
Rom
eral
Fosa
Val
lede
l Cau
ca
Cord. Central
dale
na
Fosa
Mag
-
Placa Suramericana
limitan, según el autor antes citado, son probablemente del Terciario inferior
(Fig. 2-7).
Así, en el Terciario inferior, la mayor parte del territorio estaba cubierta por el
mar, las cordilleras no se habían levantado y las depresiones (valles)
interandinas y el borde del escudo, aunque predefinidos estructuralmente, no
estaban completamente diferenciados.
La organización estructural de los Andes colombianos, en su disposición N-
NE tanto de las cordilleras como de las depresiones interandinas, responde a
la lógica de las presiones ejercidas por las placas Suramericana y del
Pacífico. Por esta razón, las estructuras son perpendiculares a la dirección
de las fuerzas compresivas (Dollfus, 1974).
Antes de la orogenia Andina ya habían ocurrido otras fases orogénicas que
imprimieron rasgos característicos tanto al escudo como a los demás
terrenos acrecidos, pero fue la orogenia Andina la que definió gran parte de
los relieves como los conocemos hoy en día.
4. LOS MODELADOS DE APLANAMIENTO RESIDUALES.
Los relieves, especialmente los de poca elevación, bajo condiciones
tropicales de tendencia seca o clima contrastado y escasa cobertura vegetal,
son susceptibles de ser truncados por los procesos de escurrimiento
superficial.
Bajo las condiciones bioclimáticas señaladas, el escurrimiento del agua lluvia
suele ser efectivo a pesar de su poca frecuencia y puede transportar las
formaciones superficiales y pulir el sustrato, aunque de manera irregular de
acuerdo con las diferencias de resistencia de las rocas. Así se forman los
pedimentos o las superficies de erosión o de aplanamiento, también llamadas
pedi o penillanuras.
Para que los procesos de escurrimiento superficial puedan modelar
pedimentos o penillanuras se requiere un lapso de tiempo largo bajo las
condiciones señaladas y bajo una relativa estabilidad tectónica que facilite el
equilibrio dinámico de los procesos con el clima.
Durante la historia geológica y bioclimática de Colombia esas condiciones
han funcionado varias veces, pero las evidencias hoy identificables de
manera residual se remontan principalmente al periodo Terciario.
4.1. LAS SUPERFICIES DE APLANAMIENTO EN EL TERCIARIO.
Desde su consolidación en el Precámbrico, partes del escudo Guayanés
estuvieron emergidas comportándose como áreas erosionales. Sin embargo,
los elementos residuales de las posibles superficies de erosión desarrolladas
en el Paleozoico o en el Mesozoico son de difícil reconocimiento debido al
Fig
. 4-1
. LO
S P
EÑ
OLE
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198
7.)
grado de destrucción por erosión o por posibles transgresiones marinas que
las pudieron cubrir con sedimentos.
Argumentos similares a los anteriores se presentan en relación con los
terrenos acrecidos al occidente del escudo como el Andaquíes, Chibcha,
Tahamí, o Calima. Estos terrenos también experimentaron periodos de
aplanamiento.
Pero fueron los aplanamientos ocurridos en el periodo Terciario, antes del
levantamiento principal de la orogenia Andina, de los que aún se conservan
modelados residuales (relictos).
En la parte más oriental de Colombia, Mitú y Vichada, se encuentran
elevaciones discontinuas conocidas con varios nombres: pan de azúcar,
peñol, monte isla o inselbergs. Estas formas se interpretan como residuos
sobresalientes en relación con el nivel de superficies de aplanamiento.
En la figura 4-1 (tomada de Join & Torres, 1987) se muestra un pedimento
cubierto por corazas ferruginosas. Estas corazas significan un periodo de
estabilidad bioclimática para su formación. En la figura citada, estas corazas
se recubren luego por materiales coluvio-aluviales. En sus partes más bajas
los pedimentos aparecen cubiertos por formaciones sedimentarias del
Terciario, lo que significa que fueron elaborados a muy poca altura sobre el
nivel del mar.
Los macizos de los terrenos Chibcha y Tahamí fueron afectados por
procesos de aplanamiento. Los flancos oriental y occidental de la Cordillera
Central fueron aplanados y luego cubiertos en los bordes bajos por
sedimentos oligo-miocenos continentales. Así, las superficies se ubican entre
el Eoceno medio y Oligoceno inferior. Para Van der Hammen (1958),
Fig. 4-2b. SUPERFICIES FALLADAS Y FORMACION DE CAÑONES EN EL
Fig. 4-2a SUPERFICIE DE APLANAMIENTO DISECTADA HACARI-RIO DE ORO.
MACIZO DE SANTANDER.
DE SUPERFICIES DE APLANAMIENTO CORDILLERA CENTRAL.Fig. 4-3. FASES DEL DESARROLLO MORFO - ESTRUCTURAL Y FORMACION
(Tomado de Flórez, 1986).
después de la fase Pre-Andina del Eoceno inferior hubo un periodo de
relativa tranquilidad orogénica durante el cual se habrían formado las
principales superficies de aplanamiento.
En los macizos de Garzón, Santander y Sierra Nevada de Santa Marta se
encuentran vestigios de superficies de aplanamiento. En la figura 4-2 se
muestran los perfiles de superficies de aplanamientos en el macizo de
Santander, desde luego actualmente disectados y fallados.
En la Cordillera Central los aplanamientos se extienden hasta el borde de la
cordillera en el contacto con los piedemontes hacia las depresiones del
Magdalena y del Cauca. En la figura 4-3 se muestra la formación de la
superficie de aplanamiento y luego su posterior cobertura volcano-detrítica
(Flórez, 1986).
Page & James (1981) estudiaron los aplanamientos del norte de la Cordillera
Central en el batolito Antioqueño (Fig. 4-4) y los describen como superficies
onduladas y cubiertas por gruesas capas de arcillas lateríticas e
interrumpidas por cañones profundos. Estos autores diferencian
cronológicamente dos superficies, siendo la más antigua la del Terciario
inferior y ubicada a mayor altura y la segunda más baja sería del Plioceno
inferior, elaborada antes de la fase principal de la orogenia. Para la parte
central de la Cordillera Central, Soeters (1981) coincide con la cronología de
los dos niveles de aplanamientos propuestos por Page & James (1981).
Sin embargo, Page & James (1981), además de los dos niveles de
superficies definidas, describen otros niveles que corresponden a desarrollos
incipientes pero que no constituyen superficies en el sentido clásico. Más
adelante, los mismos autores se refieren a tres niveles, uno de los cuales, al
parecer, es la continuidad del anterior pero dislocado tectónicamente.
Padilla (1981) describe el aplanamiento de la Cordillera Occidental como
elaborado en el Eoceno medio-Mioceno inferior y formada por una superficie
baja y ondulada con una cobertura de por lo menos 100 m de arcillas (de
alteración) lateríticas (a veces bauxíticas). El autor antes citado describe las
cuencas altas de los ríos Calima y Dagua como desarrolladas en áreas
peneplanizadas a comienzos del Terciario y luego rejuvenecidas y disectadas
a partir de la orogenia finiterciaria. Más al norte, en el área del macizo de
Tatamá, Flórez (1987) reconoció la continuación de dicha superficie a ambos
lados de la cordillera bajo condiciones similares de un modelado de disección
profunda.
En el terreno Sinú-San Jacinto también se encuentran aplanamientos que
podrían corresponder al Plioceno inferior, previo al levantamiento mayor
andino. Como ejemplo se cita la superficie Tierra Alta-Planeta Rica en el
departamento de Córdoba; y como lo plantea Duque-Caro (1984) hubo un
levantamiento en estos terrenos antes del Plioceno tardío, periodo durante el
cual se podrían haber peneplanizado las formaciones sedimentarias
elevadas a poca altitud.
En el extremo noroeste de la superficie Tierra Alta-Planeta Rica, Duque-Caro
(1984) reporta elementos calcáreos (fósiles marinos) que cubren esa parte
de la superficie. Esto corresponde con la interpretación hecha por Dollfus
(1974) al noroeste del Perú , donde las superficies seguramente fueron
afectadas por abrasión marina, mientras que en su parte alta, al parecer,
operaron los procesos corrientes de pedimentación ligados al escurrimiento
superficial difuso.
El autor (Flórez et al., 1998), también observó una extensa superficie de
aplanamiento al pie de las serranías en el Departamento de la Guajira,
Fig. 4-4. SUPERFICIES DE APLANAMIENTO EN EL NORTE DE LA CORDILLERACENTRAL. (Tomado de Page & James, 1981)
elaborada sobre formaciones sedimentarias del Terciario medio, ligeramente
plegadas, que en el extremo norte coalescen con niveles de abrasión marina.
Durante la formación de aplanamientos y a pesar de las condiciones
bioclimáticas de tendencia seca, se logran formar espesas capas de arcillas
de alteración (lateríticas) que hoy se identifican sobre los restos de las
superficies.
4.2. OROGENESIS Y DISECCION DE LAS SUPERFICIES DE EROSION.
Las superficies de erosión fueron elaboradas en fases de relativa quietud
tectónica y en condiciones bioclimáticas tropicales contrastadas antes del
levantamiento mayor de los Andes (fase Eu-Andina).
Como se planteó en el aparte 3.2.4., debido al levantamiento y a los cambios
climáticos se generó un potencial hidrogravitatorio (Fig. 3-4 y 3-5) que
permitió la formación de un modelado de disección profunda de los relieves y
de los modelados levantados. Así, las superficies de erosión entraron
(Plioceno superior- Cuaternario) en un proceso de disección.
En la figura 4-5 se muestra la profundización de la red de drenaje en la
medida en que las cordilleras se levantan hasta la formación de cañones
profundos. En la medida en que la disección se profundiza, las laderas
retroceden y los interfluvios van quedando en posición residual. En
ocasiones, la disección es facilitada cuando los drenajes (ríos) siguen los
lineamientos tectónicos (control estructural) (Fig. 4-6).
En un estadio avanzado de la disección los interfluvios se adelgazan para
formar cuchillas (de disección) tal como se muestra en la figura 4-7. Al
respecto, las superficies de erosión de la parte central de la Cordillera Central
Fig. 4-5. EVOLUCION DEL MODELADO DE DISECCION. (Flórez, 1995).
Fig. 4-6. SUPERFICIE DE APLANAMIENTO DISECTADA. (Flórez, 1986).
Fig. 4-7. SUPERFICIES DE APLANAMIENTO DISECTADAS.(Tomado de Flórez, 1986).
(Tolima y Caldas) presentan una disección más profunda que las
desarrolladas en la parte norte (Antioquia).
La disección y retroceso de las laderas en la búsqueda de un perfil de
equilibrio en relación con el movimiento ascendente del relieve (orogénesis)
implica el transporte de una gran cantidad de sedimentos ligado a la
disección en los cauces y a los movimientos en masa (derrumbes,
deslizamientos, flujos torrenciales) en las laderas y luego encauzados. Esta
dinámica es una de las más representativas de las montañas colombianas.
En el caso de la superficie de erosión Tierra Alta-Planeta Rica (Córdoba), se
desarrolló al pie de las estribaciones terminales de la Cordillera Central y su
altitud es, en general inferior a los 300 m. En estas condiciones, el gradiente
altitudinal no es suficiente para desarrollar un potencial hidrogravitatorio que
permita la disección. Por esto, el modelado de disección profunda presentado
para otras superficies (macizos de Garzón, Santander, Cordilleras Central y
Occidental y Sierra Nevada de Santa Marta) no es válido para dicha
superficie y tampoco en el caso de la superficie identificada en el
Departamento de la Guajira.
Con las excepciones anotadas, la disección actualmente es funcional como
una doble respuesta a la orogénesis del pasado y del presente, ya que sigue
siendo un fenómeno activo (Lüschen, 1983). Por lo tanto, continuará en el
futuro y los procesos señalados seguirán siendo una amenaza para las
formas de ocupación del espacio geográfico por el hombre.
5. EL VOLCANISMO:
RELIEVES, MODELADOS Y AMENAZAS.
En este capítulo se describen las formas y las formaciones del
relieve y del modelado generados por el volcanismo en el territorio
colombiano, así como su distribución espacial y su influencia en la
ocupación que del espacio hacen los grupos humanos.
Generalmente al volcanismo se le mira como un evento trágico,
sin embargo, además de los aspectos geomorfológicos y
amenazas asociadas, serán enfocadas brevemente los recursos
naturales inherentes.
Los conceptos generales se apoyan en una revisión bibliográfica a
partir de autores como Rittmann (1963), Derruau (1970),
Macdonald (1972), Araña & López (1974) y Ollier (1988). Para el
caso colombiano se consultó básicamente a Ramírez (1968),
Barrero et al. (1969), Herd (1982), Kroonenberg et al. (1981),
Murcia (1982), Thouret et al. (1985) y trabajos del propio autor
(Flórez, 1983, 1986a, 1986b, 1987).
5.1. EL VOLCANISMO Y EL VOLCANISMO EN COLOMBIA.
El volcanismo es una de las manifiestaciones tecto-dinámicas de
la corteza terrestre y tiene sus raíces en los procesos de
convección del magma en el manto de la Tierra, movimiento que
causa la salida de magmas hacia la corteza, ya sean intrusivos
(plutones: stocks y batolitos) o extrusivos (volcanes), Araña &
López (1974), Ollier (1988), (ver Fig. 5-1).
Para Macdonald (1972) (Fig. 5-2) “un volcán es tanto la apertura
por donde emerge la roca fundida y el gas venidos del manto a la
superficie, y la montaña construida alrededor por la acumulación
de materiales rocosos”.
Fig. 5-2. CORTE ESQUEMATICO DEL VOLCAN EL RUIZ
Stocks (granitos) (K)
Esquistos (J)
y piroclastos (T-Q)Capas alternas de lava
3. Cámara magmática
2. Chimenea
1. Cráter Arenas
Fig. 5-1. SUBDUCCION Y VOLCANISMO EN COLOMBIA
C. Central
C. Occidental
S. Baudó
Fosa colombiana
Océano Pacifico
Corteza oceánica
Placa de
Subducción
Placa
Magma
Nazca
Surameric
ana
Esta definición, además de morfológica es también dinámica y
conviene agregar el carácter efusivo y/o explosivo de la actividad.
La manifestación del magmatismo en superficie (volcanismo) se
postula, según Ollier (1988) y Araña & López (1974) como el
resultado del movimiento convectivo de los magmas tanto en las
dorsales oceánicas como en las áreas continentales orogénicas
por colisión entre placas.
El volcanismo reciente y actual o de las eras Terciaria y
Cuaternaria está principalmente ubicado en el cinturón de fuego
circunpacífico (Fig. 5-3) del cual hacen parte los Andes
colombianos (Fig. 5-1).
En la figura 5.3, Rittmann (1963) muestra la ubicación de los ejes
volcánicos del planeta y, a pesar de que en esa fecha la tectónica
de placas como modelo explicativo de la dinámica volcánica no se
había desarrollado claramente, hoy se entiende la localización de
los cinturones volcánicos en su correspondencia con las dorsales
oceánicas y frentes de colisión sea entre continentes o por
subducción de placas.
En Colombia, el volcanismo actual se califica como de tipo
continental y asociado al proceso orogénico de los Andes que
resulta de la colisión de la placa Suramericana (continental) con la
placa del Pacífico (oceánica) que subduce a la anterior (Fig. 5-1).
Las estructuras volcánicas que hoy reconocemos se ubican
principalmente a lo largo del eje de la Cordillera Central y Centro-
Occidental. Sin embargo, existen manifestaciones volcánicas en
casi todo el territorio nacional de épocas anteriores a la
Cenozoica.
5.2. VOLCANISMO PRE-CENOZOICO.
En la composición litológica de los terrenos precámbricos que afloran en
Colombia hay presencia abundante de rocas magmáticas (granitoides) y
también se encuentran rocas de origen volcánico. Dichos terrenos
constituyen parte del escudo Guayanés (Etayo et al., 1986; Restrepo &
Toussaint, 1988), también se les encuentra en los terrenos continentales
acrecidos al escudo (Chibcha y Tahamí).
En el Paleozoico continuó la actividad magmática y con algunas
manifestaciones volcánicas tanto en el escudo como en los terrenos
acrecidos.
En el Mesozoico, los eventos magmáticos, y con éstos el volcanismo, se
reactivaron en los terrenos Chibcha y Tahamí, intensificándose al final de
este periodo.
Para el Mesozoico, Mojica et al. (1985), describen el volcanismo de la cuenca
alta del Magdalena, en el borde oriental de la Cordillera Central, en un tiempo
en el que se produjo la sedimentación que dio lugar a parte de la cobertura
de lo que hoy es la Cordillera Oriental, en la que el volcanismo no fue
representativo.
Durante el Cretáceo operó la sedimentación marina al occidente de la
protocordillera Central acompañada de eventos volcánicos principalmente
submarinos. El conjunto (corteza oceánica, vulcanitas, rocas sedimentarias y
algunos plutones) (terreno Calima) se acrecieron a la Cordillera Central
(terreno Tahamí) hacia el Cretáceo Medio (Restrepo & Toussaint, 1988). Así,
el volcanismo se aceleró al final del Cretáceo y luego se fue trasladando
hacia el occidente.
Fig
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Las formas originales de tal volcanismo ya no tienen expresión morfológica
en el presente por los procesos de erosión posterior.
5.3. EL VOLCANISMO CENOZOICO.
El volcanismo con sus formas y formaciones como lo conocemos hoy y
ubicado en el eje de la Cordillera Central-Centro-Occidental es un hecho
eminentemente del Terciario que comenzó en el Mioceno (Van Houten, 1976;
Barrero et al., 1969).
En el Terciario inferior se originó el complejo volcano-sedimentario de la
cuarta cordillera (Serranía del Baudó) acrecida al borde occidental de la
Cordillera Occidental en el Mioceno (Restrepo & Toussaint, 1988). El
volcanismo fue de tipo basáltico submarino y la expresión morfológica no se
evidencia actualmente.
Durante el Mio-Plioceno ocurrieron eventos volcánicos en la fosa del Cauca
(Restrepo et al., 1981). De estos volcanes, sector Cauca-Antioquia, aún se
conservan las estructuras residuales centrales (cuellos volcánicos).
Los materiales volcánicos pre-cenozoicos y del Cenozoico inferior fueron en
parte tomados por los agentes de la dinámica externa y transportados hacia
las depresiones donde hacen parte de las formaciones volcano-
sedimentarias de las depresiones del Magdalena, Cauca-Patía, Atrato-San
Juan.
El comienzo del volcanismo (Mioceno) en el eje de la Cordillera Central
depositó materiales volcano-detríticos sobre las grandes superficies de
aplanamiento a lado y lado de la cordillera elaboradas en el Eoceno-
Oligoceno (Flórez, 1986c) (Fig. 4-3 ). Sin embargo, la cobertura axial de
lavas, flujos laháricos, flujos piroclásticos y cobertura piroclástica
corresponden a efusiones y a explosiones durante el Plio-Cuaternario, que
continúa en nuestros días.
5.4. LA GEOMORFOLOGIA VOLCANICA.
Se incluyen aquí las formas y formaciones de la Cordillera Central y Centro-
Occidental relacionadas con el volcanismo del Terciario superior y
Cuaternario. Esta delimitación se debe a que estos eventos volcánicos son
los más representativos, evidentes y los que más han influido en la
conformación de los relieves y modelados actuales.
Los modelados más antiguos no se tuvieron en cuenta puesto que las formas
originales fueron destruidas, los vestigios sólo se deducen litológicamente
como parte de los macizos y cordilleras y los materiales detríticos hacen
parte de las formaciones sedimentarias.
5.4.1. LAS ESTRUCTURAS VOLCANICAS.
Las estructuras volcánicas conocidas bajo el nombre genérico de volcanes
son más abundantes en Colombia de lo que corrientemente se piensa (ver
inventario). En tal sentido, el trabajo pionero de Ramírez (1968) definió cinco
grupos de volcanes para un total de aproximadamente 30. Sin embargo,
trabajos posteriores describen muchos más.
Los volcanes de mayor tamaño son del tipo estrato-volcán (Fig. 5-2 y 5-6) y
están formados por la acumulación de capas de composición variada (lavas,
piroclastos, flujos detríticos, ... ). Estos volcanes son los más conocidos por
su tamaño, forma cónica típica y porque constituyen los elementos más
AEROPUERTO LA NUBIA MANIZALES
Fig. 5-4. VOLCANES SIMPLES EN EL SUROESTE DEL HUILA
Fig. 5-5. VOLCAN (SIMPLE) "TESORITO" EN LA CABECERA DEL
(Kronenberg, et al, 1981).
sobresalientes del relieve volcánico. Algunos ejemplos son el Chiles,
Galeras, Puracé, Quindío, Ruiz, Romeral.
Los estrato-volcanes (Fig. 5-2) atestiguan una diferenciación de las formas
de actividad en el tiempo, que pueden manifestarse como efusivos (flujos de
lava) o explosivos (proyecciones aéreas de materiales piroclásticos como
ceniza, piedra pómez, arena y ceniza).
Como se muestra en la figura 5-6, las formas son variadas: van desde los
volcanes con un gran cráter (Ruiz, Puracé), a los que han sido sellados por
domos (Azufral, Machín) y hasta los que presentan estructuras escalonadas
con cráteres encajonados (Volcán Cerro Bravo, Azufral); otros como el
Calambas (cadena de los Coconucos) presentan cráteres interiores bajos y
otros como el Hacienda Paletará son difíciles de reconocerlos en campo por
su escasa altura. En el caso del volcán Hacienda Paletará, la estructura se
ubica en el altiplano de Paletará, su cráter fue ocupado por un lago que
posteriormente se sedimentó y hoy, en su interior, hay una hacienda con
tierras de cultivo.
Los volcanes simples, menos conocidos en nuestro medio, están
compuestos por la apertura o cráter de la cual sale uno o varios flujos de lava
cortos. No presentan estratificación derivada de diferentes tipos de actividad.
Kroonenberg et al. (1981) citan unos 15 al suroeste del Departamento del
Huila (Fig. 5-4) y Flórez (1986) otros en los flancos medios de la cordillera
Central a la latitud del Ruiz, volcanes el Gualí (al oriente) y Tesorito (al
occidente) (Fig. 5-5). Estos últimos corresponden con una actividad freato-
magmática ocurrida, al parecer, en el Cuaternario medio.
En los ejes volcánicos es común encontrar extrusiones de forma aguda
compuestos por lava de alta viscosidad que no generaron flujos; son las
Fig. 5-6. ALGUNOS RELIEVES VOLCANICOS
a. Ruiz o Puracé b. Machín o Azufral
c. Cerro Bravo
d. Azufral
e. Calambas (Coconucos) f. Paletará (en Paletará)
EMISION DE IGNIMBRITAS. (Tomado de Torres et al. 1999).Fig. 5-7. CALDERA DE PALETARA CADENA DE LOS COCONUCOS Y
agujas con forma puntiaguda que emergen para formar relieves
sobresalientes que no superan los 50 m según las observadas por el autor en
la cadena de los Coconucos y en el complejo Ruiz-Tolima.
Como las agujas, los domos y domos-colada (Fig. 5-6-b) son extrusiones de
alta viscosidad que no pueden fluir o su flujo es muy corto, lo que podría
llamarse un volcán abortado. Estas estructuras con forma de cúpula (domo)
son especialmente representativas en el complejo Ruiz-Tolima, pero también
se les encuentra sellando los cráteres de volcanes como el Machín (Tolima) y
el Azufral (Nariño).
Las calderas (sensu Macdonald, 1972) son cráteres de varios kilómetros de
diámetro resultado de una gran explosión sin acumulación en los bordes o
producto del hundimiento (colapso) de una estructura mayor siguiendo un
sistema de fallas circulares concéntricas. En este sentido, sólo parecen
corresponder a este concepto la reportada por Kroonenberg et al. (1981) y
llamada El Letrero (ocupada por la laguna los Andes), ubicada al sur de la
laguna de la Magdalena. También, Torres et al. (1999) plantean que la
cadena volcánica de los Coconucos estaría al interior de una gran caldera de
colapso con volcanismo resurgente (Fig. 5-7), que además incluye el
altiplano de Paletará. Otra estructura en caldera podría ser el volcán Azufral,
en la que los bordes exteriores de la laguna Cumbal serían los bordes del
cráter exterior y luego con un volcán resurgente en su centro (el actual
Azufral).
Con excepción de algunos volcanes simples y del volcán el Machín, las
demás estructuras antes referidas están ubicadas, en general, arriba de los
3000 m y fueron modeladas por los glaciares siguiendo un drenaje radial;
algunos domos y flujos de lava emergieron superponiéndose al modelado
glaciar, por lo tanto con una edad holocénica.
5.4.2. EMISION DE FLUJOS.
La actividad volcánica en Colombia ha sido muy variada y por lo tanto lo son
también sus productos y formas resultantes.
Los flujos de roca fundida emitidos por los volcanes caracterizan el relieve
hasta distancias no mayores de 30 km a lado y lado del eje volcánico. Las
coladas de lava una vez emitidas, fluyen bajo control gravitatorio (Fig. 5-8-a),
por lo que se ubican sobre superficies más o menos planas o depresiones
preexistentes. Estos flujos no sobrepasan un ancho de 1000 m y sus bordes
constituyen cornisas. La superposición de lavas de longitudes diferentes
genera formas esacalonadas (Fig. 5-8-c).
La rugosidad de las lavas es extrema en los tipos lava-block (volcán Santa
Isabel-Laguna del Otún), aa y cordadas (volcán Chiles y cadena de los
Coconucos).
Las coladas de lava al fluir por los valles preexistentes represan las
corrientes afluentes y generan lagunas de las que se citan como ejemplo las
del Otún y la Leona, junto al volcán Santa Isabel. Además, las lavas
controlan el drenaje influyendo en la organización de un patrón paralelo. Otra
particularidad de las lavas es la de controlar modelados de disección
diferencial por ser rocas más resistentes que aquellas entre las que se
depositan (Fig. 5-8-b).
Al parecer, el volcanismo en el Mioceno empezó con la emisión de flujos
volcano-clásticos. Al respecto, al lado y lado de la Cordillera Central, en
relación con el complejo Ruiz-Tolima se encuentran depósitos detríticos
(alterados) que cubrieron las superficies de aplanamiento antes de la fase
Fig. 5-8. EJEMPLOS DE MODELADOS EN LAVAS
a. Flujo de lava en depresión (plano y perfil).
b. Flujo de lava y disección lateral.
c. Lavas escalonadas concon modelado glaciar.
Morrenas
Valle glaciar
Cráter
Frente de lava
Eu-Andina de la orogenia y hoy se encuentran en posición residual en las
divisorias de las cuencas hidrográficas (Fig. 4-6 y 4-7 ). Para este caso,
Flórez (1986) sugirió el nombre de formación Manizales.
La posición alta (residual) de los depósitos antes anotados se explica porque
con la orogenia Andina la cordillera se levantó y con ella la cobertura
detrítica. Posteriormente, la disección efectuada por la red de drenaje evacuó
parte de los materiales y los residuos se encuentran hoy en las divisorias de
lo que fueron las penillanuras de la cordillera. Depósitos similares se
encuentran también bajo las lavas más recientes de los volcanes de la
Cordillera Centro-Occidental.
A ambos lados de la Cordillera Central (Cauca y Huila) y en relación con el
eje volcánico del Macizo Colombiano se identifican depósitos volcano-
clásticos bajo las lavas más recientes que estructuran la parte central de los
volcanes.
Como parte de los flujos asociados con un carácter más explosivo de la
actividad volcánica se encuentran depósitos de ignimbritas, de nubes
ardientes y basales. Genéricamente son flujos detríticos, con mucho material
fino, expulsados en caliente, con alto contenido de gases y que se movilizan
a alta velocidad a ras del suelo. Su consolidación posterior puede generar
rocas, pero en general son formaciones superficiales no consolidadas.
En el suroeste del Huila, Kroonenberg et al. (1981) describen una altillanura
ignimbrítica escalonada y profundamente disectada (cañones hasta de 400
m) en las cuencas de los ríos Loro, Bordones y la Plata (afluentes
occidentales del Magdalena). Los autores citados proponen como fuentes de
emisión la caldera de Letreros o la cadena de los Coconucos. Al respecto,
Torres et al. (1999) proponen la caldera de Paletará (Fig, 5-7) como la
posible fuente de las ignimbritas, antes del volcanismo emergente que forma
la cadena volcánica de los Coconucos.
Los flujos basales compuestos por ceniza, arena y lapilli son comunes en la
Cordillera Central. Flujos de este tipo fueron emitidos por el volcán Machín
(Tolima) al parecer entre el Holoceno medio y reciente. El flujo fue controlado
topográficamente por el río Toche, luego de represar la confluencia con el río
Bermellón una parte subió y rellenó el cañón hasta una poco más arriba de
Cajamarca. Hacia abajo, siguió por el cañón del río Bermellón y cubrió los
conos de Ibagué y el Espinal. Su pobre consolidación permitió la disección
rápida del relleno del cañón y hoy sólo se encuentran residuos colgantes en
las laderas en posición de terraza. Flujos similares y con edad también
similar salieron del volcán Azufral (Nariño) y cubrieron parte del altiplano de
Túquerres y las laderas occidentales hacia el Pacífico.
Otros depósitos clásticos son los resultantes de los flujos pumíticos. Su
composición dominante son clastos de densidad baja, especialmente piedra
pómez. Varios ejemplos se han reconocido procedentes del volcán Doña
Juana (Nariño) (Fig. 5-9) y en los volcanes Cerro Bravo y Tolima (Herd, 1982;
Flórez, 1986) (Fig. 5-10). La disección hídrica trabaja muy fácilmente en
estos depósitos de baja consolidación y densidad produciendo disección
profunda y transporte de materiales (Fig. 5-9).
Los flujos más catastróficos de la actividad volcánica son los lahares. Un
lahar es un flujo de material volcano-clástico con alto contenido de agua en
su formación, ya sea por el vaciamiento de lagunas alojadas en cráteres, por
lluvia abundante en el momento de la explosión o por fusión de un glaciar.
Como depósitos, están compuestos por material blocoso anguloso a veces
bien consolidados, los bloques pueden alcanzar diámetros de 2 ó más
metros. Los lahares son un fenómeno muy representativo de la dinámica
Fig. 5-10. FLUJOS PUMITICOS VOLCAN CERRO BRAVO.
Fig. 5-11. LAHARES, VOLCAN NEVADO DEL TOLIMA. (Tomado de Herd, 1982).
(Tomado de Herd, 1982).
volcánica en Colombia. Dada la ubicación de las estructuras volcánicas en
alturas superiores a 3000 m y la coexistencia con los glaciares del
Pleistoceno, la generación de lahares fue un evento frecuente.
Los depósitos de lahares se encuentran hoy a lo largo de los ríos que
proceden de los volcanes (Fig. 5-11) y también hacen parte de los conos de
deyección en los piedemontes (Chinchiná, Ibagué, Mariquita, Armero,
Armenia, Pereira, solo para citar algunos ejemplos). Los varios desastres
ocurridos históricamente sobre Armero, incluido el de 1985, fueron causados
por lahares. Actualmente, la posibilidad de ocurrencia de lahares está
básicamente asociada a posibles explosiones en los volcanes-nevados del
Ruiz, Santa Isabel, Tolima y Huila (ver amenazas).
5.4.3. DEPOSITOS DE PIROCLASTOS (TEFRAS).
Bajo el término de piroclastos o tefras muchos autores incluyen los
materiales eyectados por los volcanes a la atmósfera, generalmente calientes
y con tamaños que varían desde la ceniza, pasando por la arena al lapilli
(piedra pómez de tamaño gravilla) y materiales más gruesos que se
denominan bombas como clastos de lava, piedra pómez y vidrio (obsidiana).
Estos materiales una vez proyectados a la atmósfera son tomados por el
viento (especialmente la ceniza y la arena fina) y transportados a distancias
considerables hasta cientos de kilómetros.
La distribución de los piroclastos varía con la distancia a la fuente de emisión,
con la granulometría, con la dirección del viento y también con la pendiente
del sitio de depósito. Una mirada general muestra que el territorio colombiano
ha sido afectado en toda su extensión por lluvia de piroclastos, aún en el
extremo norte de la Cordillera Oriental y los llanuras orientales. En las
depresiones laterales e interandinas los piroclastos abundan en las
formaciones sedimentarias Plio-Cuaternarias.
En los Andes colombianos, los vientos dominantes son los Alisios. Así, los
depósitos en la Cordillera Oriental (procedentes de la Cordillera Central) son
solo pequeñas capas de ceniza que no superan los 20 cm y en general los
suelos especialmente los de las partes medias y altas de la cordillera
muestran influencia de cenizas (Fig. 5-12a-b-c).
Por la dirección occidental y sur occidental de los vientos, en la Cordillera
Occidental se han recibido abundantes cenizas que forman capas de hasta
más de 2 m (Fig. 5-12d-e-f). Esto muestra que durante el Plio-Cuaternario,
los vientos dominantes han sido los Alisios.
Desde luego, los mayores espesores y variedad granulométrica de
piroclastos se encuentran en la misma Cordillera Central por la cercanía a las
fuentes de emisión, aunque también los espesores son superiores en el
flanco occidental. Especialmente en la parte alta de Cordillera Central
abundan las capas alternas de ceniza, arena, lapilli, a veces mezcladas con
clastos más gruesos (bombas). Cada explosión con buen aporte de
piroclastos forma una capa que sepulta la anterior o el suelo que se haya
formado en el intervalo (suelos enterrados) (Fig. 5-13). En estos casos, un
suelo indica un lapso de tiempo con quietud volcánica que permitió su
formación y desarrollo de vegetación.
Las áreas de los ejes cordilleranos superiores a 3000 m fueron cubiertas por
glaciares, con su movimiento y la deglaciación los piroclastos fueron
transportados. Por lo tanto los piroclastos que hoy encontramos en esas
altitudes son los depositados en el Holoceno (después de la glaciación) (Fig.
5-12a-b-e-f y 5-13b-c-). En áreas cercanas a los volcanes pero no afectadas
Fig. 5-12. DEPOSITOS DE CENIZA EN ALGUNOS SITIOS DE LAS
CORDILLERAS ORIENTAL Y OCCIDENTAL.
por la glaciación los espesores son superiores y se registran erupciones más
antiguas (Fig. 5-13-a).
En la cercanía de los volcanes también es común encontrar carbón vegetal
enterrado, producto de los incendios forestales causados por las explosiones
(Fig. 5-13c).
Una vez ocurrida la lluvia de piroclastos y depositados en las laderas, los
procesos de escurrimiento hídrico transportan todo o parte del depósito. Es
por esto que en las laderas bajas de pendiente fuerte de los cañones no se
encuentran piroclastos (o muy pocos) pues han sido removidos. Estos
procesos de erosión de los piroclastos y de otros materiales se aceleran por
la influencia de climas locales de tendencia seca con poca cobertura vegetal
(caso de los bordes bajos de las cordilleras hacia el valle del Magdalena).
Durante la explosión del volcán el Ruiz, en noviembre de 1985, se
depositaron piroclastos del tamaño de arenas en el flanco bajo oriental de la
cordillera y las cenizas alcanzaron a depositarse en diferentes sitios de la
Cordillera Oriental (Boyacá-Santanderes) y los Llanos Orientales. También
hacia el occidente (Valle del Cauca y Cordillera Occidental).
Los depósitos de piroclastos tienen consecuencias sobre el modelado y los
suelos que pueden resumirse así:
- Suavizan la topografía pues sepultan las formas preexistentes.
- Los productos derivados de la ceniza se combinan con la materia
orgánica del suelo lo que genera suelos más resistentes a la erosión.
- Especialmente las arcillas derivadas de la ceniza tienen una alta
capacidad de retención del agua.
CORDILLERA CENTRAL..Fig. 5-13. DEPOSITOS PIROCLASTICOS EN ALGUNOS SITIOS DE LA
- Mayor disponibilidad de nutrientes para la vegetación natural o los
cultivos.
- En el tiempo inmediato al depósito, los piroclastos pueden causar
toxicidad y aumentar la acidez de suelos y aguas.
- En pendientes fuertes, la sobrecarga del depósito puede facilitar la
ocurrencia de movimientos en masa.
Estas características, como se puede deducir, influyen tanto positiva como
negativamente en los ecosistemas con las consecuentes influencias sociales.
5.5. LAS AMENAZAS VOLCANICAS.
Las catástrofes generadas por la actividad volcánica (como muchas otras)
son destructoras de un sistema establecido o, dicho de otra manera, generan
su desorden; pero, también constituyen un hecho creador de nuevas formas
de organización.
Frente a las tragedias de origen volcánico no podemos olvidar los aspectos
positivos relacionados con la energía geotérmica, el valor paisajístico o la
riqueza de los suelos. Pero la amenaza natural también nos hace caer en
cuenta de los errores de manejo de las actividades humanas en relación con
la dinámica natural (permanencia, ubicación, utilización ... ) y que, en cuanto
a los volcanes, se trata de eventos que por su naturaleza y su impacto, su
manejo es poco posible por la tecnología.
A partir del desarrollo morfoestructural presentado en capítulos anteriores, es
claro que el volcanismo es uno de los grandes procesos de la Tierra que han
operado en el territorio colombiano desde épocas muy distantes y pensamos
en las amenazas volcánicas porque actualmente ocupamos unos espacios
en los que se superponen algunas formas de actividad volcánica.
Las amenazas volcánicas dependen del tipo de actividad, de su intensidad y
por lo tanto de los productos emitidos y su velocidad, también dependen de
las condiciones atmosféricas (tiempo) y de la pendiente. En general, y de
acuerdo con Coch (1995), las principales amenazas se clasifican en relación
con los flujos de lava, eyección de piroclastos, lahares y flujos piroclásticos.
5.5.1. LOS FLUJOS DE LAVA.
Los flujos de lava rara vez constituyen una amenaza seria para la vida
humana, pues estas efusiones son de una velocidad muy baja y se tiene el
tiempo suficiente para escapar. Sin embargo, el impacto ambiental es muy
fuerte por la incineración de ecosistemas. Otra característica de estos flujos
de roca fundida es que son cortos, además por control gravitatorio se
canalizan en valles y por lo tanto son confinados.
Los flujos de lava emitidos en el Holoceno reciente se conocen en la cadena
volcánica de los Coconucos (Cauca) y en el complejo Ruiz-Tolima. Los
últimos flujos del volcán Santa Isabel fueron emitidos hace 5800 años (Khury,
1988) y represaron el valle glaciar donde se formó la Laguna del Otún. Otros
flujos y en otros volcanes pudieron haber ocurrido en tiempos más recientes.
Históricamente, flujos de lava se conocen en el volcán Galeras (Murcia,
1987) y existe la posibilidad de que otros ocurran.
5.5.2. LOS LAHARES.
Un lahar es un flujo de lodo y rocas con alto contenido de agua. El agua
puede proceder de la fusión de glaciares, del vaciamiento de lagunas, el
Fig
. 5-1
4. L
AH
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DE
198
5. (
Fló
rez,
198
6).
agua subterránea en el volcán que la vaporiza o por lluvias fuertes que
pueden acompañar la explosión.
Los estrato-volcanes son generadores efectivos de lahares por sus
erupciones explosivas, vaporosas y por la pendiente fuerte (Coch, 1995). Al
respecto, los volcanes activos de Colombia son de este tipo. Cuando los
volcanes están cubiertos por glaciares, la explosión o efusión puede fundirlos
y generar lahares que afectan no solo los cañones de los ríos sino también
los conos de los piedemontes en los cuales generalmente se desbordan (Ej.
Armero, Chinchiná)
A lo largo de los cañones que descienden de los volcanes de la Cordillera
Central y Centro-Occidental es común encontrar depósitos detríticos
correspondientes a flujos laháricos y también como parte de los conos en los
piedemontes. Ya en el tiempo histórico se reportan lahares procedentes del
volcán El Ruiz en 1595, 1831, 1833, 1845 y el de 1985 (Flórez & La Rotta,
1986) y otros procedentes del volcán Tolima, no muy bien documentados. En
cuanto al Ruiz, el más reciente fue el causante de la tragedia de Armero-
Chinchiná en Noviembre del 1985. Estos lahares fueron debidos a la fusión
parcial del casquete glaciar (un 10 % aprox.) por explosiones repetidas y que
fluyó a lo largo de los ríos Gualí-Azufrado (Magdalena) y río Claro-Chinchiná
(Cauca) (Fig. 5-14).
En el presente, las amenazas más evidentes de producción de lahares se
relacionan con:
- Explosiones o efusiones en los volcanes Ruiz, Tolima, Santa Isabel y
Huila que pueden fundir parte del hielo existente y generar flujos
catastróficos (Fig. 5-15).
NEVADO DEL HUILA. (Cepeda et al, 1986).Fig. 5-15. MAPA PRELIMINAR DE RIESGO VOLCANICO DEL VOLCAN
Toez
Páez Belalcazar
Tálaga
Riesgo por flujos de lava
Riesgo por flujo de lodo
Nevado del
Huila
- Explosiones en los volcanes que incluyen lagunas en su cráter central o
lateral, como el volcán del Buey con la laguna del mismo nombre en su
cráter o los volcanes Azufral y Cumbal.
Sin embargo, no se puede descartar la producción de lahares por
explosiones freato-magmáticas en otros volcanes o explosiones coincidentes
con fuertes lluvias.
5.5.3. LOS FLUJOS PIROCLÁSTICOS.
En las fases explosivas de los volcanes se pueden generar flujos
piroclásticos compuestos de clastos semifundidos y gases calientes entre los
que se encuentran las nubes ardientes y los flujos pumíticos. Se relacionan
con explosiones violentas y los flujos son de alta velocidad (Ej. 150 km/h).
Varios registros existen en depósitos de este tipo relacionados con
explosiones de los volcanes Azufral, Machín y Cerro Bravo. Las
comunidades indígenas pudieron conocerlos en el altiplano de Túquerres
(volcán Azufral) y quizás en el valle del río Bermellón-Combeima procedentes
del Machín (Tolima).
En cuanto a los volcanes Machín y Azufral la amenaza por flujos piroclásticos
es alta porque son volcanes activos y sellados por domos centrales, lo que
produce generalmente explosiones laterales a alta presión.
5.5.4. EYECCION AEREA DE PIROCLASTOS.
La mayoría de los piroclastos de proyección aérea están compuestos por
partículas finas como gravillas, arenas y cenizas y las erupciones que las
producen son peligrosas. Afectan la vegetación, la fauna y pueden ser
tóxicas y hasta afectar las aeronaves.
Este tipo de actividad con emisión de piroclastos parece ser la más frecuente
en Colombia en todos los tiempos de la actividad volcánica. Las grandes
coberturas de ceniza especialmente en las cordilleras Central y Occidental,
valle del río Cauca y los depósitos tobáceos en las depresiones interandinas
atestiguan este fenómeno (Fig. 5-12 y 5-13).
Dependiendo de la cantidad de piroclastos, se puede presentar hasta el
enterramiento de suelos y vegetación e incluso incendios forestales. En el
caso del volcán Doña Juana se reportan cerca de 60 muertos por lluvia de
piedras incandescentes (bombas) en la explosión del 13 de Noviembre de
1899 (Narváez, 1998). Históricamente se reportan muchas más explosiones
con emisión de piroclastos en los volcanes Ruiz, Tolima, Galeras, Puracé,
Cumbal y otros.
5.6. EL VOLCANISMO COMO RECURSO.
La actividad volcánica se mira generalmente como una amenaza frente a las
actividades humanas y su infraestructura. Esta percepción, aunque
verdadera en la práctica, oculta los efectos positivos del volcanismo.
Varios son los productos y las formas de actividad que representan
potencialidades ambientales para los grupos sociales.
Los volcanes activos en Colombia se pueden considerar como abundantes;
su actividad implica una energía (geotérmica) ubicada a poca profundidad
(cámaras magmáticas) que, por ahora, constituyen un recurso potencial pues
no se utiliza como en otras áreas volcánicas (Italia, Islandia, Hawai, ... ).
La actividad volcánica se manifiesta también por la presencia de fuentes de
aguas termales, las cuales significan un potencial turístico y medicinal. Pocas
instalaciones son conocidas en el país además de las existentes en Santa
Rosa de Cabal (Caldas) y en el Parque Nacional Natural Puracé (Cauca).
Gran parte de los suelos de la Cordillera Central y de la Occidental
(especialmente en su flanco oriental) han evolucionado a partir de la ceniza
volcánica lo que les confiere un alto potencial en nutrientes. Parte del
potencial cafetero de la Cordillera Central se explica por la presencia de
Andisoles (suelos desarrollados a partir de cenizas volcánicas). En la
Cordillera Oriental, la ceniza ha tenido una menor incidencia en los suelos
(ver Fig. 5-12abc), sin embargo ha hecho parte de su evolución. Además de
los nutrientes, las cenizas, en los suelos, facilitan una buena retención de
agua.
Otros usos de los materiales volcánicos se relacionan con la construcción y
hasta en la estatuaria de la extinta cultura de San Agustín (Huila). Sin
embargo, no es muy conocido el uso de la piedra pómez para la construcción
de muros de viviendas, material que tiene propiedades térmicas y de aislante
sonoro.
En fuentes volcánicas, la explotación industrial de azufre ha funcionado en
las minas del volcán Puracé, actualmente cerrada. Una explotación artesanal
se encuentra en el volcán Cumbal, azufre que se vende a fábricas de
derivados sulfurosos en Cali.
Como parte de la oferta ambiental de los volcanes, vale la pena valorar la
belleza paisajística, ya que los volcanes y sus manifestaciones constituyen
un poderoso atractivo turístico. En Colombia, el turismo de montaña en
general y el dirigido hacia áreas volcánicas en particular son muy incipientes,
hecho relacionado quizás con unas formas de percepción de peligro, frío y
también por la falta de infraestructura adecuada.
De lo anterior se deduce un alto potencial ambiental relacionado con el
volcanismo que en un futuro podría representar otras fuentes tanto
energéticas como también otras actividades socio-económicas.
5.7. LOS VOLCANES DE COLOMBIA.
El inventario que aquí se presenta está organizado por grupos de volcanes y
se clasifican según algunas características como forma y actividad. Al
respecto, se consideran como volcanes activos los que han tenido alguna
forma de actividad en el Holoceno. También se incluyen como volcanes las
estructuras que ya han sido erosionadas pero en las que se reconocen
elementos residuales como los cuellos o lavas disectadas.
La información básica se tomó en parte de la bibliografía y con base en
trabajos del propio autor. Al respecto, el autor hizo reconocimiento de campo
o por lo menos fotointerpretación en la mayoría de los casos, con excepción
de los volcanes que aparecen en cuadro 5-1, además del volcán San Diego,
en el cuadro 5-2 y los volcanes reportados en el cuadro 5-6; casos en los que
se asumen los datos a partir de la bibliografía citada.
Como inventario organizado, la fuente bibliográfica básica tomada fue
Ceballos et al. (1994) y otros como Ramírez (1968, 1975), Kroonenberg et al.
(1981), Murcia (1987), Cepeda et al. (1987), Monsalve & Pulgarín (1999),
además de trabajos del autor (Flórez, 1983, 1986, 1997).
5.7.1. GRUPO DE LA DEPRESION DEL RIO CAUCA.
De norte a sur, el primer grupo de volcanes a que se hace referencia aparece
en la depresión del río Cauca entre los departamentos de Antioquia y Caldas.
Según Restrepo et al. (1981), allí se presentó un evento magmático Mio-
Plioceno representado por piroclastos, flujos de lava e intrusión de plutones.
Por la acción de los procesos erosivos posteriores hoy sólo se identifican
varias estructuras residuales, algunas de las cuales pueden ser cuellos
volcánicos.
De estos, Ramírez (1975) cita los que aparecen en el siguiente cuadro. No
hay precisión al respecto, por lo que algunos de tales cerros pueden ser
cuellos volcánicos y otros serían stocks denudados y puede haber otros más.
Con respecto al Cerro Bravo, Ramírez (1975) se refiere al cerro residual
ubicado en Filadelfia (Caldas) junto al río Cauca y no al volcán Cerro Bravo
en Herveo (Tolima) en el eje de la Cordillera Central.
No NOMBRE ALTITUD
(m) COORDENADAS OBSERVACIONES
01 Cerro Tusa 1600 75°45’ - 5°56’ Cuello (residual) 02 Farallones de
Valparaiso 1950 75°42’ - 5°36’ Grupo de cuellos
(residuales) 03 Alto Mellizo 2600 75°46’ - 5°37’ Cuello (residual) 04 Cerro Bravo 1225 75°40’ – 5°16’ Cuello (residual) Cuadro 5-1. Volcanes del grupo 1: La depresión del Cauca. 5.7.2. GRUPO DEL COMPLEJO RUIZ-TOLIMA.
Bajo este nombre algunos autores han designado los volcanes de la parte
central de la Cordillera Central en los departamentos de Caldas, Tolima,
Quindío y Risaralda y de los que se conocen principalmente los ubicados en
(Tomado de Flórez, 1986).Fig. 5-16. EJE VOLCANICO AL NORTE DEL RUIZ, CORDILLERA CENTRAL.
el eje de la cordillera (Ruiz, Cisne, Santa Isabel, Quindío, Tolima, Guadalupe
y El Contento), sin embargo existen otras estructuras identificadas
principalmente por Flórez (1986) (Fig. 5- 16), algunas ubicadas en las laderas
de la cordillera.
No NOMBRE ALTITUD
(m) COORDENADAS OBSERVACIONES
05 San Diego 1150 75°00’ – 5°45’ Cráter con piroclastos 06 Guadalupe-La Paila 2200 75°08’ – 5°17’ E-V, disección leve 07 Romeral 3750 75°22’ – 5°14’ E-V, erodado 08 El Retiro 3870 75°21’ – 5°12’ E-V, Cuello 09 La Ermita 3780 75°20’ – 5°12’ E-V, Cuello 10 El Contento 3650 75°17’ – 5°11’ E-V, Cuello 11 Santa Cecilia 3680 75°20’ – 5°10’ E-V, Cuello 12 La Cumbre 3600 75°20’ – 5°08’ Domo 13 La Plazuela 3710 75°23’ – 5°07’ E-V, Cuello 14 Cerro Bravo 4050 75°18’ – 5°05’ E-V, activo, cráter doble 15 El Colmillo 3775 75°23’ – 5°04’ Cuello 16 Alto el Siervo 3800 75°18’ – 5°02’ Cono y flujo de lava 17 Peñas Blancas 3820 75°21’ – 5°03’ Cuello 18 El Gualí 2600 75°15’ – 5°00’ Cono y flujo de lava 19 Alto El Plato 3800 75°18’ – 5°00’ Domo 20 Alto La Laguna 3900 75°20’ – 5°00’ Domo-colada 21 Alto Santana 3950 75°21’ – 5°00’ Domo-colada 22 Alto La Pirámide 3500 75°17’ – 5°01’ Domo 23 La Tribuna 4080 75°21’ – 4°53’ E-V. cuello 24 Cerro Tesorito 2300 75°27’ – 5°02’ Cono y flujo de lava 25 La Olleta 4800 75°21’ – 4°54’ Domo de explosión 26 El Ruiz 5230 75°22’ – 4°53’ E-V, activo con glaciar 28 El Cisne 4750 75°23’ – 4°49’ E-V, erodado 29 Santa Rosa 4800 75°29’ – 4°49’ E-V con agujas, erodado 30 Santa Isabel 5100 75°22’ – 4°48’ E-V, activo con glaciar 31 El Bosque 3650 75°27’ – 4°45’ Cráter de explosión 32 El Quindío 4800 75°25’ – 4°40’ E-V, erodado 33 Cerro España 4550 75°23’ – 4°45’ E-V, activo 34 El Machín 2650 75°22’ – 4°29’ E-V, activo, con domo 35 Tolima 5215 75°22’ – 4°39’ E-V, activo con glaciar Cuadro 5-2. Volcanes del grupo 2: Complejo Ruiz-Tolima.
En este complejo abundan los volcanes con formas diferentes desde agujas,
cráteres, domos, domos-colada, cuellos y casi todos afectados por erosión
glaciar. De este grupo se identifican como activos los volcanes, Cerro Bravo
(Herveo), Ruiz, Santa Isabel, Tolima y Machín.
Ramírez (1968) y Van Houten (1976) citan un volcán llamado Páramo de
Herveo a una altura de 5590 m. Dicho volcán no existe y tampoco existen
esas alturas que implicarían la presencia de un glaciar. Se trata de una
confusión literaria que hace relación al mismo volcán El Ruiz.
5.7.3. EL VOLCAN NEVADO DEL HUILA.
Al sur del volcán Nevado del Tolima el eje de la cordillera no es volcánico y
está compuesto por rocas metamórficas. La composición volcánica
reaparece en el volcán nevado del Huila que aunque es la estructura más
alta en el sector no se ubica exactamente en el eje de la cordillera sino que
está sobre el flanco oriental (Fig. 5-15). No forma un grupo.
No NOMBRE ALTITUD
(m) COORDENADAS OBSERVACIONES
36 Huila 5655 76°02’ – 2°56’ E-V, activo con glaciar Cuadro 5-3. El volcán nevado del Huila. 5.7.4. GRUPO SILVIA-GABRIEL LOPEZ (CAUCA).
Al sur del volcán nevado del Huila se interrumpe nuevamente el carácter
volcánico del eje de la cordillera para aparecer nuevamente en el sector
Silvia-Gabriel López (Cauca) con varias estructuras volcánicas (Fig. 5-17).
Fig. 5-17. VOLCANES INACTIVOS DEL GRUPO SILVIA-TOTORO.
Los seis volcanes del grupo son estrato-volcanes (E-V), se presentan
bastante degradados por erosión glaciar y al interior de algunos cráteres
emergen domos. Estos volcanes se consideran inactivos.
No NOMBRE ALTITUD
(m) COORDENADAS OBSERVACIONES
37 Cerros Peñas Blancas
3650 76°16’ – 2°41’ E-V, degradado
38 La Campana 3670 76°16’ – 2°37’ E-V, degradado 39 La Marquesa 3650 76°16’ – 2°34’ Cráter con domo 40 Farallones el
Kiosco 3750 76°13’ – 2°34’ E-V, degradado
41 Cerro Pusna 3570 76°17’ – 2°32’ Cráter con domo 42 Cerro Chiquillo 3650 76°22’ – 2°24’ E-V, degradado Cuadro 5-4. Volcanes del grupo 4: Silvia-Gabriel López (Cauca). 5.7.5. GRUPO DEL MACIZO COLOMBIANO.
Es el grupo con mayor número de volcanes activos. Los primeros, de norte a
sur, conforman la Cadena Volcánica de los Coconucos, para los cuales se
toman los nombres ya conocidos y otros propuestos por Monsalve & Pulgarín
(1999). Los nombres de los demás volcanes del área ya se conocen, en
general, en la bibliografía.
Uno de los criterios básicos para la diferenciación de volcanes es que la
estructura sea identificable en sí misma y separada (estructuralmente) de
otras. En cuanto al Macizo Colombiano, aparece un subgrupo que es la
Serranía de los Coconucos en la que los volcanes son estructuras muy juntas
pero diferenciables unas de otras. Estas fueron referenciadas con letras por
Flórez (1983) y posteriormente Monsalve & Pulgarín (1999) les adjudicaron
nombres que se adoptan aquí.
En los extremos de la serranía están los estrato-volcanes activos Puracé y
Pan de azúcar (nombres conocidos en la bibliografía) y entre ellos aparecen
los volcanes Curiquinga, Pico Paletará, Amancay, Quintín, Shaka,
Machángara y Pukara. No se tomaron en cuenta el Picollo pues semeja una
coalescencia de piroclastos entre el Puracé y el Pico Paletará, el Calambás
que es un cráter doble del Pico Paletará, el Killa que es una aguja adventicia
del Machángara y el Piki que es una fuente de lavas secundaria del
Amancay.
Al pie occidental de la serranía, en el altiplano de Paletará aparecen dos
volcanes más que son Hacienda Paletará y el Canelo (Flórez, 1983) y en el
extremo oriental El Buey, con cráter ocupado por la Laguna del Buey.
Según Torres et al. (1999), la Serranía de los Coconucos es una cadena
volcánica emergente al interior de una gran caldera que proponen llamar
Paletará.
No NOMBRE ALTITUD
(m) COORDENADAS OBSERVACIONES
43 Puracé 4648 76°26’ – 2°18’ E-V, con cráter activo 44 Curiquinga 4580 76°23’ – 2°17’ E-V, con cráter activo 45 Pico Paletará 4520 76°23’ – 2°18’ E-V, activo con cráter
doble 46 Amancay 4000 76°22’ – 2°18’ E-V, activo con flujos de
lava 47 Quintín 4600 76°23’ – 2°18’ E-V, con cráter activo 48 Shaka 3980 76°22’ – 2°17’ E-V, activo con flujos de
lava 49 Machángara 4430 76°22’ – 2°17’ E-V, con cráter activo 50 Pukara 4450 76°21’ – 2°17’ E-V, activo-agujas 51 Pan de Azúcar 4450 76°22’ – 2°16’ E-V, con cráter activo 52 Hacienda Paletará 3000 76°29’ – 2°14’ Cráter con sedimen-
tación lacustre 53 El Buey (Laguna) 3200 76°27’ – 2°11’ Cráter con laguna 53 El Canelo 3025 76°29’ – 2°12’ Cráter degradado
54 Paletará 3000 a 4648
75°19’–75°28’ 2°10’ – 2°21’
Caldera con volcanes resurgentes
55 Cerro Azafatudo 3400 76°35’ – 2°10’ Domo-colada 56 Cerro El Español 3350 76°27’ – 2°08’ E-V, degradado 57 Mojuás 3450 76°30’ – 2°07’ Cráter con flujo piro-
clástico 58 Sotará 4580 76°35’ – 2°07’ E-V, activo. Cráter con
domo 59 Cerro Gordo 76°34’ – 2°06’ Domo con flujo piro-
clástico 60 Mazamorras 3200 76°28’ – 2°06’ E-V, degradado 61 San Alfredo 3300 76°35’ – 2°02’ Cráter con domo 62 Ovejas 76°35’ – 2°01’ 63 Sucubún 3550 76°36’ – 1°55’ E-V, degradado 64 Cutanga o Letreros 3350 76°37’ – 1°51’ E-V, degradado 65 Chontillal 3520 76°38’ – 1°48 E-V, degradado 66 Papallacta 3000 76°43’ – 1°45’
Domo-colada
Cuadro 5-5. Volcanes del grupo 5: El Macizo Colombiano. 5.7.6. GRUPO LA PLATA-SAN AGUSTIN.
Al oriente del Macizo Colombiano, en la ladera media de la
cordillera se ubica un grupo de pequeños volcanes en el sector
suroccidental del Huila en los municipios de La Argentina, La
Plata, San Agustín y San José de Isnos. Estas estructuras son
principalmente domos de tendencia basáltica (Kroonenberg et al.
(1981) (ver Fig. 5-4). Según los autores citados, los volcanes
podrían ser unos 15, de los cuales Ceballos et al. (1994) citan los
que aparecen en cuadro 5-6.
No NOMBRE ALTITUD
(m) COORDENADAS OBSERVACIONES
67 Merenberg 2500 76°08’ – 2°14’ Volcán pequeño ero-sionado
68 El Pensil 1800-2000 ? Cono andesítico 69 San Roque ? ? 70 El Morro 1800 ? Cono basáltico 71 Alto de los Idolos 72 Subgrupo San
Agustín 1250-2000 Varias Subgrupo de 4 conos de
escorias 73 Subgrupo San José
de Isnos 1250-2000 Varias Subgrupo de 9 conos de
escorias entre ellos el Alto de los Idolos
Cuadro 5-6. Volcanes del grupo 6: La Plata-San Agustín. 5.7.7. GRUPO DEL NUDO DE LOS PASTOS.
Al sur del Macizo Colombiano, luego de una interrupción de la presencia de
volcanes en el eje de la cordillera, aparece un conjunto de estructuras
volcánicas, algunas de ellas activas como el Animas y Doña Juana. Los
demás presentan formas de degradación por erosión glaciar.
En la bibliografía se reporta el volcán Tajumbina, sin embargo, la
fotointerpretación de este cerro no revela una estructura volcánica
discernible, por lo que no se considera como volcán en este inventario.
No NOMBRE ALTITUD
(m) COORDENADAS OBSERVACIONES
72 Cerro Papurco 3150 76°46’ – 1°45’ Complejo de domo-colada y un cuello
73 Petacas 4050 76°52’ – 1°38’ E-V, degradado 74 Las Animas 4242 76°52’ – 1°35’ E-V , cráter activo 75 Doña Juana 4250 76°56’ – 1°30’ E-V, cráter activo Cuadro 5-7. Volcanes del grupo 7: El Nudo de los Pastos.
5.7.8. GRUPO DE LA CORDILLERA CENTRO-OCCIDENTAL.
Al sur de la depresión del Patía que corta la Cordillera Occidental en
dirección este-oeste, la cordillera está construida por estructuras volcánicas
principalmente a semejanza de la Cordillera Central y considerada como una
extensión de ésta, razón por la cual se le conoce como Cordillera Centro-
Occidental.
El volcanismo activo es manifiesto en los volcanes Chiles, Cumbal, Mundo
Nuevo y Azufral. Con respecto al volcán Mundo Nuevo, este se encuentra
adosado al Cumbal, pero se identifica como estructura separada como lo
sugieren Acevedo et al. (1989).
No NOMBRE ALTITUD
(m) COORDENADAS OBSERVACIONES
76 Gualcalá 4000 77°48’ – 1°08’ E-V con cráter erosionado
77 Azufral 4070 77°44’ – 1°05’ E-V activo con domo 78 Colimba 3800 77°47’ – 0°58’ Domo en estructura
degradada 79 Cumbal 77°54’ – 0°57’ E-V, activo, cráter y
solfataras laterales 80 Mundo Nuevo 77°54 – 0°56’ E-V, activo, cráter y
solfataras laterales 81 Los Colorados 2950 77°53’ – 0°53’ E-V. degradado 82 Cerro Negro de
Mayasquer 4470 76°56’ – 0°48’ E-V, degradado
83 Chiles 4748 77°54’ – 0°48’ E-V activo Cuadro 5-8. Volcanes del grupo 8: Cordillera Centro-Occidental.
5.7.9. GRUPO GALERAS, MORASURCO
Hacia el sur de la Cordillera Central y junto a la ciudad de Pasto se ubican
dos estrato-volcanes: El Galeras (volcán activo) y el Morasurco degradado
por erosión glaciar.
El volcán Galeras es uno de los más reconocidos por su actividad histórica y
actual, con cráter, algunos domos emergentes en su centro y emisión de
fumarolas.
No NOMBRE ALTITUD
(m) COORDENADAS OBSERVACIONES
84 Morasurco 3425 77°14’ – 1°16’ E-V, erosionado 85 Galeras 4276 77°22’ – 1°13’ E-V, activo, cráter con
domos y fumarolas Cuadro 5-9. Volcanes del grupo 9: Galeras-Morasurco. 5.7.10. GRUPO GUAMUES-SIBUNDOY.
Entre las depresiones ocupadas por el lago Guamués y el altiplano de
Sibundoy se ubica un área volcánica con estructuras complejas que incluyen
cráteres, domos, domos-colada en buen estado de conservación (al parecer
holocenos) y otros degradados por erosión glaciar como el Cerro Alcalde y el
Cerro Patascoy. En la figura 5-18 y en el siguiente cuadro se muestran los
volcanes de este grupo y el listado correspondiente.
No NOMBRE ALTITUD
(m) COORDENADAS OBSERVACIONES
86 Campanero 3275 77°07’ – 1°08’ Cono 87 Bijinchoy 3120 77°06’ – 1°07’ Cráter y domo-colada 88 Mujundinoy 3270 77°06’ – 1°06’ Cráter y domo-colada 90 Sibundoy E-V, con cráter y varios
flujos de lava 91 Guayapungo 3020 77°08’ – 1°04’ Cono y colada de lava 92 El Estero 77°04’ – 1°04’ Cono y colada de lava 93 Cerro Patascoy 77°02’ – 1°02’ E-V, degradado 94 Cerro Alcalde 77°12’ – 0°57’ E-V, degradado Cuadro 5-10. Volcanes del grupo 10: Guamués-Sibundoy.
Fig. 5-18. VOLCANES DEL GRUPO GUAMUES - SIBUNDOY.
Cráter
Cráter con domo
Flujo de lava (Holoceno)
Al norte del lago Guamués varios autores citan el volcán Bordoncillo. La
interpretación de fotografías aéreas no permitió definir alguna estructura
volcánica, por lo que no se toma en cuenta en este inventario.
Del inventario anterior sólo se presentan gráficamente las áreas volcánicas
más desconocidas en la bibliografía como son el eje volcánico de la
Cordillera Central al norte del volcán el Ruiz (Fig. 5-16), los volcanes
inactivos del grupo Silvia-Totoró (Cauca) (Fig. 5-17) y los del grupo
Guamués-Sibundoy.
Del presente inventario algunas estructuras volcánicas pueden faltar por
desconocimiento ya que áreas como Nariño, Putumayo y sur del Huila son
relativamente desconocidas en este aspecto.
6. LOS RELIEVES DE FALLAMIENTO, PLEGAMIENTO Y
TABULARES.
El levantamiento (orogenia) del relieve andino se debió a un proceso
compresivo el que además implicó un estrechamiento (acortamiento) en
sentido este-oeste con formación de pliegues y de fallas o reactivación de las
ya existentes.
Tanto el plegamiento como el fallamiento originaron relieves particulares con
consecuencias morfodinámicas específicas. Igualmente, las formaciones
sedimentarias depositadas luego del plegamiento conservaron, en general, la
estructura tabular y, con el levantamiento en el Plioceno y la disección
posterior, adquirieron también modelados específicos.
6.1. PLIEGUES, FORMAS Y DINAMICA.
Por la compresión que ejercen las placas Suramericana hacia el occidente y
la Pacífica hacia oriente (Fig. 2-1), las estructuras resultantes tienen una
orientación normal norte-sur o SSW-NNE, así se orientan las cordilleras
mismas, las depresiones interandinas (Fig. 3-3) y también el plegamiento.
La principal fase de plegamiento y fallamiento ocurrió en el Mioceno medio a
superior (Fabre, 1983; Van der Hammen, 1958) y afectó, en general, todo el
espacio colombiano. Con la orogenia del Plioceno, las estructuras antes
formadas se levantaron.
El plegamiento afectó tanto a los macizos continentales y terrenos oceánicos
como a las coberturas sedimentarias; sin embargo, es en estas últimas
donde el plegamiento se aprecia mejor por su plasticidad y organización en
capas (Fig. 6-1).
(Tomado de Derruau, 1965).
Relieve aplanadoRelieve invertidoRelieve jurásico
CombaComba
Monte
RuzValle
Comba
Cluse
incipiente
Anticlina
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Fig. 6-1. EVOLUCION DEL RELIEVE DE PLEGAMIENTO.(Tomado de Derruau, 1965).
Cerro testigo
Capa resistente
Dorso o
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Cor
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Antecerro Codo de
Ortoclin
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Capa resistente
Capa resistente
reves Fren
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iente cataclinal (consecuente)
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Corte
captura
P
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Fig. 6-2. RELIEVE MONOCLINAL Y RELACION CON LA RED DE DRENAJE.
El plegamiento generó una serie de anticlinales y sinclinales en muchos
casos fallados hoy ubicados especialmente en la cordillera Oriental (entre el
macizo de Garzón y la serranía de los Motilones), en las depresiones
interandinas (Magdalena-Cesar, Cauca-Patía y Atrato-San Juan) y en el
extremo noroccidental de Colombia, en los terrenos Sinú-San Jacinto.
Una vez que los relieves emergieron, los procesos de la dinámica externa
empezaron a modelarlos llegando a formas como las que se muestran en la
figura 6-1 y 6-2. Cuando el plegamiento es suave y con una dirección
dominante se tiene una estructura monoclinal (Fig. 6-2), como las que se
encuentran en las depresiones interandinas y en los terrenos Sinú-San
Jacinto.
La red de drenaje se adapta, a veces, a los sinclinales (corriente ortoclinal), o
corre por los flancos del sinclinal (corriente cataclinal) o corta la estructura
para drenar contra el buzamiento (corriente anaclinal). Estas adaptaciones o
inadaptaciones son ampliamente representativas en las secuencias
sedimentarias del Cretáceo y Terciario inferior en Colombia y tienen algunas
consecuencias frente a la dinámica externa.
La adaptación de una corriente de agua a un sinclinal (Fig. 6-3) permite la
acumulación de sedimentos en el fondo del sinclinal (sinclinal atenuado), la
topografía será más suave y el uso del suelo será más fácil en oposición al
frente.
Por el contrario, como se muestra en la figura 6-4, los ejes anticlinales se
pueden erodar y desarrollar combas. Los flancos internos de las combas son
frentes rocosos de los que se desprenden materiales para formar al pie un
cono de derrubios. Estos conos de derrubios por su alta pedregosidad
inhiben el uso del suelo por lo que allí dominan bosques o matorrales,
(Tomado de Flórez, 1996, et al., 1996).
Fig. 6-3. DIVISORIAS Y VALLES EN ESTRUCTURA SINCLINAL.
1
Fig. 6-4. DIVISORIAS Y VALLES EN ESTRUCTURA ANTICLINAL.
2
4
3
5
1. Divisoria de aguas2. Frente3. Reves4. Conos de derrubios5. Depositos aluviales y coluviales
4. Conos de derrubios
1. Divisoria de aguas
3. Revés2. Frente
5. Depositos aluviales y coluviales6. Secuencia de rocas blandas7. Cañón real o potencial. Si es real,
no existe 4 y 5, o son residuales.
13
6
2
4
5
7
además favorecidos por las resurgencias de agua al pie de los frentes o
cornisas.
De otra parte, las corrientes de agua formadas en el frente (Fig. 6-5)
(corrientes anaclinales) son cortas y torrenciales y en el pie se depositan
conos aluvio-torrenciales. De aquí que en los frentes rocosos las amenazas
por torrencialidad o por desprendimientos y derrumbes sean mayores.
Sobre los reveses o flancos sinclinales la pendiente es más suave y las
formaciones superficiales (incluidos los suelos) son más espesos y la
disección por las corrientes más superficial. En estas condiciones se
desarrollan más espacios productivos. En cuanto a las amenazas, éstas son
mínimas y se relacionan con algunos lentes de solifluxión que pueden dar
paso a deslizamientos rotacionales (a veces planares), especialmente
cuando se cortan para construir vías. De todos modos la velocidad de estos
movimientos en masa es lenta (algunos centímetros / año).
En general, las rocas que conforman la parte superior de los frentes son de
mayor resistencia (areniscas, cuarcitas, calizas), razón por la que arman el
relieve. En las partes bajas del frente son frecuentes las rocas blandas y
plásticas (limolitas, arcillolitas) intercaladas con capas duras, por esto el
relieve parece una enorme gradería inclinada hacia atrás (ej : Cáqueza y
Albán en Cundinamarca). En estas partes bajas de los frentes, además de la
torrencialidad, los procesos de disección y movimientos en masa rápidos son
frecuentes.
Una mirada rápida a la organización de espacios geomorfológicos en las
áreas plegadas de Cundinamarca, Boyacá y Santanderes (exceptuando el
altiplano y el macizo de Santander) se generaliza en el cuadro siguiente.
Fig. 6-5. CORRIENTES ANACLINALES EN UN FRENTE.
Escarpe de
retrocesoCordillera
Depresion
Fig. 6-6. FALLA DE CABALGAMIENTO Y EVOLUCION DEL ESCARPE.
CARACTERISTICA FRENTE REVES Pendiente Fuerte y corta Suave y larga Formación superficial Dominan los
afloramientos rocosos y conos de derrubios
Espesas y profundas con materiales coluvio-aluviales
Procesos Desplomes y derrumbes Solifluxión y deslizaminetos lentos
Cobertura Matorrales ralos Pastos y cultivos o bosques
Amenaza Media a fuerte Baja a nula Cuadro 6-1. Características del relieve monoclinal: frente y revés.
Desde luego, frente a los esquemas señalados, se presentan variaciones
menores en los procesos debidos a las diferencias climatológicas, litológicas
y de uso del espacio.
6.2. FALLAMIENTO: FORMAS Y PROCESOS MORFOGENICOS.
Se describen aquí algunas de las formas del relieve de fallamiento y los
procesos externos que en ellas funcionan, pero no se discuten los procesos
tectónicos mismos.
En el capítulo sobre el desarrollo morfoestructural ya se planteó la existencia
de las discontinuidades tectónicas mayores, a lo largo de las cuales se
acrecieron los terrenos o los lineamientos que separan las depresiones
laterales e interandinas de los bloques levantados.
Estas fallas fundamentales son fallas de cabalgamiento o inversas a lo largo
de las cuales los bloques montañosos se levantaron más que las
depresiones. Los escarpes resultantes caracterizan las estribaciones
cordilleranas o montaña baja y desde su formación han sufrido procesos de
desgaste por disección y movimientos en masa que los han hecho retroceder
(Fig. 6-6); por lo tanto, no son originales.
Estos escarpes evolucionan principalmente por procesos gravitatorios o
caída de materiales rocosos que se acumulan en parte al pie del escarpe
como conos de derrubios y material coluvio-aluvial (Fig. 6-6). Se puede
afirmar que estos depósitos existen a lo largo de todas las estribaciones de
las cordilleras y de las serranías (ver piedemontes).
Las depresiones interandinas están limitadas a cada lado por fallas inversas
y en la depresión se aloja un río principal sea el Magdalena, Patía, Atrato, ...
De hecho, estas llanuras aluviales están controladas estructuralmente.
Además de los anteriores, existen varios sistemas de fallas con direcciones
diferentes y con efectos varios en la morfología. En general, las fallas
normales e inversas generan discontinuidades topográficas o escarpes de
falla en los que operan procesos como desplomes, derrumbes y pueden ser
disectados perpendicularmente por los drenajes.
Un caso común en el relieve andino es la disección de los escarpes que da
lugar a un modelado en facetas más o menos trapezoidales (Ej.:
estribaciones de la Cordillera Central, Fig. 6-7) o triangulares (Ej.: falla del río
San Francisco en la Sierra Nevada de Santa Marta, Fig. 6-8). Estos
modelados resultan de la disección perpendicular por los ríos que
descienden de las cordilleras y buscan confluir al drenaje principal ubicado
en la depresión.
Otros sistemas de fallas en las montañas y aún en las llanuras orientales
ejercen un control estructural, aunque parcial, de la red de drenaje (Fig. 6-8).
Al respecto, los ejemplos abundan, el río Chicamocha y varios de sus
Fig. 6-7. ESQUEMA DEL MODELADO EN FACETAS. BORDE ORIENTAL
Fig. 6-8. ESQUEMA DEL MODELADO EN FACETAS TRIANGULARES.FALLA DEL RIO SAN FRANCISCO, SIERRA NEVADA
Escarpe
Linea de fallaAlvarado
DE LA CORDILLERA CENTRAL.
Facetas
Falla
DE SANTA MARTA.
afluentes están parcialmente controlados por líneas de falla, igualmente los
ríos Saldaña, Combeima, Guáitara, Guarinó, Zulia, ... y muchos más. En
general, los ríos que desarrollan cañones como los antes citados u otros
como el Patía, río Negro-Guayuriba y tantos otros siguen aunque sea en
partes de su recorrido líneas de falla. No solamente los ríos, sino también
quebradas y arroyos aparecen con frecuencia controlados estructuralmente.
La adaptación de la red de drenaje a líneas de falla no es más que un hecho
de selección natural. Los movimientos que ocurren a lo largo de las fallas
fracturan los materiales y los debilitan y topográficamente originan
depresiones. Estas condiciones son buscadas por las corrientes de agua que
por efecto de la gravedad se alojan en las partes más bajas y allí donde el
sustrato es más débil para el arranque, transporte y elaboración del cauce
(valle) con un menor gasto de energía. Dependiendo del tamaño de las
corrientes, se puede llegar a la elaboración (modelado) de verdaderos
cañones (ver Fig. 4-2b, 4-6, 6-8). Desde luego, no todo modelado de
disección profunda se explica por control estructural.
Como antes se planteó, en la región andina, el grado de fracturamiento y
fallamiento es muy denso y algunas corrientes menores de agua se instalan
en las líneas de falla de manera divergente a partir de una divisoria de aguas
(Fig. 6-9). Cuando esto sucede, las corrientes de agua causan disección
profunda a lo largo del lineamiento, la cabecera retrocede por movimientos
en masa hasta formar una divisoria aguda (cuchilla), conocida en los
departamentos del Tolima y Caldas con los nombres de “delgaditas” o
“quiebras”.
Como lo describió Flórez (1993), estas geoformas angostas perpendiculares
a los ejes de disección controlados por una línea de falla se convierten en
pasos obligados para el trazado de carreteras y caminos y son apetecidos
106
Fig. 6-9. INESTABILIDAD EN "QUIEBRAS O DELGADITAS".(Fuente: Flórez, 1993).
D
D'
a un alineamientoDivisoria de aguas perpendicular
controlados por un alineamieneto.Drenaje con diseccion activa y
(Cabeceras de retroceso).
Viviendas
Carretera o camino.
Area crítica por movimientos en masa.D - D'
para la instalación de caseríos. Sin embargo, los condicionantes tectónicos y
la dinámica externa (movimientos sísmicos, disección, retroceso por
movimientos en masa) hacen de estos pasos (delgaditas) áreas muy
inestables con amenazas para la vida de las personas y su infraestructura
(vías y viviendas) (Fig. 6-9).
Las delgaditas abundan en Colombia, pero son más representativas en los
macizos; así se las encuentra mucho en Antioquia, Caldas, Tolima donde hay
incluso pueblos en ellas (Ej.: Padua y Delgaditas) o en Santander (Ej.: La
Corcova, arriba de Bucaramanga).
Aunque aquí no se discute la sismicidad relacionada con los sistemas de
fallamiento, es claro que las solas geoformas resultantes y su dinámica
externa definen ciertas amenazas, aceleradas por sismicidad cuando las
fallas son activas y que condicionan las formas de ocupación del espacio.
6.3. RELIEVES TABULARES.
El evento compresivo del Mioceno medio plegó y falló el sustrato o reactivó
sistemas de fallamiento preexistentes, especialmente en el sistema
montañoso Andino al occidente del escudo Guayanés. En la figura 3-1 se
muestran los espacios que continuaron cubiertos por los mares
epicontinentales después del plegamiento. Los sedimentos posteriores se
depositaron en capas discordantes sobre las formaciones subyacentes y su
organización tabular sólo se vio luego afectada por el levantamiento y, en
algunos casos, por ligeros basculamientos.
En cuanto al escudo Guayanés, su rigidez no permitió el plegamiento de las
formaciones sedimentarias cenozoicas suprayacentes, a excepción de
ligeras ondulaciones y basculamientos; pero, en general, las formaciones
cretáceas y terciarias conservaron su estructura tabular.
Como consecuencia del levantamiento pliocénico, las formaciones
sedimentarias del Terciario superior (no plegadas) de las depresiones
interandinas y las de plataforma sobre el escudo Guayanés adquirieron altura
y sobre ellas empezaron a operar los procesos de disección a tal punto que
hoy se les encuentra como modelados con geoformas residuales (cerros,
mesas y serranías) pero conservando la estructura tabular.
Como se verá luego, el relieve inicial es tabular pero la disección genera un
modelado residual con un control tabular.
6.3.1. MESAS Y CERROS RESIDUALES EN LAS
DEPRESIONES INTERANDINAS.
Después del plegamiento ocurrido en el Mioceno, las depresiones
interandinas (Atrato-San Juan, Cauca, Magdalena) continuaron cubiertas por
mares epicontinentales (mediterráneos) o por ciénagas y pantanos (Fig. 3-1).
Los sedimentos allí acumulados (Terciario superior) conservaron su
estructura tabular luego del levantamiento en el Plioceno.
Como se planteó en el aparte 3.2.4., debido a la orogenia y al cambio
climático hacia condiciones más húmedas, se creó un potencial
hidrogravitatorio, los mares regresaron a una posición similar a la actual y en
las depresiones interandinas y laterales se instaló la red de drenaje mayor
como se muestra en la figura 3-3.
Las depresiones interandinas, como todo el sistema andino también se
levantaron aunque en menor proporción, pero lo suficiente como para que allí
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se instalara una red de drenaje que disectó el sustrato, incluidas las
formaciones tabulares del Terciario superior. La disección de tales
formaciones produjo un modelado en mesas y cerros (residuales), formas
que son típicas en el valle del Magdalena, especialmente entre Neiva, El
Espinal, Honda y La Dorada, pero se les encuentra también más al norte y en
los valles del Cauca (Zarzal-Cartago) y del Atrato-San Juan.
Como se aprecia en la figura 6-10, las formaciones tabulares ocupan la
posición central de las depresiones interandinas. La parte somital es plana
(mesa) protegida por una capa más resistente (areniscas o tobas), los
flancos son abruptos con vegetación nula o escasa y pequeños depósitos de
derrubios al pie. Cuando la disección es avanzada, la mesa se reduce a una
forma puntiaguda, es el cerro residual (Fig. 6-11), o cerro testigo.
Estos modelados tabulares residuales por su composición granulométrica
generalmente gruesa (molásica) tienen poca capacidad de retención de
humedad lo que unido al clima de tendencia seca de algunas depresiones
favorece los procesos de escurrimiento superficial con truncamiento de los
escasos suelos allí presentes. Esto conduce a condiciones propicias a la
desertificación.
6.3.2. RELIEVES TABULARES DE LA AMAZONIA.
Con excepción del sector nororiental, la Amazonia colombiana está
compuesta por una plataforma sedimentaria depositada sobre el borde del
escudo Guayanés. Los sedimentos fueron depositados principalmente en
mares someros y ambientes litorales (Khobzi et al., 1980) y debido a la
rigidez del escudo no hubo plegamiento al estilo andino, aunque si ligeros
basculamientos relacionados con fallamiento, pero se conservó, en general,
la estructura tabular (Fig. 6-12).
Fig. 6-11. MESAS Y CERROS TESTIGOS. (Ortiz & Tihay, sin fecha)
En general, se diferencian tres grandes unidades de modelados relacionados
con los relieves tabulares:
- Mesetas levantadas. Estructuralmente son partes de la plataforma
paleozoica levantadas por efectos tectónicos. Se les encuentra en
Araracuara y más al norte en las serranías de Chiribiquete y la Macarena
formando mesetas y tepuyes (Fig. 3-2 a). Estas geoformas presentan
además un modelado eólico (ver 9.2.1.).
- En el sureste de la Amazonia entre lo ríos Amazonas, Putumayo y
Caquetá (ver Fig. 6-12) Khobzi et al. (1980) identifican un modelado de
disección (media) que alcanza algunos metros de profundidad. La
Disección media en arcillas tabulares
Fig. 6-12. DISECCION DE RELIEVES TABULARES EN LA AMAZONIA.(Adaptado de Diazgranados, 1980).
Llanuras aluviales
Disección incipiente en areniscasfriables tabulares
Mesetas y serranías en areniscastabulares paleozoicas
Serranías del escudo Guayanés
disección ocurre principalmente en arcillas que a pesar de un plegamiento
suave conservan la estructura tabular y están cubiertas por costras
petroférricas. Estas costras se habrían desarrollado posiblemente bajo las
condiciones desérticas o subdesérticas del Pleistoceno. El grado de
disección muestra que a pesar de la cobertura vegetal boscosa el
escurrimiento superficial funciona con capacidad de disección. Los
interfluvios entre drenaje y drenaje de la red menor varían desde agudos
hasta mesas bajas que corresponden con las capas arcillosas. El grado
de disección está controlado por la pendiente como lo muestra Botero
(1980), ver Fig. 6-13.
- En las partes central y occidental de la Amazonia colombiana dominan
formaciones tabulares arenosas de baja consolidación del Terciario
superior (Fig. 9-14). La incisión leve de la red de drenaje elemental
favorece la formación de grandes interfluvios planos (mesas) a ondulados
reflejando el carácter tabular de la plataforma. Estos interfluvios
permanecen inundados durante la estación lluviosa. Por la abundancia de
materia orgánica y la topografía casi plana el escurrimiento superficial no
es efectivo, de ahí también la poca disección.
De la zonificación anterior puede deducirse que el concepto de llanura plana
a veces utilizado para caracterizar la Amazonia no es totalmente válido y que
con base en los ligeros cambios de pendiente se diferencian modelados
donde algunos procesos de escurrimiento y disección son funcionales.
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7. LOS ALTIPLANOS: GENESIS Y EVOLUCION.
Los altiplanos son macroformas mixtas de relieve y modelado representativos
de la media y alta montaña en los Andes, aunque no exclusivas de éstos.
Estas macroformas tan valoradas como espacios geográficos de ocupación
desde los grupos prehispánicos hasta el presente, se encuentran en
diferentes estadios evolutivos, desde la formación lacustre para algunos
hasta la degradación avanzada (desertificación) en otros.
Desde el punto de vista científico, los altiplanos constituyen un “banco de
datos”, pues la composición sedimentaria refleja cambios bioclimáticos,
incluido el polen a partir del cual se pueden inferir las variaciones
paleoambientales (vegetación, clima). Esta circunstancia, y para el caso del
altiplano de Bogotá, permitió, al Dr.Thomas van der Hammen y a varios de
sus discípulos, deducir no sólo la secuencia sedimentaria en el lago, sino
también los cambios climáticos de los últimos 3.5 m.a. (Van der Hammen,
1985; Van der Hammen & González, 1963; Hooghiemstra, 1984).
7.1. GENESIS.
Según lo refiere Hettner (1892), Humboldt ya había reconocido el origen
lacustre de los altiplanos. Luego, Hettner (op.cit.) describe parte de los
sedimentos y afirma el origen lacustre para lo que hoy conocemos como
altiplano Cundi-Boyacense y el altiplano de Pamplona y los entiende como
depresiones relacionadas con el mismo origen de la cordillera (en sentido
estructural).
Eidt (1968) describe los altiplanos como geoformas características de los
Andes Suramericanos donde algunas depresiones tectónicas (de altura)
Fig. 7-2. SEDIMENTACION Y DISECCION DE UN ALTIPLANO.
Fig. 7-1. ESTADIO LACUSTRE DE UN ALTIPLANO.
separan la cordillera en dos cadenas paralelas que cierran la depresión. El
autor citado describió los altiplanos de la Cordillera Oriental de Colombia, en
el área de Cundinamarca y Boyacá, como cuencas de drenaje interior
ocupadas por lagos desde el final de Terciario y durante el Cuaternario.
En el trabajo de Eidt (op. cit.) se propuso una clasificación de los altiplanos
de la Cordillera Oriental según el grado de sedimentación, empezando por el
más “joven” como la laguna de Tota, luego la Sabana de Bogotá como
cuenca “madura” y finalmente los “viejos” como Sogamoso. La clasificación
de Eidt, si bien refleja la evolución (de acuerdo con el modelo davisiano), no
incluye los procesos genéticos y morfogénicos de degradación, enfoque
adoptado en este trabajo.
Los altiplanos son depresiones de origen tectónico resultantes de los
diferentes procesos endógenos de plegamiento, fallamiento y posterior
levantamiento. Así por ejemplo, el altiplano Cundi-Boyacense es una
depresión subsidente entre pliegues. El altiplano de Sibundoy es una cuenca
de tracción entre fallas de rumbo (Ceballos & Pérez, 1996), el altiplano de
Balsillas (Huila) está en una depresión controlada por una falla de rumbo y
así, los demás, están controlados tectónicamente.
Luego del plegamiento del Mioceno, las protocordilleras sufrieron un
levantamiento leve y las depresiones ya formadas fueron ocupadas por
mares someros o por lagos, lo que sería el segundo estadio de su
formación.
Por lo anterior, en los altiplanos es posible encontrar sedimentos del
Terciario, marinos y continentales, y luego sedimentos lacustres del
Cuaternario. Estos últimos depositados a diferentes alturas en la medida en
que las cordilleras se iban levantando con la orogenia Andina (Plioceno-
Pleistoceno) (Fig. 7-1). Este hecho está principalmente documentado en la
Sabana de Bogotá por Van der Hammen et al. (1973, 1982) y Hooghiemstra
(1984).
La posición actual de los altiplanos fue alcanzada ya en el Pleistoceno como
parte de las cordilleras. En las partes más altas alrededor de los altiplanos se
desarrollaron cuencas hidrográficas, en general, pequeñas que mantenían
los lagos y también aportaban sedimentos que los colmatarían (Fig. 7.2).
Otros dos hechos fundamentales se relacionan con la génesis de los
altiplanos. Son el volcanismo de las Cordilleras Central y Centro-Occidental
que aportó abundantes sedimentos a los altiplanos de Túquerres-Ipiales,
Pasto, El Estero y Gabriel López-Totoró y las glaciaciones que con la
consecuente deglaciación constituyeron otra fuente de transporte de
sedimentos a los altiplanos ya citados y a los demás de la Cordillera Oriental
(sin influencia volcánica directa). Así, la sedimentación hacia el final del
Pleistoceno fue acelerada.
Un análisis de los altiplanos colombianos (Ríos, 1999, en tesis dirigida por el
autor), permitió inventariar los altiplanos (Fig. 7-3) y clasificarlos según el
estadio de su evolución. Posteriormente, en Ríos & Flórez (2000), se
agregan los altiplanos de Balsillas (Huila) y Pamplona (Norte de Santander).
De este análisis se encontró que algunos altiplanos aún se encuentran en el
estadio lacustre, otros ya en la fase final de sedimentación o incluso algunos
con lagunas y pantanos residuales y otros ya disectados y degradados.
De lo anterior, se entiende que luego del estadio lacustre le sigue la
sedimentación que incluye varias facies: lacustre, fluvio-lacustre, fluvio-
glaciar, fluvio-volcánica y aluvio-torrencial. En la figura 7-2 se muestra la
Fig. 7-4. DEFICIT HIDRICO EN LOS ALTIPLANOS.
Fig. 7-3. NIVELES EN EL ALTIPLANO DE LAS PAPAS, ESQUEMA.
Sustrato volcanico
detriticos disectados
Terrazas altas
Terrazas bajas
Rio
Caq
ueta
Val
enci
a
Conos volcano-
Altiplano subreciente
Altiplano reciente
11
22
3 3
44
1. Vientos humedos
2. Vientos de tendencia seca 4. Bordes del altiplano
3. Sombra en deficit hidrico
parte central plana de un altiplano con sedimentos lacustres y los conos
fluvio-glaciares, volcano-glaciares o fluvio-volcánicos en sus bordes.
Cuando la sedimentación colmata el lago de un altiplano, una red de drenaje
se organiza en él y busca profundizar sus cauces, lo que implica un estadio
de disección que explica la existencia de conos de diferente nivel, terrazas a
diferentes alturas y cauces con profundidad leve pero diferenciada. Los
cambios en la sedimentación y en el nivel del lago están relacionados con
cambios climáticos: periodos fríos con glaciación, cálidos con deglaciación y
alternancia de periodos húmedos y otros de tendencia seca. Todo esto
implica una diferenciación geomorfológica: conos, terrazas, humedales
(vegas), pantanos, áreas inundables (Fig. 7-4).
Si bien, en el sistema andino colombiano existen otras depresiones
tectónicas rellenas de sedimentos fluvio-lacustres, aluvio-torrenciales y con
influencia fluvio-glaciar, no se propone clasificarlas como altiplanos por su
ubicación altitudinal, su menor relación con los eventos glaciares y, en otros
casos, por su posición estructural de piedemonte. Tal es el caso de la
depresión de Bucaramanga-Lebrija (Santander), también llamada la "Meseta
de Bucaramanga". Sin embargo, como lo anotan Tricart et al. (1968), ésta se
enmarca entre un sistema de fallas como un bloque hundido y receptor de
sedimentos.
7.2. ALGUNAS CARACTERISTICAS DE LOS ALTIPLANOS.
Ligados a la génesis misma, en los altiplanos existen varios elementos que
constituyen una interesante oferta ambiental:
- Intercalación de capas de diferente granulometría (arenas, limos, arcillas)
y turbas; depósitos detríticos gruesos (arenas, gravillas, bloques)
estratificados en terrazas y conos laterales. Estos implican una reserva
como gravilleras frente a unos espacios que crecen urbanísticamente.
- Los altiplanos comportan suelos orgánicos y profundos que junto con la
topografía plana los convierte en atractivos para el uso agropecuario.
- Las capas lacustres son especialmente reservorios de aguas
subterráneas.
- La topografía plana y el nivel freático alto hacen de los altiplanos espacios
fácilmente inundables con los aguaceros y también porque la red de
drenaje no tiene cauces profundos y se desborda.
- Como espacios relativamente cerrados, los bordes internos de los
altiplanos están en posición de sombra en relación con los vientos
húmedos que proceden de su exterior, razón por la que la lluvia es
deficiente (Fig. 7-5). Los bordes de los altiplanos fueron de los primeros
espacios colonizados desde tiempos precolombinos por ser más secos
(menos inundables), por esto la destrucción de la vegetación sumada al
déficit hídrico han conducido a la desertificación de los bordes de algunos
altiplanos; ej. El Cundi-Boyacense, Berlín (Santander) y otros, como el de
Túquerres-Ipiales, muestran ya esta tendencia.
Si bien, los altiplanos tienen unas características hidrogeomorfológicas que
constituyen una oferta atractiva para los asentamientos humanos, también
son espacios sensibles a la degradación. La ocupación histórica ha
comenzado por los bordes pues los espacios más centrales son muy
húmedos, pantanosos e inundables.
BUCARAMANGA
BOGOTA
1. Lago Guamues y Altiplano de El Estero
4. Altiplano de Las Papas y La Magdalena
Macizo Colombiano
Fig. 7-5. LOS ALTIPLANOS EN COLOMBIA. DISTRIBUCION.
CO
RD
ILLE
RA
5. Altiplano de Paletara
(Ríos & Flórez, 2000).
6. Altiplano de Gabriel Lopez
Ipiales
POPAYAN
ECUADOR
2. Altiplano de Sibundoy3. Altiplano Narinense
3PASTO
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21
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45
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CC
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RA
L
MEDELLIN
BARRANQUILLA
11. Altiplano de Pamplona12. Altiplano de La Lejia
7. Altiplano de Berlin
10. Altiplano Cundi-Boyacense9. Altiplano de Toquilla8. Lago de Tota
-
TUNJA
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10
CORD
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A
89
12
TAL
11
7
CUCUTA
VENEZUELA
En la medida en que la ocupación avanza (uso agropecuario y urbanístico)
se drenan artificialmente los altiplanos hasta ocupar aún los humedales o
vegas inundables (casos de Bogotá, Sogamoso, Pamplona, Sibundoy).
Los efectos de la antropización se ven principalmente en los bordes:
escurrimiento superficial difuso con truncamiento de suelos y escurrimiento
superficial concentrado con formación de surcos y cárcavas, ej. Bordes del
altiplano Cundi-Boyacense, Berlín y Túquerres-Ipiales. Más que la erosión de
los suelos, esto constituye un problema mayor en términos globales que
implica el desajuste y destrucción de los ecosistemas productivos; es la
desertificación.
La desertificación, con las evidencias antes señaladas, es el estadio más
avanzado en la evolución de los altiplanos y ya relacionada con las formas de
ocupación por el hombre.
7.3. INVENTARIO Y CLASIFICACIÓN.
Según los estadios evolutivos de los altiplanos, el inventario hecho por Ríos
(1999) y por Ríos & Flórez (2000), es posible clasificarlo como sigue.
Los altiplanos aún en estadio lacustre están ocupados en su parte central por
un lago, mientras que el proceso de sedimentación ocurre principalmente en
los bordes y disminuye el espacio lacustre. Son los casos de los lagos
Guamués y Tota, actualmente en vía de sedimentación.
No. ALTIPLANO ALTITUD (m) UBICACION 01 Guamués 2800 Pasto (Nariño) 02 Tota 2890 Aquitania (Boyacá)
Cuadro 7-1. Altiplanos en estadio lacustre. Otros altiplanos fueron recientemente sedimentados, aún son
inundables y conservan pantanos y lagunas residuales.
Artificialmente están siendo drenados con canales para adaptar
espacios agropecuarios.
No. ALTIPLANO ALTITUD (m) UBICACION 03 Sibundoy 2000 Sibundoy (Putumayo) 04 La Lejía 2900 Pamplona (N. de S). 05 Toquilla 3000 Aquitania (Boyacá) 06 La Magdalena 3200 San Sebastián (Cauca) 07 El Estero 2800 Pasto (Nariño) 08 Gabriel López-Totoró 3000 Totoró (Cauca). 09 Paletará 2950 Paletará (Cauca) 10 Balsillas 2450 - (Huila). Cuadro 7-2. Altiplanos sedimentados con pantanos y lagunas residuales.
En el grupo anterior podrían clasificarse algunos sectores de la Sabana de
Bogotá, pero se prefiere su ubicación entre los que ya presentan problemas
de desertificación en los bordes.
Otros altiplanos se pueden considerar ya sedimentados y en los que la red
de drenaje ejerce una disección apreciable. De otra parte, ya muestran
síntomas incipientes de degradación.
No. ALTIPLANO ALTITUD (m) UBICACION 11 Las Papas 3000 San Sebastián (Cauca) 12 Santa Rosa de
Viterbo-Cerinza 2700 Santa Rosa, Belén, Cerinza
(Boyacá) 13 Pasto 2550 Pasto (Nariño) 14 Túquerres-Ipiales 3000 Túquerres-Ipiales (Nariño) 15 Pamplona 2650 Pamplona (N. de S.) Cuadro 7-3. Altiplanos sedimentados en estadio de disección.
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Finalmente, aparecen los altiplanos cuyos bordes muestran en
gran extensión áreas de degradación irreversible (a corto y
mediano plazo) o sea la desertificación.
No. ALTIPLANO ALTITUD (m) UBICACION 16 Berlín 3310 Tona (Santander) 17 Cundi-Boyacense,
incluye Sogamoso 2550 Tunja, Duitama, Bogotá,
Sogamoso (Cundinamarca-Boyacá)
Cuadro 7-4. Altiplanos con problemas de desertificación. El déficit en humedad, principalmente marcado en sus bordes, es una
variable que facilita la degradación frente a la intervención humana. Por
observaciones de campo. se estableció que las formaciones superficiales de
composición pumítica (lapilli y piedra pómez) se disectan muy fácilmente
como en el borde occidental del altiplano de Túquerres y en el sector sureste
del altiplano de las Papas.
En la literatura geográfica solo se citan como altiplanos el Cundi-Boyacense
(incluye Sogamoso) y el de Túquerres-Ipiales. Sin embargo, este inventario
permitió apreciar un hecho más amplio y con características diferenciadas
que permitieron su clasificación.
Hoy los altiplanos siguen siendo polos de atracción para el establecimiento
de asentamientos humanos, de actividades agropecuarias y de extracción de
canteras, por lo que la artificialización continuará y por lo tanto su
degradación.
Fig. 7-7. ALTIPLANO DE BERLIN. (Ríos, 1999)
origen glaciarBordes desertificados
Macizo desertificado
Altiplano reciente sininfluencia glaciar directa
influencia glaciar directaAltiplano reciente
8. LOS PIEDEMONTES.
Al hablar de piedemontes, en Colombia se hace referencia casi
siempre al piedemonte de los Llanos Orientales. Sin embargo,
esta connotación es válida para las demás áreas de contacto
entre el borde bajo de una cordillera o serranía y la llanura aluvial.
Así, los piedemontes en Colombia bordean todas las cordilleras y
las sierras y serranías.
Como área de transición geomorfológica, el piedemonte tiene un
significado especial pues allí ocurren los efectos de muchos de los
procesos que funcionan en las montañas. Procesos que implican
condiciones de inestabilidad real y potencial y por lo tanto
amenazas naturales. Vale recordar tragedias como las de Armero-
Chinchiná y Sevilla (Valle).
Como geoforma, el piedemonte ofrece unas condiciones
ambientales que históricamente han guiado la ubicación de
ciudades intermedias como Valledupar, Yopal, Villavicencio,
Florencia, Mocoa, Ibagué, Mariquita, Armenia, Pereira y otras.
8.1. UN CONCEPTO ESTRUCTURAL.
Literalmente el término piedemonte se refiere al área ubicada al
pie de una elevación del terreno. Este sentido topográfico indica
un cambio de pendiente entre la abrupta de la montaña y la de las
llanuras aluviales.
Hoy, la geomorfología define el piedemonte como una geoforma
estructural que se ubica entre las cordilleras o serranías como
bloques levantados y las depresiones laterales o internas menos
levantadas y separadas tectónicamente por fallas generalmente
de cabalgamiento (inversas) (Tricart, 1973; CILF, 1979; Chorley et
al , 1984).
Para el caso colombiano, este concepto tiene varias
implicaciones. En el capítulo 3 y en la figura 3-2b se mostró cómo
el relieve colombiano, referido a las cordilleras y depresiones
laterales e interandinas, fue producto de la compresión por las
fuerzas opuestas entre las placas Suramericana y del Pacífico.
Esto produjo discontinuidades tectónicas: de una parte las
cordilleras de pendientes fuertes y abajo las depresiones de
pendientes suaves a planas (ver figuras 3-2b, 4-7, 6-6, 6-7 y 8-1).
Lo anterior implica entender el piedemonte como una relación
dialéctica entre las cordilleras y las llanuras (depresiones) (Tricart,
1973); las cordilleras como áreas erosionales (de disección) y las
depresiones como áreas sedimentarias. Esto se inscribe en el
concepto de sistema de transferencia por intermedio de las
cuencas hidrográficas.
Las cuencas hidrográficas se desarrollan en las montañas,
producen disección ( Fig. 4-6 y 4-7), transportan materiales en los
cañones, entallan gargantas a la salida del borde bajo de la
cordillera (Fig. 6-7 y 8-2) y construyen conos de deyección a su
salida y sobre la depresión (Fig. 4-7, 6-7, 8-2, 8-3).
La discontinuidad estructural entre montaña y depresión y el
consecuente cambio de pendiente hacen que en las corrientes
hídricas ocurra una substitución de carga. A la salida de la
garganta en la estribación de la montaña, la corriente deposita los
materiales más gruesos principalmente (bloques, gravillas, arenas
gruesas) para lo cual selecciona formas conspicuas que son los
conos de deyección. Los materiales más finos (arcillas, limos,
arenas finas) van más allá del piedemonte hacia las llanuras
aluviales; aunque materiales gruesos como cantos redondeados
se encuentran también en las llanuras aluviales.
Fig. 8-2. GARGANTA, PIEDEMONTE Y LLANURA ALUVIAL.
Fig. 8-1. PIEDEMONTE DE LA C. ORIENTAL HACIA EL MAGDALENA
Cerros o mesasresiduales
RioMagdalena
derrubiosCono de
exteriorFrente o cresta
CordilleraOriental
cabalgamientoFalla de
Cono dedeyeccion
Glacis
Glacis
GargantaRio meándrico
Llanuraaluvial
Rio trenzado
Esc
arpe
“Los depósitos de piedemonte fueron correlativos de crisis
morfogénicas en las cordilleras” (Khobzi & Usselmann, 1974).
Esta afirmación se inscribe en el concepto de sistema de
transferencia y, desde luego, se relaciona con eventos como la
deglaciación, erupciones volcánicas, sismicidad y la dinámica de
disección y transporte fluvial por una red de drenaje transversal de
alta carga y competencia y por lo tanto torrencial, como lo
reafirman los autores citados.
Entonces, no es posible calificar como depósitos de piedemonte a
cualquier acumulación al pie de una elevación del terreno
mientras no exista una discontinuidad estructural (tectónica) y se
cumplan las condiciones antes conceptualizadas.
8.2. LA MORFODINAMICA EN LOS PIEDEMONTES.
Ya en la fase orogénica pre-Andina (comienzos del Terciario) las
cordilleras y las depresiones se hallaban diferenciadas y por lo
tanto la condición estructural de los piedemontes existía.
Pero fue con el levantamiento de la fase orogénica Eu-Andina que
las cordilleras y serranías ganaron en altitud y se diferenciaron de
las depresiones. Esto, acompañado del potencial hidrogravitatorio
generado, desencadenó la formación de los piedemontes. Como
periodo de ganancia de potencial hidrogravitatorio esto ocurrió
desde el Mioceno y el mayor levantamiento en el Plioceno (7 a 5
m.a.) (Van der Hammen et al. 1973) y con funcionamiento menor
en el presente (Lüschen, 1983).
La pendiente fuerte de las montañas hace que el transporte de
materiales detríticos y su acumulación en los piedemontes
ocurran de manera torrencial. Por esto, los conos de piedemonte
se califican como aluvio-torrenciales.
Venadillo - Mariquita.
Mariquita
Armero
Lerida
Venadillo
Com
plej
o vo
lcan
o -
glac
iar
(Ple
isto
ceno
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Cre
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Fig. 8-3. PIEDEMONTES ASIMETRICOS DEL VALLE DEL MAGDALENA:
Esc
arpe
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o
Ter
raza
s
Con
os d
e de
rrub
ios
Con
os d
e de
yecc
ión
En la medida en que las montañas empiezan a levantarse, los
mares epicontinentales a retirarse y las cuencas hidrográficas a
formarse, comienza el transporte de materiales que se deposita
como conos, es un proceso sincrónico con la tectónica positiva de
los Andes, así los depósitos de piedemonte pueden calificarse
como sinorogénicos. Los depósitos de piedemonte son
presentados en la cartografía geológica como cuaternarios, sin
embargo la parte basal de los conos debe incluir materiales
detríticos depositados al final del Terciario. Pero es evidente, por
la orogenia finiterciaria y el potencial hidrogravitatorio generado y
los cambios climáticos posteriores, que la formación de los
piedemontes como modelado (formaciones superficiales)
constituyen un fenómeno eminentemente del Cuaternario.
Van Houten (1976) al estudiar el piedemonte oriental de la
Cordillera Central, entre Neiva y Honda, encontró que los
materiales detríticos de los conos, principalmente volcánicos,
varían en edad entre un poco más de 4 m.a. hasta 1.8 m.a. (Fig.
8-3), mientras que los materiales aluviales (en terrazas) son más
recientes.
En la construcción de los conos han participado varios eventos: la
dinámica fluvial ha depositado materiales aluviales, la actividad
volcánica, para el caso de la Cordillera Central y Centro-
Occidental, ha aportado flujos fluvio-volcánicos y durante el
Pleistoceno gran parte de las Cordilleras Oriental, Central, en
menor proporción la Occidental y la sierra Nevada de Santa Marta
fueron glaciadas y por lo tanto la deglaciación aportó sedimentos
fluvio-glaciares a los piedemontes. Para la Cordillera Central y
Centro-Occidental la dinámica glaciar fue interferida por el
volcanismo y así hubo aportes glacio-volcánicos y fluvio-
volcánicos. Por esto, los piedemontes son geoformas poligénicas.
Además de los conos torrenciales de piedemonte existen también
los conos de derrubios (Fig. 8-1, 8-6). Estos conos son el depósito
de materiales caídos por gravedad (derrubios) del borde mismo
de la montaña que se levanta. Un ejemplo representativo son los
depósitos de derrubios al pie occidental de la Cordillera Oriental
desde Aipe (Huila) hasta frente a Barrancabermeja (Santander) y
aunque discontinuos se presentan como en la figura 8-1.
La construcción de los conos aluvio-torrenciales se hace por el
desborde de los ríos sobre el cono mismo (avulsión), momento en
el que deposita nuevos materiales. Pero el río debe construir su
valle sobre el mismo cono, caso en el cual divaga sobre sus
mismos materiales formando un cauce anastomosado o trenzado
como se muestra en la figura 8-2.
Los flujos torrenciales y su desborde sobre los conos de
piedemonte son justamente la mayor amenaza para la vida en
general, para los ecosistemas y las obras de infraestructura. Para
el sector de Villavicencio, Robertson (1991) identificó tres tipos de
amenazas principales: inundación por desborde, migración lateral
de los ríos con destrucción de bermas y flujos torrenciales que
también pueden causar desbordes catastróficos.
La dinámica de los piedemontes hace a estas áreas inestables,
condición que se explica por varias razones:
- Por la separación estructural entre montaña y depresión, son
áreas de movilidad tectónica. Por esto los piedemontes son, en
general, áreas sísmicas. Ej., un caso representativo es el
piedemonte Llanero. Entre otras consecuencias, la sismicidad
acelera la ocurrencia de movimientos en masa que aportan
materiales hacia los conos, ya sea por intermedio de la red de
drenaje o como derrubios al pie de los escarpes.
- Las cuencas hidrográficas en las montañas tienen un gradiente
hidráulico fuerte y por lo tanto su capacidad de carga es alta. El
cambio de pendiente en el piedemonte genera depósitos
principalmente por desborde.
- Otros eventos en la montaña como el volcanismo o las
deglaciaciones aportan “momentáneamente” más materiales
detríticos que afectan los piedemontes.
- La disminución de la pendiente en el piedemonte hace que las
corrientes divaguen, por lo tanto hay inestabilidad de cauces
(cauces nuevos que se forman, otros que desaparecen) (Fig. 8-
2).
- El hombre también interviene, en la medida en que ocupa la
montaña y la cobertura vegetal amortiguadora desaparece, el
escurrimiento del agua es más rápido y tanto la disección como
el transporte de material aumentan; es decir, el régimen
torrencial se incrementa con la consecuente respuesta en el
piedemonte.
- Después de cada episodio de construcción de un cono
(desborde y depósito) la corriente principal continúa la
disección de sus propios sedimentos (el cono). Además, por la
tectónica positiva los conos, junto con las depresiones, ganan
en altitud, lo cual favorece la disección. Así, los conos más
antiguos aparecen más altos y por lo tanto más disectados. Ej.
Cono de Lérida (Tolima) o conos altos del Mira-Patía (Fig.8-4).
- Además de la disección por el río principal, en los mismos
conos se desarrolla una red menor de drenaje (radial
divergente) que contribuye a la disección del cono (Ej. Cono de
Ibagué, entre los muchos casos).
(Adaptado de INDEOMINAS, 1982).Fig. 8-4. PIEDEMONTE ESCALONADO DEL MIRA - PATIA.
1 Niveles de conos
Escarpe de piedemonte
TUMACO
1
FALL
A DE
JUNIN
3
2
- Los dos puntos anteriores permiten clasificar los conos en altos
y bajos. Los conos altos se presentan muy disectados mientras
que los bajos están aún en período de construcción y por lo
tanto las amenazas por desbordes en ellos son mayores.
Ejemplos de conos bajos con mayor amenaza son los de
Armero, Mariquita, Codazzi (Cesar), Yopal, Florencia, Florida
(Valle), Mocoa (Putumayo) y los conos bajos del Mira-Patía
(Fig. 8-4) y del piedemonte Llanero (Fig. 8-9).
- Bajo condiciones de tectónica activa como ocurre en los
Andes, es común que en la medida en que los conos se
levantan se escalonan (Fig. 8-4, 8-9) y también se disectan
(Fig. 8-5).
Como parte de la morfodinámica en los piedemontes es
importante señalar la formación de glacis y el truncamiento de los
suelos de los conos por escurrimiento superficial difuso. En
cuanto al primer caso, la formación de glacis o truncamiento del
sustrato de la estribación cordillerana ocurre principalmente en los
piedemontes interiores bajo condiciones climáticas de déficit
hídrico. Ej.: piedemontes hacia el Cauca y Magdalena (Fig. 8-2).
Bajo condiciones hídricas deficitarias, los bosques ralos tropófilos
de algunos piedemontes o su degradación por intervención
facilitan la acción del escurrimiento superficial difuso, proceso que
implica el truncamiento de suelos y el afloramiento del material
pedregoso en la superficie de los conos. Ejemplos al respecto son
los conos de Lérida y Mariquita (Tolima) y Valledupar (Cesar) y
otros que bordean la sierra Nevada de Santa Marta por el sur,
sureste (Cesar) y noreste (Guajira).
8.3. LA ASIMETRIA DE LOS PIEDEMONTES.
Comparando los piedemontes que bordean las cordilleras y la
Sierra Nevada de Santa Marta se revelan diferencias en su
extensión. Estas diferencias están en función del tamaño de las
cuencas, de la pendiente de los flancos cordilleranos, de la
exposición a los frentes de condensación, de la sismicidad y de la
relación hidrográfica con áreas volcánicas o glaciares en la alta
montaña.
Los piedemontes son asimétricos porque las montañas son
asimétricas en función de los factores de control antes citados.
La Serranía del Baudó o cuarta cordillera es asimétrica, la
vertiente hacia el Pacífico es corta y abrupta con corrientes de
agua pequeñas y perpendiculares a la costa. Las formaciones
superficiales piedemontanas son básicamente taludes de
derrubios y depósitos coluviales de pequeña dimensión. Cuencas
un poco más grandes se desarrollan en las cimas y flanco oriental
generando conos aluviales cortos sobre la llanura del Atrato (Fig.
8-6).
El mismo río Atrato ocupa la parte más occidental de la depresión,
más cerca de la serranía que de la Cordillera Occidental. Dicho de
otra manera, la llanura aluvial y su piedemonte oriental son más
amplios que al occidente pues la mayor dimensión de las cuencas
hidrográficas de la vertiente occidental de la Cordillera Occidental
y el aporte de sedimentos han presionado el río hacia el
occidente.
El piedemonte relacionado con las cuencas de los ríos Mira y
Patía es más desarrollado en el occidente debido a que ambas
cuencas están conectadas con los ejes volcánicos de las
Cordilleras Central y Centro-Occidental, ejes
ESQUEMA.Fig. 8-6. PIEDEMONTES ASIMETRICOS DE LA SERRANIA DEL BAUDO.
Fig. 8-5. PIEDEMONTE ENCAJONADO - ESQUEMA.
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cordilleranos que además fueron glaciados, por lo tanto el aporte
de materiales fue mucho mayor que en el resto de la Cordillera
Occidental. Este piedemonte escalonado (Fig. 8-4) provocó un
mayor crecimiento litoral en el área de Tumaco que sobresale mar
adentro en relación con el resto de la costa pacífica colombiana.
Los piedemontes de la Cordillera Occidental son más pequeños
comparados con los de la Central y Oriental por ser más baja. La
Cordillera Occidental no experimentó volcanismo en el Terciario
superior ni en el Cuaternario y la glaciación fue muy discontinua
en cerros aislados como Tatamá, Caramanta, Frontino y Uramá.
Así, el piedemonte hacia la depresión del Cauca es muy corto
comparado con los de la Cordillera Central (Fig. 8-6).
El río Cauca ocupa la parte occidental de la depresión junto a la
Cordillera Occidental; es decir, el piedemonte y la llanura aluvial
son más desarrollados en su margen oriental. El río Cauca fue
empujado hacia el occidente por los aportes de la Cordillera
Central (Fig. 8-6).
La Cordillera Central es la más alta y además fue afectada por
volcanismo y por eventos glaciares; ambos hechos incluyen un
gran aporte de materiales a los piedemontes. En las figuras 8-3 y
8-6 se muestra que los piedemontes de la Cordillera Central
empujaron a los ríos Cauca y Magdalena en sentidos opuestos. El
río Magdalena se ubica al este de la depresión casi pegado a la
Cordillera Oriental, como resultado de las desviaciones
producidas por los grandes flujos torrenciales procedentes de la
Cordillera Central.
Otra asimetría de los piedemontes relacionados con la Cordillera
Central es la altitud de las depresiones en que se encuentran. La
depresión del Cauca es en promedio unos 500 m más alta que la
del Magdalena y por esto los conos son más altos en términos
absolutos y también en términos relativos,
(Tomado de: Mapa Geológico Valle del Cauca, Ingeominas, 1992).Fig. 8-7. VALLE ASIMETRICO DEL RIO CAUCA Y SUS PIEDEMONTES.
El Cerrito
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Fig. 8-8. PIEDEMONTE LLANERO. (Tomado de Goosen, 1971).
en general. Los conos de Armenia, Pereira y Chinchiná son más
altos en relación con el nivel de base local (cauce de los ríos que
los construyeron) que los de Ibagué, Venadillo, Armero o
Mariquita en la depresión del Magdalena. En el caso de los flujos
(lahares) procedentes del Ruiz en Noviembre de 1985, estos no
afectaron directamente el cono de Chinchiná sino las vegas a lo
largo del río, es decir el eje de disección; en cambio sí se
desbordaron sobre Armero construido sobre un cono bajo.
La depresión en la que fluye el río Cesar también tiene
piedemontes asimétricos. Del lado occidental está la Sierra
Nevada de Santa Marta, un volumen montañoso que supera los
5000 m de altitud con aportes por deglaciación en el Pleistoceno y
ríos encañonados que construyeron conos en el piedemonte y
presionaron al río Cesar contra la serranía de Perijá. Esta
serranía, considerablemente más baja, con cuencas hidrográficas
más pequeñas y escasos aportes fluvio-glaciares, tiene un
piedemonte estrecho en relación con el construido al borde de la
Sierra Nevada.
La Cordillera Oriental también es asimétrica y por lo tanto lo son
sus piedemontes. La divisoria de esta cordillera no está centrada
sino que sus mayores alturas están hacia el lado oriental. La
vertiente oriental reune varios factores que explican un
piedemonte muy amplio hacia el oriente: pendiente abrupta,
mayor desarrollo de glaciares (Pleistoceno), frentes de
condensación con mayor cantidad de agua para las corrientes y
éstas cortan la estructura perpendicularmente formando cañones.
Otro factor que se agrega a los anteriores es una mayor
sismicidad que incide en un mayor aporte de sedimentos por
movimientos en masa. Como resultado se tiene un piedemonte y
llanura aluvial (Llanos) muy amplio como se ve en la figura 8-8. La
tectónica activa del piedemonte llanero, además del mayor aporte
de sedimentos, ha tenido otras consecuencias morfológicas. El
Fig. 8-9. PIEDEMONTE LLANERO ESCALONADO. ARAUCA.
1
2
3
(Tomado de I.G.A.C., 1986).
levantamiento del borde cordillerano ha levantado también los
conos, generando secuencias escalonadas como se muestra en
la figura 8-9. En algunos casos los conos y terrazas aparecen
fallados y con pendiente invertida, inclinados hacia la cordillera
(Goosen, 1971; Robertson, 1992).
La vertiente occidental de la Cordillera Oriental (hacia la depresión
del Magdalena) tiene características diferentes. El altiplano Cundi-
Boyacense constituye una trampa de sedimentos que impidió una
sedimentación importante hacia el Magdalena. Las condiciones
climáticas son menos húmedas por efecto de sombra en relación
con los vientos Alisios. Las corrientes principales de agua drenan
en sentido norte o sur paralelas o subparalelas al Magdalena y
con trampas internas de sedimentos. Bajo las condiciones aquí
señaladas, la construcción de conos aluvio-torrenciales ha tenido
una menor posibilidad. Sin embargo se señalan dos excepciones:
la cuenca del río Chicamocha-Sogamoso por su extensión y
conexión con una amplia área glaciar en el Pleistoceno (y aún
actualmente) logró construir un gran cono en su confluencia con el
río Magdalena. El piedemonte oriental del Magdalena en el
sureste del Huila también tiene conos amplios a pesar de la poca
altura de la cordillera en ese sector y con muy poca influencia
glaciar. Por analogía (parcial) con el piedemonte llanero se
supone (como hipótesis) que la intensidad de la actividad sísmica
del área aportó suficientes sedimentos para la construcción de
conos aluvio-torrenciales.
Las asimetrías planteadas explican de manera general la
morfología de los piedemontes colombianos. De otra parte, la
morfodinámica descrita plantea una inestabilidad real y potencial
de las áreas piedemontanas que han afectado históricamente y
afectarán en el futuro los asentamientos humanos bajo sus
diferentes formas de ocupación del espacio geográfico.
9. CAMBIOS CLIMATICOS CUATERNARIOS
Y MODELADOS HEREDADOS.
El orden de presentación de los capítulos bien podría haber sido
otro, en razón de la explicación de los hechos que se
correlacionan entre sí. Así por ejemplo, el conocimiento de las
glaciaciones es fundamental para explicar en parte los depósitos
piedemontanos tratados antes. A pesar de esto, aquí se tratarán
los principales cambios climáticos ocurridos en el Cuaternario y su
incidencia en los modelados que hoy reconocemos, tanto por sus
formas como por las formaciones superficiales correlativas.
En el capítulo 3 se planteó que la surrección de sistemas
montañosos (orogénesis) fue un fenómeno global que afectó la
Tierra especialmente en la segunda mitad del periodo Terciario.
Las consecuencias se manifiestan, entre otras, en el Cuaternario,
con un enfriamiento generalizado del planeta; razón por la que al
periodo Cuaternario se le califica a veces como la Edad de Hielo.
Aunque la orogénesis ha continuado en el Cuaternario, son los
cambios climáticos los que más han incidido en la conformación
geomorfológica más reciente de la historia de la Tierra.
De hecho, los cambios climáticos cuaternarios han afectado en
general todo el espacio colombiano, pero aquí la presentación se
centra en tres hechos fundamentales, de entre los varios que han
sido reconocidos en la geomorfología de Colombia: se trata de los
periodos glaciales con las glaciaciones y modelados glaciares, de
los cambios de humedad y de la cobertura vegetal que facilitaron
la elaboración de modelados eólicos y, finalmente, de los cambios
del nivel del mar resultantes de las fluctuaciones térmicas
sincrónicas con los glaciales e interglaciales, cambios que
explican la morfología litoral e insular.
9.1. GLACIALES, GLACIACIONES, GLACIARES Y MODELADO
GLACIAR.
Aunque no exclusivas del Cuaternario, las glaciaciones son una
característica esencial de este periodo en el que convergen dos
condiciones básicas: el enfriamiento y mayor humedad globales y
la ubicación del gran casquete glaciar de la Antártida en el Polo
Sur, que a su vez facilitó los flujos térmicos hacia la zona
ecuatorial.
La Tierra en su movimiento de translación alrededor del Sol sigue
una órbita que varía entre elíptica y circular, por lo tanto varía su
excentricidad. En 1940, el matemático servio M. Milankovich
planteó la generación de ciclos de aproximadamente 100.000
años de duración, en relación con la excentricidad de la órbita. De
los 100.000 años, 90.000 corresponden a una fase fría (glacial)
desencadenada por una menor recepción de energía en la Tierra
y le sigue la fase más corta con mayor recepción de energía que
origina un clima menos frío (más tibio) durante los 10.000 años
restantes o fase interglacial. Las dos conforman un ciclo glacial-
interglacial (Shackleton & Opdyke, 1973; Bowen, 1978, Fig. 9-1).
Si durante una fase o período glacial la temperatura es lo
suficientemente fría se puede desencadenar una glaciación; es
decir, la formación de masas de hielo o glaciares, o crecen los
relictos de la glaciación anterior.
Otras variaciones climáticas de menor duración y explicadas
también por los cambios en la geometría orbital de la Tierra, se
relacionan con la inclinación del eje terrestre con respecto al plano
del Ecuador celeste, inclinación que varía de 22.1° a 24.5° en un
periodo de 41.000 años, siendo actualmente de 23.5°. La otra
variable de la geometría orbital es la rotación del eje terrestre
alrededor de la perpendicular a la órbita terrestre con un periodo
de 22.000 años; es la precesión de los equinoccios. Hays et al.
(1976) probaron la
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correspondencia de estos cambios con fluctuaciones térmicas que
explican los estadiales e interestadiales; o cambios menores
dentro del ciclo glacial-interglacial.
Para explicar la sucesión de glaciaciones se utilizó durante varias
décadas el modelo alpino de Penck & Brückner (1909, citado por
Bowen, 1978) en el que se postularon las glaciaciones Günz,
Mindel, Riss y Würm, modelo desechado actualmente en la
medida en que se ha ido precisando el conocimiento al respecto.
Algunos cambios climáticos del Pleistoceno se citan a
continuación: Bowen (1978) describe para los últimos 700.000
años, en las Islas Británicas, 7 periodos glaciales con
glaciaciones; en la Patagonia argentina las glaciaciones se
registraron desde hace 3.5 m.a. (Mercer, 1975); en Chile,
Caviedes & Paskoff (1975) y Laugenie (1982) describieron tres
glaciaciones y en Bolivia los glaciares aparecieron por lo menos
desde hace 2 m.a.
En la Cordillera Blanca (Perú) y en la Cordillera Real (Bolivia),
Clapperton (1981) describió patrones de avance y retroceso
glaciar para el final del Pleistoceno. Afirma, que además de los
depósitos glaciares correspondientes a las dos últimas
glaciaciones se encuentran depósitos más antiguos a 3.27 m.a.
en cercanías de La Paz (Bolivia), mientras que en el Perú no se
han encontrado evidencias anteriores a las dos últimas
glaciaciones.
9.1.1. LA GLACIACION EN COLOMBIA.
En Colombia, a partir de análisis palinológicos en sedimentos
lacustres de la Sabana de Bogotá, Hooghiemstra (1984) definió
27 ciclos climáticos mayores (glacial-interglacial) con una
periodicidad media de 100.000 años y que corresponden bastante
bien con las variaciones establecidas para el Atlántico
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Norte y Ecuatorial y del Pacífico como prueba de la sincronía
explicada por la variación de la geometría orbital. Sin embargo,
esto no significa que en Colombia hayan ocurrido 27 glaciaciones,
sólo se tienen evidencias claras para la última glaciación (Van der
Hammen et al. 1973, 1980-1981; Van der Hammen & González ,
1963; Helmens, 1988; Flórez, 1986, 1992, entre otros autores).
Ver figura 9-2.
Siguiendo el modelo alpino y con base en niveles diferentes de
disección en depósitos fluvio-glaciares en la cuenca del río
Tunjuelito (Páramo de Sumapaz), en la Sierra Nevada del Cocuy
(Boyacá) y en el páramo de Arcabuco (Boyacá), Brunnschweiler
(1981) planteó la ocurrencia de diferentes glaciaciones, pero sin
soporte en dataciones o análisis de alteración diferencial en los
clastos de los depósitos
Algunos autores han postulado la ocurrencia de una penúltima
glaciación en Colombia. En Murillo (Tolima) Herd (1982) describe
una morrena cubierta con cenizas, estas últimas fechadas con
100.000 años, por lo que la morrena sería de una glaciación
anterior. Van der Hammen et al. (1980-1981) describen el estadio
Río Negro en la Sierra Nevada del Cocuy como perteneciente a
una penúltima glaciación. El mismo estadio es descrito en el
Sumapaz (D.C.) por Helmens (1984) y también Flórez (1986)
describe un estadio aparentemente correspondiente a la
penúltima glaciación en Marulanda (Caldas). Los trabajos citados
señalan la posibilidad de una penúltima glaciación cuyos
modelados habrían sido, en general, borrados (erosionados) por
el avance de la última glaciación, supuestamente de mayor
cobertura.
El último período interglacial, o comienzo del Pleistoceno superior,
funcionó de hace 128.000 años a.p. hasta 116.000 años a.p., es
decir con una duración ligeramente mayor a los 10.000 años
(Bowen, 1978). Desde
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CAMBIOS VERTICALES DE
TEMPERATURALA VEGETACION Y DE LA CRONOESTRATIGRAFIA Y CORRELACION
DE FUQUENE DURANTE LOS ULTIMOS 30.000 AÑOS.(Fuente: Van Gell & Van der Hammen, 1973 y Kuhry, 1988).
Fig. 9-3. CAMBIOS DE LA VEGETACION Y DE LA TEMPERATURA EN EL AREA
entonces, (116.000 años) comenzó el último período glacial (frío)
y para Colombia los glaciares (nevados) empezaron a formarse
hace unos 70.000 años, coincidiendo con el tiempo más frío del
período glacial (Wijmstra & Van der Hammen, 1974). Estos
autores muestran la sincronía térmica-temporal del último ciclo
glacial-interglacial como fenómeno global (Fig. 9-2).
Así, hacia hace 70.000 años los glaciares colombianos
empezaron a formarse o quizás crecieron los relictos de una
posible penúltima glaciación. Según Van der Hammen (1985), en
el último glacial para Colombia la máxima extensión del hielo
ocurrió poco antes de 35.000 años a.p. Posteriormente los
glaciares disminuyeron y poco antes de 25.000 años a.p. hubo
otro avance glaciar o estadial y de los 21.000 a los 14.000 años
hubo una notable reducción del hielo por ser una fase muy seca
aunque fría y entre los 14.000 y 10.000 años a.p. hubo varias
fluctuaciones con la alternancia de estadiales e interestadiales
(Fig. 9-3). Para las latitudes medias del hemisferio norte, el
máximo de la extensión glaciar fue hacia los 18.000 años a.p.; no
así en Colombia donde las condiciones de humedad no fueron
suficientes para el avance de los glaciares.
Así terminó el Pleistoceno, entre hace 11.000 a 10.000 años a.p. y
dio comienzo el Holoceno con unas condiciones de humedad y
temperatura que aunque cambiantes, han sido, en general,
similares a las actuales.
Durante el Pleniglacial las montañas colombianas se cubrieron de
hielo hasta alturas de 3.000 m ± 100 m; ocasionalmente
descendieron un poco más y cubrieron 17.108 km², dato obtenido
de la planimetría una vez delimitados los modelados glaciares
heredados. Abajo de los glaciares estaba el páramo de entonces
y se calcula que alcanzaba la extensión que se muestra en la
figura 9-5 hasta altitudes de 2.500 m y, posiblemente, menores.
La cobertura se
Fig. 9-4. EXTENSION DE LOS GLACIARES DURANTE EL PLENIGLACIALY EN LA PEQUEÑA EDAD GLACIAR.
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Extensión de la Pequeña edad
glaciar (Pleniglaciar)
glaciar.
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Sierra Nevadade Santa Marta
VENEZUELA
muestra en el mapa de la figura 9-4 y como un ejemplo más
detallado, se muestra la extensión de la Sierra Nevada del Cocuy
(Fig. 9-6).
9.1.2. CONSECUENCIAS DE LOS EVENTOS GLACIALES Y
GLACIARES.
Los periodos glaciales del Cuaternario han afectado el territorio
colombiano, también la última glaciación (o glaciaciones ? ). De
todos modos, la formación de glaciares en el territorio colombiano
fue, al parecer, un fenómeno posterior para Colombia que para el
resto de Suramérica.
Se estima que durante el último glacial la temperatura alrededor
del Atlántico ecuatorial fue de unos 2°C menor que en el presente
(Emiliani, 1966), pero para el mismo tiempo la temperatura del
borde del altiplano de Bogotá es estimada por Van der Hammen
(1985) en unos 7°C menos que la actual, es decir, correspondía al
páramo propiamente dicho. Esto significa que las variaciones
térmicas se incrementan con la altitud. Fuera de las áreas
glaciares, los cambios térmicos hicieron variar los pisos
bioclimáticos; así durante períodos fríos los pisos se contraían y
descendían y durante los interglaciales los pisos subían. En la
figura 9-5 se muestra la posible extensión de los páramos durante
el pleniglacial.
De acuerdo con los varios trabajos realizados por el autor (Flórez,
1986, 1992, 1997), el límite inferir de los glaciares al final de la
Pequeña Edad Glaciar (1850 d.C., aprox.) estaba, en promedio a
los 4300 m. Luego, mediante el seguimiento en tiempo y altitud de
los nevados desaparecidos en el siglo XX (cuadro No. 9-1) y
conociendo que el límite inferior de los glaciares actuales está a
los 5000 m (en promedio para el año 2000), se concluye que:
VENEZUELA
Perijá
CUCUTA
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Serranía de
glaciar
Posible extensión de los
Límite de la mayor extensión
páramos en el plenigracial
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GarzónMacizo de
de Santa MartaSierra Nevada
BOGOTA
BUCARAMANGA
Fig. 9-5. EXTENSION DE LOS PARAMOS Y LOS GLACIARES DURANTEEL ULTIMO GLACIAL (Y GLACIACION).
- Es evidente que la isoterma de 0°C se ha ido desplazando
verticalmente como respuesta al incremento térmico de la
atmósfera, lo que explica el desequilibrio glaciar (fusión).
- Según los datos antes planteados, la isoterma de 0°C se
desplaza altitudinalmente con una velocidad de 5 m / año,
promedio para los últimos 150 años (Flórez, 2002, en
preparación). Aproximadamente, esta es la misma velocidad
con que funde la parte baja de los glaciares; así, cada año el
borde glaciar estará 5 m más arriba.
- En la medida en que los glaciares se funden, se liberan
espacios que entran a hacer parte del piso periglaciar (o
superpáramo). En otros términos, el piso periglaciar está
creciendo por arriba, donde aún existen glaciares. A su vez,
por el incremento de la temperatura, el páramo fitocoloniza,
hacia arriba, la parte baja del superpáramo. Pero también, el
páramo debe estar perdiendo espacio en su parte inferior.
Los cambios climáticos modificaron la composición, fisionomía y
áreas ocupadas por las formaciones vegetales. Desde el
comienzo del último glacial (116.000 años a.p.), en el altiplano
Cundi-Boyacense y en alturas similares de los Andes
colombianos, la vegetación herbácea y rala de los páramos fue
reemplazando paulatinamente al bosque andino y alto-andino, los
que a su vez migraron hacia altitudes inferiores. Desde comienzos
del Holoceno la vegetación fue colonizando progresivamente las
áreas deglaciadas al mismo tiempo que se formaban nuevos
suelos. Las variaciones en la cobertura vegetal necesariamente
incidieron en la efectividad de los procesos erosivos ya que a
mayor cobertura vegetal la erosión hídrica y eólica es menos
efectiva.
Durante la mayor extensión de la última glaciación el nivel del mar
era unos 100 m más bajo que el actual y Ochsenius (1983)
calcula que la línea de costa del mar Caribe colombiano estaba
unos 15 km retirada más hacia el norte en relación con la actual,
igualmente las islas eran mucho más extensas que en el
presente. Con la deglaciación ocurrió el efecto contrario, gran
parte de las masas glaciares de los polos y de las montañas se
fundieron y fueron al mar haciendo subir su nivel. Por esto, el
modelado litoral que hoy conocemos está estrechamente
relacionado con el último ciclo glacial-interglacial (tema que se
presentará más adelante).
Con el ascenso del nivel del mar los ríos construyeron nuevas
áreas aluviales, especialmente en las partes bajas de las llanuras
costeras. Según Van der Hammen (1986) el área inundable del
sistema fluvial Magdalena-Cauca-San Jorge ha experimentado
una sedimentación progresiva durante el interglacial actual,
aunque con intensidades oscilantes.
La dinámica glaciar pasada y actual hace parte de un sistema de
transferencia de materiales de las montañas hacia las partes
bajas, las aguas de fusión transportaron grandes cantidades de
materiales detríticos y formaron depósitos fluvio-glaciares en
formas de conos de deyección, especialmente en los bordes de
los altiplanos o a altitudes similares. Otros materiales fueron
transportados hasta los conos de deyección de los piedemontes.
En los valles estrechos y profundos de los ríos de la alta montaña
(entre 2000 y 3000 m) son frecuentes los conos de deyección
fluvio-glaciar, áreas que por su pendiente menor son preferidas
para el asentamiento de pequeñas poblaciones.
En la alta montaña la glaciación modificó el relieve, elaborando
modelados específicos (ver aparte siguiente), entre los que
sobresalen los circos glaciares, las cubetas de sobreexcavación
glaciar frecuentemente ocupados por lagunas, los valles glaciares
con forma de cuna o artesa y los depósitos morrénicos.
Con la orogenia de las cordilleras, las alteritas del sustrato
formadas por meteorización en el Terciario fueron levantadas,
algunas de las cuales aún se encuentran de manera residual;
pero las que llegaron a altitudes superiores a los 2.900 m fueron
tomadas por los glaciares, razón por la que en los páramos no se
encuentra este tipo de formación superficial. Dicho de otra
manera, las formaciones superficiales presentes hoy en la alta
montaña son los depósitos detríticos abandonados por los
glaciares (morrenas y conos fluvio-glaciares), depósitos de
gelifractos y los suelos desarrollados durante el Holoceno. Como
formación superficial, existen también los materiales piroclásticos
depositados en el Holoceno.
Por la anterior razón, en los páramos no se presentan los
problemas de solifluxión o la ocurrencia de deslizamientos
grandes, ya que los movimientos en masa más frecuentes son
pequeños derrumbes y desplomes en las cornisas.
La llegada de los primeros grupos humanos al territorio
colombiano ocurre en el Holoceno, bajo condiciones climáticas
más benignas, aunque la alta montaña no fue espacio de
ocupación permanente.
9.1.3. LOS GLACIARES EN EL INTERGLACIAL ACTUAL.
Las condiciones climáticas del interglacial actual u Holoceno se
caracterizan por una mayor recepción de energía solar en la
Tierra. Para Colombia, como en otros sistemas montañosos del
planeta, el ascenso térmico implicó la
Fig. 9-6. EXTENSION GLACIAR DURANTE EL PLENIGLACIAL DE LASIERRA NEVADA DEL COCUY. (Flórez, 1992).
TUNJA
P. G
UAN
TIVA
Cll. Escorial
BUCARAMANGA
Santurban
CáchiraP. BUEYES
P. GUERRERO
DEL COCUY
YOPAL
Glaciares actuales
los glaciares (Pleniglacial)Máxima extensión de
Pequeña Edad Glaciar
Pamplona P. TAMA
SIERRA NEVADA
consecuente vegetalización de la alta montaña, la formación o el
ascenso de los páramos y de los demás pisos bioclimáticos.
Kuhry (1988) resume los principales cambios holocénicos:
Holoceno inferior (9500-6000 años a.p.) con aumento en la
temperatura y en la precipitación, luego un óptimo bioclimático de
7000 a 3000 años a.p., tiempo a partir del cual se presenta un
leve deterioro hacia condiciones más frías pero oscilantes.
Al interior de estos cambios ocurrió un pequeño avance glaciar
(estadial) entre 7400-6050 años a.p. (Holoceno medio) y el de la
Pequeña Edad Glaciar ocurrida entre los siglos XVI y XIX (Thouret
& Van der Hammen, 1981), entre los más destacados.
En cuanto a la Pequeña Edad Glaciar, es el avance más reciente
y mejor documentado históricamente, ocurrido como
consecuencia de un enfriamiento de la atmósfera terrestre entre
los años 1600 y 1850 (d. C.). Al igual que los otros cambios, este
es un cambio global que en Colombia hizo descender los
glaciares residuales hasta 4300 m en promedio. En el sur del
país, los nevados Cumbal, Pan de Azúcar y Puracé descendieron
hasta los 4200 m, hasta 4400 m en los nevados del centro (Ruiz,
Santa Isabel ... ) y 4600 m en la Sierra Nevada de Santa Marta
(Flórez, 1992). Con este avance los hielos cubrieron 374 km².
A partir del final del siglo pasado, la temperatura asciende como
una oscilación menor hasta el presente, lapso durante el cual
desaparecieron varios glaciares (nevados) como se muestra en el
cuadro siguiente.
GLACIAR ALTITUD
(m)
PEQUEÑA
EDAD
GLACIAR.
AREA EN km²
AÑO
DESAPARICIO
N
1. Chiles 4470 0.6 1950
2. Cumbal 4790 2.3 1985
3. Galeras 4276 1.0 1948
4. Sotará 4580 3.0 1948
5. Pan de
Azúcar
4520 4.5 1960
6. Puracé 4520 3.5 1940
7. Quindío 4650 4.3 1960
8. Cisne 4600 4.5 1960
Cuadro 9-1. Glaciares (nevados) desaparecidos en el siglo XX.
De acuerdo con los datos de altitud, el glaciar desaparece en la medida en
que la isoterma de 0°C asciende por aumento térmico.
En el presente sólo existen cuatro nevados (glaciares) y dos sierras nevadas
como conjuntos aislados de picos cubiertos por glaciares. Estas masas
glaciares existentes son relictos de la última glaciación y debido al aumento
térmico generalizado desde el año 1850 están en franco retroceso (fusión
acelerada), tal como se muestra en el cuadro siguiente y en las figuras 9-7,
9-8 y 9-9.
GLACIAR AÑO AREA km² 1. Huila
1850 1965 1981 1990 1996
33.7 16.3 15.4 13.9 13.3
2. Tolima
1850 1946 1958 1987 1996
8.6 3.1 2.7 2.1 1.0
3. Santa Isabel
1850 1946 1959 1987 1996
27.8 10.8 9.4 6.4 5.3
4. Ruiz
1850 1959 1975 1985 1986 1990 1997
47.5 21.0 19.6 18.7 17.0 14.1 9.3
5. Sierra Nevada del Cocuy
1850 1978 1985 1994
148.7 38.8 35.7 23.7
6. Sierra Nevada de Santa Marta
1850 1939 1954 1981 1989
82.6 21.4 19.4 16.1 12.0
1995 11.1 Cuadro 9-2. Recesión de los glaciares (nevados) actuales desde 1850 (d.C.). (Tomado de Flórez, 1992, 1997) Los datos que aparecen en el cuadro anterior se obtuvieron de la
fotointerpretación y planimetría del modelado heredado del avance de la
Pequeña Edad Glaciar (año 1850 aprox.) y luego de acuerdo con las
coberturas de fotos aéreas según fechas señaladas. A partir de este cuadro,
se graficó la información en la figura 9-7, en la cual se aprecia la tendencia a
la fusión glaciar y, si se proyectan las curvas, se podría afirmar que algunos
nevados desaparecerán en las próximas décadas.
De estos datos se deduce una disminución porcentual anual del área cubierta
que varía entre 0.5 y 1.1 %; mientras que por efecto de la explosión del
volcán el Ruiz en 1985 la fusión se aceleró no sólo en el Ruiz sino también
en los nevados del Tolima y Santa Isabel por la concentración de piroclastos
que concentran la radiación solar, con porcentajes de pérdida de área que
superaron el 4 %.
Fig
. 9-7
. R
EC
ES
ION
DE
LO
S G
LAC
IAR
ES
AC
TU
ALE
S D
ES
DE
LA
PE
QU
EÑ
A E
DA
D G
LAC
IAR
A P
AR
TIR
DE
185
0 d.
C..
COCU
Y
SANT
A M
ARTA
RU
IZ
HU
ILA
SA
NTA
ISA
BE
L
TO
LIM
A
140
120
100
80 60 40 20
AR
EA
(km
. )2
AÑ
O18
5019
0019
5019
9020
00
DEL HIELO. (Fuente: Flórez, 1992).Fig. 9-9. ALTITUD RELATIVA DE LAS ISOTERMAS DE 0 C. DEL AIRE Y
Recio 3
Nereidas
Recio 1
Olleta
600
500
400
300
200
100
m.R
ET
RO
CE
SO
1960 1970 1980 1990 AÑOS
SEGUN MEDICIONES AEROFOTOGRAMETRICAS
Fig. 9-8. RETROCESO DE LENGUAS GLACIARES EN EL NEVADO DEL RUIZ.(Fuente: Flórez, 1986).
Altitud.
h 0. C. Hieloo
h 0. C. Aireo
BordeGlaciar
T C. Hieloo
T C. Aireo
Temperatura0 C. o- +
o
Como parte de un proyecto de investigación sobre glaciares, adelantado por
el Instituto Geográfico Agustín Codazzi -IGAC-, con la dirección del autor, se
monitorearon lenguas glaciares en la Sierra Nevada del Cocuy y en los
nevados del Ruiz y Santa Isabel. De los resultados se muestra el ejemplo de
la figura 9-8 y en general se encontró un retroceso promedio anual entre 12 y
18 m/año y una pérdida de espesor cercana a 2 m/año. Esto, unido a la
información antes señalada, demuestra una recesión rápida que podría llevar
algunos nevados a su desaparición en las próximas décadas, si continúan las
actuales tendencias térmicas.
Con base en datos parciales de estaciones climatológicas instaladas en y
cerca del Nevado Santa Isabel, se logró estimar el desequilibrio térmico entre
la temperatura del aire y la del hielo. Como se muestra en la figura 9-9, para
una altitud dada, la temperatura del hielo es superior a la temperatura media
del aire, así el hielo está en desequilibrio y la consecuencia es la fusión,
especialmente si está cerca de la isoterma de 0°C. La isoterma de 0°C se
encuentra cada vez a mayor altura, dicho de otra forma, el glaciar recede por
el aumento térmico, tal como se había demostrado en términos generales
para Colombia en el cuadro anterior y en la figura 9-7.
Otro ejemplo del retroceso glaciar fue reconstruido con fotografías de campo
y aéreas en el glaciar el Cóncavo de la Sierra Nevada del Cocuy (Fig. 9-10).
Este glaciar se extiende hacia el occidente sobre los reveses más suaves,
mientras que sobre la cornisa (frente) oriental, de pendiente abrupta, el hielo
no se acumula en el presente.
Retomando datos antes presentados, si en 1850 (d.C.) la isoterma de 0°C
estaba a los 4300 m de altidud y hoy (año 2002) se ubica a los 5000 m, con
un promedio de ascenso altitudinal de 5 m / año y, apoyados en los datos de
la temperatura media anual del aire de la estación Las Brisas (flanco
occidental del Nevado del Ruiz a 4150 m) con promedio de 4.5°C en los
últimos 18 años, entonces se puede afirmar que la temperatura media anual
del aire se ha incrementado en por lo menos 4°C (Flórez, 2002, en
preparación). Este incremento térmico es superior al promedio aceptado a
nivel mundial, lo cual permite afirmar una vez más que los incrementos
térmicos son más amplios y de mayor impacto en la alta montaña.
El aumento térmico de la atmósfera registrado a nivel mundial desde 1850 (d.
C.) hasta nuestros días es, al parecer, una oscilación menor positiva dentro
de la tendencia general al descenso que empezó en el Holoceno medio. Sin
embargo, esta oscilación parece acelerada por efectos humanos
relacionados con la emisión de gases de efecto invernadero a la atmósfera.
De otra parte, estadísticamente, estaríamos al final del interglacial actual u
Holoceno.
9.1.4. LOS MODELADOS GLACIARES.
Las masas de hielo en las montañas colombianas durante el Pleniglacial
podían superar los 200 m de espesor en las cumbres. El hielo se comporta
como un fluido y se desplaza lentamente hacia abajo a velocidades de
algunos metros por año. En algunos sectores, de acuerdo con la topografía,
puede desplazarse con un movimiento inverso a la pendiente con efecto de
retroexcavación.
El movimiento y la presión de su masa producen varios efectos modeladores:
fracturación y arranque de clastos rocosos e incorporación de los mismos a
la masa glaciar, pulimento del sustrato, construcción de circos glaciares y
cubetas de sobreexcavación escalonadas (Fig. 9-11), entalle de amplios
valles en forma de cuna o artesa y abandono de los detritos rocosos
(morrenas) una vez que el glaciar se funde. Estos depósitos se organizan en
DESDE 1938. (Fuente: Flórez, 1992, con base en seguimientos Fig. 9-10. VARIACION DEL LIMITE INFERIOR DEL GLACIAR EL CONCAVO
LAGUNA GRANDE DE LA SIERRA
PICOEL CONCAVO
199719881977
1938
1948
fotográficos de Erwin Krauss, límite 1997 IDEAM).
los flancos a lo largo del valle (morrenas laterales, Fig. 9-12), en el fondo
como morrenas de fondo, o al final perpendicularmente al valle (morrenas
frontales).
La ubicación de circos glaciares se encuentra en general arriba de los 3500
m, pues se requiere una masa glaciar espesa que pueda generar
retroexcavación; de los circos hacia abajo se extienden los valles glaciares y
los depósitos morrénicos que descienden hasta 3000 m ± 100 m,
ocasionalmente un poco más.
Los modelados glaciares heredados del Pleniglacial se distribuyen en
Colombia de la siguiente manera: (ver Fig. 9-4):
- En la Cordillera Centro-Occidental los glaciares fueron continuos desde la
frontera con el Ecuador y cubrían las estructuras volcánicas del Chiles,
Cumbal, Colimba, Azufral y Gualcalá.
- La Cordillera Occidental tuvo glaciares discontinuos en cerros
aislados: Farallones de Cali, Tatamá, Caramanta, Concordia,
Frontino y Paramillo.
- El eje de la Cordillera Central fue cubierto por glaciares discontinuos
desde la frontera con Ecuador, con interrupciones al norte y sur del
Macizo Colombiano y entre los actuales páramos de Don Simón y el
Nevado del Tolima. A partir del Nevado del Tolima la cobertura era
continua hasta el norte de Marulanda (Caldas).
- En el sur de Cordillera Oriental, en el Macizo de Garzón, hubo glaciares
en las serranías de Miraflores y Los Picachos. Luego al norte de la
depresión de Uribe los glaciares cubrían el hoy llamado Páramo de
Sumapaz. Volvían a aparecer desde el norte de la laguna de Tota de
manera continua por todo el eje de la cordillera hasta el páramo de
Cáchira (Norte de Santander), es lo que podría llamarse la Sierra Nevada
del Cocuy de ese tiempo con una extensión de 5.372 km², es decir el 32
% del área glaciar de Colombia en el Pleniglacial (Fig. 9-6).
Sobre estos modelados, las formaciones superficiales son los depósitos
morrénicos asociados a los valles glaciares; de otra parte están los depósitos
de gelifractos al pie de las cornisas. Los materiales piroclásticos holocénicos
cubren los modelados glaciares, aunque con poca representatividad en la
Cordillera Oriental. En cualquier caso, los suelos como parte de las
formaciones superficiales, se desarrollaron en el Holoceno.
Como procesos morfogénicos actuales se destacan los derrumbes pequeños
en los flancos de las morrenas (Fig. 9-12), especialmente cuando
desaparece la vegetación arbustiva por ocupación agropecuaria. Otros
procesos son la disección elemental y el escurrimiento superficial, ambos
leves. No hay una disección profunda, pues las corrientes hídricas son
pequeñas, en general.
Otra característica importante de los modelados glaciares heredados es la
abundancia de lagunas que ocupan geoformas diferentes: cubetas de
sobreexcavación glaciar, frecuentemente escalonadas (Fig. 9-11),
depresiones de obturación o represamiento morrénico, depresiones de
obturación por flujos de lava (laguna del Otún) y también se encuentran
algunas que ocupan cráteres volcánicos (El Buey).
Las lagunas del páramo también cumplen una función de regulación hídrica,
función que se está perdiendo por la sedimentación relacionada con la
Fig. 9-12. VALLE GLACIAR Y MORRENAS LATERALES Y DE FONDO.
Escala aproximada
(Flórez & Ríos, 1998).Fig. 9-11. CUBETAS DE SOBREEXCAVACION GLACIAR CON LAGUNAS.
Circo
Circo
Sobre-excavación
Sobre-excavación
Represamiento morrénico
Morrena terminal
Escaleras ciclópeas
deforestación y las actividades agropecuarias que aceleran el escurrimiento
superficial y transporte de sedimentos a las lagunas.
En el trabajo de Flórez & Ríos (1998) se planimetró el área lacustre de la alta
montaña, con un total de 1.428 lagunas y una extensión de 135 km ². La
mayor concentración de lagunas está en la Cordillera Oriental (693), seguida
por la Cordillera Central (445). Llama la atención la abundancia de lagunas
en la Sierra Nevada de Santa Marta (383) en relación con su menor
extensión, mientras que en la Cordillera Occidental sólo se encuentran 7
lagunas con un área de 0.3 km². Las lagunas citadas están principalmente
relacionadas con la dinámica glaciar heredada y muy secundariamente con
influencia volcánica.
Arriba de los 3900 m aproximadamente comienza el piso periglaciar actual,
donde el frío es un factor que controla algunos procesos: nevadas con
hielo/deshielo, reptación de suelos, deflación por el viento en ausencia de
vegetación y también la crioclastia o ruptura de rocas una vez que el agua
que penetra en las grietas se congela. Este proceso ocurre en la parte
superior del piso periglaciar arriba de los 4500 m. En este espacio también
funciona la descamación de rocas por cambios térmico fuertes.
El piso glaciar tiene como formación superficial las masas de hielo, para las
que en el año 1997 se calculó su límite inferior: entre 4.900 y 5.000 m en la
Cordillera Central y en la Sierra Nevada del Cocuy y a 5.200 m en la Sierra
Nevada de Santa Marta.
Como antes se indicó, el proceso principal del piso glaciar es la fusión
acelerada y por lo tanto su reducción. Otros procesos característicos son la
formación de grietas, avalanchas localizadas y formación de túneles debidos
a la fusión subglaciar.
Fig. 9-13. MODELADOS GLACIARES HEREDADOS Y ACTUALES.
PisoGlaciar
5.000 100
3.000
Periglaciar
Piso
modeladoPiso del
+-
3.800
heredadoglaciar
De acuerdo con lo anterior, los modelados glaciares heredados o actuales
muestran una distribución altitudinal que se esquematiza en la figura 9-13. A
partir de esta distribución vertical, fundamentada en las herencias morfo-
climáticas, se define la alta montaña:
- La alta montaña se considera, con base en Flórez (1997), como el
espacio a partir del cual operaban los procesos periglaciares durante la
última glaciación. Es decir, se excluye el páramo de esa época, pero se
incluye el superpáramo y el piso glaciar, el primero de los cuales
(superpáramo) se extendía desde los 2700 ± 100 m hasta el borde inferior
de los glaciares, 3000 ± 100 m.
- En campo, el límite inferior de la alta montaña se identificó (en diferentes
partes del país) por una capa de gravilla (stone line) a los 2700 ± 100 m
bajo los suelos desarrollados en el Holoceno. La capa de gravilla es la
evidencia del proceso de selección granulométrica ligado al escurrimiento
difuso en condiciones periglaciares.
- El siguiente piso morfogénico de la alta montaña es el modelado glaciar
heredado, o espacio ocupado por los glaciares de la última glaciación,
entre los 3000 ± 100 m hasta el borde inferior del piso periglaciar actual a
4300 ± 100 m.
- A partir del anterior, se encuentra el piso periglaciar actual o
superpáramo, también considerado como un desierto de altitud, entre los
4300 ± 100 y los 5000 ± 100 m. Allí el proceso dominante actual es el
escurrimiento superficial difuso ligado al hielo-deshielo de las nevadas
ocasionales y que opera en ausencia de vegetación. La disección, en
pequeños surcos y cárcavas, también es funcional. Autores como Khobzi
(1981a) y Brunnschweiler (1981) también reconocieron la formación de
suelos estriados y poligonales relacionados con la reptación generada por
el hielo-deshielo.
- Finalmente, como culminación altitudinal de los sistemas montañosos,
aparece el piso glaciar a partir de los 5000 ± 100 m, cuyas características
fueron descritas antes.
9.2. LOS MODELADOS EOLICOS.
Además de la existencia de corrientes fuertes de viento, la condición esencial
para la elaboración de modelados eólicos es la ausencia de vegetación o una
densidad muy rala de la misma. En esas condiciones, el viento ejerce un
trabajo físico de arranque de materiales (deflación) y posterior transporte y
acumulación. Esto ocurre principalmente en condiciones bioclimáticas
desérticas o subdesérticas.
En Colombia se han identificado modelados eólicos con la descripción de
dunas y mantos eólicos en el Bajo Magdalena, en la península de la Guajira
(Khobzi, 1981b; Ochsenius, 1981), en los Llanos Orientales (Goosen, 1971) y
en la altillanura del Vichada (Join & Torres, 1987). En las mesetas o tepuyes
de la Amazonia (entre los ríos Caquetá y Apaporis) Galvis (1994) describió
modelados eólicos en el sustrato rocoso identificables por pedestales,
hongos, arcos de roca, puentes naturales, cavernas de deflación y barniz
lustroso de óxidos e hidróxidos de hierro y manganeso, típicos de áreas
desérticas. El autor citado considera estos modelados similares con los de
las formaciones de mesas y mesetas en el Territorio Federal del Amazonas y
del Estado Guayana, en Venezuela.
En cuanto a los modelados eólicos de la Guajira y de los Llanos Orientales,
se extienden también en Venezuela y en ambos casos están relacionados
con la célula de alta presión subtropical o su influencia marginal (efecto
secante de los vientos Alisios). Una tal extensión como la planteada no
puede deberse a efectos locales como lo sugiere Goosen (1971) para los
Llanos Orientales, sino que, debido a la gran amplitud regional, debió tratarse
de períodos bioclimáticamente subdesérticos o desérticos.
9.2.1. LOS MODELADOS EOLICOS ANTIGUOS.
De acuerdo con Khobzi (1981b), los modelados eólicos de la Guajira y de los
Llanos Orientales son policíclicos; es decir, se desarrollaron en tiempos
diferentes lo que muestra alternancia de épocas secas y húmedas ( o menos
secas), mientras que los modelados, especialmente las dunas, aparecen
unas mejor conservadas que otras.
Con respecto a los períodos secos que hubieran facilitado la generación de
modelados eólicos se conocen según Van der Hammen (1974) las fases con
déficit de humedad del comienzo del último glacial, del final del último glacial
y otra fase seca en el Holoceno medio, fases en las que se habrían formado
las dunas y mantos eólicos, tal como lo plantea Khobzi (1981b) y Tricart
(1974). Este último autor agrega que la formación de dunas en los Llanos
correspondería con los modelados desérticos de la Amazonia brasileña.
Ochsenius (1981) describe un período desértico a subdesértico al final del
último glacial entre 20.000 y 13.000 años a.p. en el litoral caribeño y Khobzi
(1981b) sugiere que por el mismo estado de conservación las dunas de la
Guajira y de los Llanos de Casanare corresponderían a dicho período.
Los anteriores argumentos señalan la existencia de períodos
verdaderamente desérticos en el Cuaternario y especialmente a final del
Pleistoceno (final del último glacial).
En los Llanos Orientales los modelados eólicos se ubican principalmente en
Arauca y Casanare junto al río Meta (Fig. 8-8) y están compuestos por dunas
y manto eólico. Las dunas son parabólicas y longitudinales estabilizadas (Fig.
9-14) y con orientación dominante noreste (vientos Alisios). Las dunas
pueden tener longitudes de 2 a 6 km con anchos hasta de 1.5 km y la altura
puede tener varias decenas de metros, aunque en la mayoría de los casos
no pasan de 10 m. El manto eólico cubre extensas superficies con arenas
muy finas y limos en topografías planas en la que aparecen pequeñas
depresiones también cubiertas con loess (Fig. 9-14 y 9-15).
Para la altillanura del Vichada, Join & Torres (1987) describen dunas
longitudinales en las márgenes de los ríos Tomo y Vita, alternando con glacis
coluvio-aluviales.
Estero Aguaclara
Pantanos
Dunas
Manto eólico - Loess
Llanura inundable
Depresiones en Loess
Fig. 9-15. MANTO EOLICO EN CASANARE. (Goosen, 1971).
Fig. 9-14. DUNAS LONGITUDINALES Y PARABOLICAS EN LOS LLANOSDE CASANARE. (Khobzi, 1981b).
Fig. 9-17. DUNAS SUBRECIENTES Y ACTUALES - LITORAL GUAJIRO.
Fig. 9-16. DUNAS ANTIGUAS CUBIERTAS - GUAJIRA. (Flórez et al. 1998).
NEBKA
SUELOENTERRADO
DUNA
FORMACIONCASTILLETES DUNA
ALUVIONES(Inundación)
SUELO
CARBON VEGETAL
(Arenoso Ocre)
FERRUGINOSASCOSTRAS
? ?
DUNA LITORAL
FORMACIONCASTILLETES
MARISMASSUBRECIENTES
NEBKA
(Flórez et al. 1998).
Las dunas y manto eólico de la Guajira bien pudieron haberse formado a una
altura de 80 a 100 m sobre el nivel del mar, pues de corresponder con el
Pleistoceno superior (Ochsenius, 1981) el mar estaba en su fase regresiva
en relación con la última glaciación. Hoy las dunas aparecen recortadas por
el oleaje marino.
Las dunas de la Guajira aparecen cubiertas por un suelo orgánico (Fig. 9-16),
lo que muestra un cambio positivo en las condiciones de humedad para
luego deteriorarse de nuevo. En otros casos, el modelado eólico está
cubierto lateralmente por sedimentos aluviales (Fig. 9-16 y 9-17).
En el Bajo Magdalena, las dunas se ubican al norte de Galerazamba y al
noroeste de Barranquilla y, al igual que las de la Guajira, pudieron haberse
formado al final del último glacial con un nivel del mar inferior (-100 m aprox.)
al actual, pues aparecen recortadas por acción marina y sobresalen de 3 a 5
m sobre el nivel del mar actual.
9.2.2. DINAMICA EOLICA ACTUAL.
La fuerza erosiva del viento en el espacio colombiano es actualmente un
fenómeno discreto de baja intensidad. Sin embargo, se identifican procesos
eólicos actuales especialmente relacionados con la dinámica litoral en la Isla
de Salamanca, Isla Cascajo, Puerto Colombia, el delta actual del Magdalena
y especialmente en el extremo noreste de la península de la Guajira.
Como se muestra en las figuras 9-16 y 9-1, la formación de dunas litorales es
una dinámica que permite la deflación y posterior acumulación de arena bajo
la forma de dunas pequeñas arqueadas (nebkas) con espesores hasta de 3
m. Aunque esta dinámica es representativa en el litoral Guajiro, es
especialmente marcada en el extremo noreste en relación con los vientos
Alisios.
El extremo noreste de la Guajira es especialmente afectado por el viento y
los materiales que transporta (arena fina y limos) causan efectos como llenar
las casas abandonadas expuestas a barlovento y es común la caída de
techos de las viviendas. En el mismo sector, se observó la reactivación de
dunas antiguas (Fig. 9-18 y 9-19) en la medida en que disminuye la cobertura
arbustiva. En mesas, terrazas y marismas subrecientes (y otras formaciones)
de la Guajira la fuerza del viento levanta (deflación) los materiales finos y
deja un empedrado de gravilla y bloques (reg).
En los Llanos Orientales no se reportan reactivaciones eólicas, sin embargo,
en tiempo de inundaciones el ganado se concentra en los ejes de las dunas,
acelerando, junto con las quemas, la degradación; el escurrimiento superficial
degrada los suelos.
Otro espacio en el que se manifiestan acciones eólicas es en el piso
periglaciar (o desierto de alta montaña). Especialmente junto a los nevados
de la Cordillera Central, en la cadena volcánica de los Coconucos y en las
dos sierras nevadas, la deflación toma los materiales finos y deja un
empedrado residual de tipo reg. La deflación actúa fácilmente pues la
velocidad del viento puede llegar a los 60-80 km / h, especialmente en los
meses de junio-septiembre y, además, no hay cobertura vegetal.
De todos modos, existe para los modelados eólicos heredados la amenaza
de una reactivación en la medida en que aumentan las formas de
intervención agropecuaria con la consecuente destrucción de la poca
vegetación existente.
Fig. 9-19. FORMACION DE UN REG POR DEFLACION SELECTIVA.
antiguas
Fig. 9-18. REACTIVACION DE DUNAS - GUAJIRA. (Flórez et al, 1998).
Campos de dunas
Reactivacionesdécadas 80-90
(Deflación de material fino).
9.3. LOS LITORALES.
Los litorales, como conjuntos de geoformas de interfase resultantes de las
dinámicas marina y continental, están condicionados por otros factores como
la tectónica, la litología y el clima presente y pasado. El tema de los litorales
se incluye aquí bajo el capítulo de los cambios climáticos cuaternarios en
razón a que los modelados de los litorales dependen básicamente de los
cambios del nivel del mar asociados en primera instancia con la alternancia
de los ciclos glacial-interglacial del Cuaternario y modificados por otros
factores de orden tectónico, litológico o climático actual.
La sucesión de los ciclos glacial-interglacial ha implicado variaciones
importantes del nivel del mar; durante los glaciales con ocurrencia de
glaciaciones una parte del agua del mar pasa a formar parte de las masas de
hielo de los inlandsis y de las montañas y por lo tanto el nivel del mar baja
(regresión). En los interglaciales, la fusión de los glaciares hace subir el nivel
del mar (transgresión). Estos cambios modifican grandemente la
organización de los litorales en sus fluctuaciones espacio-temporales.
Se calcula que para el último glacial y glaciación el nivel del mar era unos
100 m menos que el actual (Bowen, 1978) y así los litorales estuvieron
ubicados lejos de la costa actual; unos 15 km al norte para el caso del litoral
Caribe (Ochsenius, 1983). Igualmente las islas fueron de mayor extensión y
algunas como las del complejo arrecifal “islas del Rosario” en el Caribe
estaban conectadas al continente. Con la deglaciación, el mar transgredió y
ocupó la posición actual (transgresión Flandriana), construyendo el litoral
aproximadamente como lo conocemos hoy en día y con la consecuente
disminución del sistema insular.
A pesar de las características comunes de los dos litorales colombianos, el
Pacífico y el Caribe, en relación con los cambios de nivel marino, existen
diferencias importantes relacionadas con la tectónica, la orientación, la
acción de la deriva litoral y las condiciones climáticas actuales.
9.3.1. EL LITORAL PACIFICO.
El litoral Pacífico con sus 1300 km de longitud se orienta preferencialmente
norte-sur en disposición perpendicular al esfuerzo tectónico de choque de las
placas de Nazca y Suramericana (ver figuras 2-1, 3-2). Por su ubicación
próxima y paralela a los límites de las placas litosféricas, el litoral Pacífico se
clasifica como “marginal convergente” de acuerdo con Bird (1993), situación
que implica una fuerte movilidad tectónica.
Se considera toda la costa como de amenaza sísmica alta por su localización
en la zona activa de límites de placas en relación con la zona de subducción
(Escobar, 1987; citado por Robertson et al., 1997). Además de los efectos
directos de los sismos, estos pueden desencadenar tsunamis con aumento
de la destrucción por marejada y oleaje fuerte. Históricamente se recuerdan
los terremotos de Bahía Solano (1970) y otros en el sector sur (Tumaco)
ocurridos en 1906 y 1979, todos con efectos destructivos en gran parte del
litoral.
Estructuralmente, el litoral está condicionado en el norte por la serranía del
Baudó (Fig. 8-6), desde la frontera con Panamá hasta un poco al sur de
Cabo Corrientes en la ensenada de Catripe. Las geoformas dominantes en
este sector son los acantilados interrumpidos parcialmente por ensenadas y
bahías (Catripe, Tribugá, Utría, Solano y Cupica).
Topográfica e hidrográficamente la serranía del Baudó es asimétrica (Fig. 8-
6), hacia el litoral los drenajes son pequeños, cortos y en posición colgante
con muy poco aporte de sedimentos. Los acantilados son abruptos y en
varios niveles; los niveles altos son paleoacantilados correspondientes a
niveles del mar más altos. Los niveles más altos del mar también se
evidencian por cavernas talladas por oleaje en los acantilados altos
(paleoacantilados). Los acantilados actuales pueden conectarse con playas
estrechas rocosas y frente a ellas son comunes los islotes rocosos,
residuales del avance del mar en el proceso de construcción de la
plataforma de abrasión. Así los procesos dominantes son la abrasión marina
y los derrumbes y desplomes rocosos que hacen retroceder el acantilado.
González et al. (1998) estiman un retroceso de la línea de costa superior a 1
m / año.
El retroceso referido indicaría un ascenso (evento transgresivo menor) leve
que viene funcionando desde el final de la Pequeña Edad Glaciar, es decir
durante los últimos 150 años, en los que el mar habría subido 20 cm
aproximadamente (IPCC, 1992).
Al sur de la ensenada de Catripe, el litoral es bajo, inundable y con
geoformas típicas de la dinámica fluvio-marina que incluye terrazas marinas,
planicies deltaicas, marismas, cordones y playas (Fig. 9-20). Robertson et al.
(1997) identifican terrazas marinas de abrasión a varias decenas de metros
de altitud frente a la ensenada de Catripe y al frente de la bahía de
Buenaventura; estas terrazas muestran niveles y grados de disección
diferentes. Su ubicación puede interpretarse ya sea por un nivel del mar más
alto o por un nivel más bajo con posterior levantamiento tectónico. Esta
segunda posibilidad es más viable si se tiene en cuenta que se trata de un
litoral marginal convergente con tectónica positiva.
Fig. 9-21. DINAMICA EN LAS PLANICIES LITORALES DEL PACIFICO.
Manglares
Fig. 9-20. COSTA BAJA CON TERRAZAS MARINAS. (Robertson et al., 1977).
Depósitos fluvio-marinos superficiales
(Robertson., 1997).
CORDONES LITORALES
T m1
T m 2d
MARISMAS
ROCAS TERCIARIAS SUBHORIZONTALES
TERRAZA MARINA
TERRAZAS MARINAS Y COLINAS
PALEO ACANTILADOLEVEMENTE PLEGADAS
W E
TENDENCIA DE
TENDENCIA EROSIVA
MARISMA DE
ESTUARIOS
LITORALES
ACUMULACION
MANGLE
CORDONESCorriente de flujo y reflujo
Deriva litoral
Oleaje
Las planicies aluviales están asociadas a las desembocaduras de los ríos
principales: San Juan, Anchicayá, Dagua, Telembí, Patía y Mira. Estas
planicies se caracterizan por la organización de las formaciones superficiales
en terrazas fluviomarinas, canales de marea y deltas rodeados por una
planicie baja y muy activa por los cambios de curso y el aporte de
sedimentos aluviales que implican acrecimiento local (ver figuras 9-21 y 8-4).
Hacia atrás, las planicies se conectan con los conos aluviales (Fig. 8-4). Las
planicies aluviales mejor desarrolladas son aquellas cuyas cuencas
hidrográficas proceden de la Cordillera Central y Centro-Occidental y que
transportan o transportaron mayor carga de sedimentos por acción fluvio-
volcánica y volcano-glaciar (ríos Mira-Patía y Telembí). En estos casos, por
el aporte de materiales la costa crece hacia el mar (progradación) mediante
la formación de deltas.
La formación de cordones litorales da paso hacia atrás de la línea de costa a
la formación de depresiones ocupadas por aguas salobres o marismas. Estas
están en general ocupadas por vegetación de manglares (Fig. 9-21).
Para la costa baja del Pacífico, todos los cauces bajos de las corrientes se
comportan como cauces intermareales (rías), sabiendo que las mareas
alcanzan entre 3.6 y 4.3 m (Himat, 1989; citado por González et al., 1998),
hecho que explica también la inundabilidad de la costa baja.
En el sector norte del litoral, a pesar de la dominancia de los vientos del
suroeste, la deriva litoral tiene varias componentes. González et al. (1998)
identifican una componente norte en la desembocadura del río Valle (sur de
Bahía Solano), Tribugá y Nuquí, entre otros, mientras que en bahía Cupica la
deriva es de tendencia este-oeste. Al sur, en la costa baja, la deriva tiene
tendencia general al norte produciendo acumulaciones marcadas de
sedimentos en la margen derecha de las desembocaduras.
Con el ascenso del nivel del mar durante los últimos 150 años (antes citado)
se desencadena un evento transgresivo menor por lo que la línea de costa
retrocede por erosión. A este fenómeno se debería en gran parte el
retroceso de la línea de costa hallado por González et al. (1998): superior a 1
m / año en los acantilados de la serranía del Baudó, mientras que en la costa
baja los retrocesos muestran valores, en general, superiores a 20 m / año,
pudiéndose encontrar casos con 33 y hasta 100 m / año. Del retroceso de la
costa baja se exceptúan, como antes se señaló, los procesos de agradación
relacionados con los deltas de los ríos mayores conectados con la Cordillera
Central y Centro-Occidental.
9.3.2. EL LITORAL CARIBE.
El litoral Caribe tiene una longitud de 1700 km con dirección predominante
noreste controlada paralelamente por la placa del Caribe y también se
clasifica como un litoral “marginal convergente” (Bird, 1993), al igual que el
litoral Pacífico, aunque de actividad tectónica menor.
El desplazamiento entre las placas del Caribe y Suramericana con un
acercamiento considerado como bajo (Kellog & Vega, 1995; citado por Flórez
et al., 1998) es la causa de una actividad sísmica de intensidad baja con
eventos de magnitud intermedia y profundidades superficiales. Duque-Caro
(1984) explica los diapiros o volcanes de lodo como otra de las
manifestaciones de la actividad tectónica. Varios sismos ocurridos en los
años recientes manifiestan la movilidad tectónica del litoral y aunque no se
han reportado tsunamis, es una posibilidad que no se descarta con eventos
que afectarían el litoral.
Como cualquier litoral, las geoformas y formaciones superficiales, sobretodo
las más recientes y de menor tamaño, están asociadas con la dinámica
litoral-continental, pero las formas mayores (terrazas fluvio-marinas, deltas
antiguos) relacionan su nivel con los cambios del nivel de base (marinos)
explicados por los cambios climáticos globales, aunque con influencia
tectónica.
El mayor levantamiento del litoral ocurrió junto con la orogenia andina del
Plioceno y la regresión marina dejó emergidas las serranías y formaciones
sedimentarias plegadas y tabulares que bordean el litoral.
Durante el Pleistoceno ocurrió la sucesión de niveles bajos y altos del mar de
acuerdo con los ciclos glacial-interglacial. El litoral como lo conocemos hoy
es principalmente el resultado de los cambios ocurridos en el Holoceno, es
decir, de los últimos 11.000 ó 10.000 años. En este período y debido a la
deglaciación el nivel del mar subió aproximadamente unos 80 a 100 m
(transgresión) seguido de otras fluctuaciones y a estos cambios
corresponden los diferentes niveles de terrazas (aluviales y fluvio-marinas),
plataformas de abrasión, marismas (antiguas y subrecientes), deltas (y
paleodeltas), etc.
Con base en Flórez et al. (1998) y en resultados anteriores obtenidos por
Ochsenius (1981) y Khobzi (1981b), se reconocen varios niveles del mar
heredados: 1 a 3 m, 4 a 6 m y 8 a 10 m, como elementos de plataformas y
llanuras costeras emergidas, paleoformas heredadas de los cambios de nivel
del mar principalmente finipleistocenos. Para los últimos 2500 años se
suponen condiciones de relativa estabilidad pero con oscilaciones menores.
El cambio histórico más reciente se relaciona con la Pequeña Edad Glaciar,
desde cuando el mar ha subido unos 20 cm, según el IPCC (1992); entidad
que además proyecta un incremento de 18 ó 20 cm más para el año 2030.
Fig. 9-22. EVOLUCION HOLOCENICA DEL DELTA DEL RIO MAGDALENA.
(Tomado de Flórez et al., 1998).
Ciénaga
Aracataca
Fundación
Pivijay
Calamar
Salamina
Remolino
Sitionuevo
BARRANQUILLA
Delta antiguo (Salamina) Md3
Delta Subreciente (Remolino) Md2
Delta actual (Salamanca) Md1
Marisma Subreciente Mm2
Marisma actual Mm1
Marisma litoral actual Mml
Llanura de inundacion F1
Vega de divagación Fd
Diques o albardones Fa
Dunas litorales Ed1
Paleocauce
Canal
Cauce activo
Ciénaga
Fig. 9-23. DINAMICA RECIENTE DEL GOLFO DE URABA.
(Tomado de Flórez et al., 1998).
B. Tarena
El Roto
B. Pavas B. Barbacoas
TurboB. Urabá
B. Coquitos
B. Pichina
Bahía Colombia
DINAMICA CONTINENTAL
Avance reciente
Retroceso reciente
Oleaje
Población
Deriva
El litoral Caribe se puede subdividir morfológicamente en las siguientes
unidades (Flórez et al., 1998):
- La península de la Guajira, bordeada en el litoral por serranías, mesas
residuales, marismas subrecientes con salares y terrazas marinas.
- Las estribaciones de la Sierra Nevada de Santa Marta, con acantilados en
retroceso (derrumbes y desplomes e islotes rocosos de anteplaya)
interrumpidos por pequeñas ensenadas.
- El complejo deltaico del río Magdalena, con varios cambios de curso
durante el proceso de ascenso del nivel del mar (Fig. 9-22). Frente al
delta, la transgresión facilitó la formación del cordón conocido como Isla
de Salamanca y con la formación (detrás del cordón) de la ciénaga
Grande de Santa Marta.
- Hacia el suroccidente, el litoral se desarrolla en el cinturón plegado de
Sinú-San Jacinto (Fig. 2-4) en el que se destacan serranías costeras con
acantilados bajos, valles aluviales, deltas y plataforma litoral. En el sector
hay presencia de diapiros (volcanes de lodo) y terrazas marinas a
diferentes niveles.
- El Golfo de Urabá descarga las aguas y sedimentos del río Atrato e
incluye tres elementos: la serranía de Abibe-Las Palomas, la serranía del
Darién y el valle del río Atrato. La parte central concentra la acumulación
de los sedimentos fluvio-lacustres (Fig. 9-23).
A nivel regional, la morfodinámica permite diferenciar tres ambientes básicos:
- El ambiente eólico, ya discutido en el subcapítulo anterior.
Fig
. 9-2
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4 2 0
(m.)
- En el ambiente aluvial se identifica la construcción de terrazas aluviales,
valles aluviales, vegas inundables y conos, todos ellos en proceso de
represamiento por las nuevas condiciones de un nivel de base más alto,
hecho que hace de este ambiente un espacio inundable. Por la misma
razón, los sistemas de alcantarillado de las ciudades costeras se represan
provocando derrames con el consecuente impacto ambiental. Por
correlación, se estableció que las terrazas aluviales de 3 y 4 m
corresponden al óptimo térmico del Holoceno (5000 a 2500 años a.p.). En
los conos de los ríos de la Sierra Nevada se destacan los depósitos
aluvio-torrenciales y su degradación actual por escurrimiento superficial
ligado al uso agropecuario.
- En el ambiente litoral sobresalen las formas de acantilados, formación de
plataforma (por abrasión), cabos, puntas rocosas e islotes, estos últimos
como residuos del proceso de formación de la plataforma actual. La
formación de cordones de playa es particularmente representativa en la
Isla de Salamanca, golfo de Morrosquillo y al sur del cabo de la Vela.
Detrás de la línea de costa actual existen numerosas marismas (Fig. 9-
24) subrecientes y antiguas que están siendo erodadas por el retroceso
actual, al igual que se destruyen los cordones.
La deriva litoral es principalmente de tendencia suroeste en función de los
vientos Alisios y causa una asimetría en conos y deltas por una mayor
sedimentación en las márgenes izquierdas (suroeste). Con la deriva se
relaciona la gran extensión de cordones litorales al sur del cabo de la Vela,
también en Puerto Colombia y ciénaga de Santa Marta (Fig. 9-25).
El proceso actual más notorio y preocupante es el retroceso de la línea de
costa por erosión marina ligada al evento transgresivo (menor) que vivimos
desde mediados del siglo pasado (antes citado) y que es un evento global
Fig
. 9-2
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993)
.
que afecta la mayoría de los litorales del mundo. La parte con menor
retroceso es la península de la Guajira, donde mediante fotointerpretación
seriada y consulta con los habitantes se estableció un promedio de 1 m / año.
En el delta del Magdalena y ciénaga de Mallorquín los promedios de
retroceso varían entre 12 a 14 m / año y hasta 50 m / año.
Las excepciones al retroceso se encuentran en algunos deltas donde hay
progradación. Para el río Ranchería se identificó progradación en la bocana
derecha para el período 1955-1987. En la desembocadura del río
Magdalena y por la carga de sedimentos se esperaría crecimiento de la línea
de costa, sin embargo la construcción de tajamares lleva los sedimentos lejos
de la costa y con redistribución hacia el suroeste por deriva, mientras que el
propio delta sufre retroceso, déficit acentuado por la deriva. Otro delta en
crecimiento es el del río Sinú con tasas hasta de 500 m / año (Robertson,
1987). El delta del río Atrato es de poco crecimiento al parecer relacionado
con el proceso de subsidencia del área fluvio-lacustre (Fig. 9-23).
El retroceso, casi generalizado, se explica también por las formas de
intervención antrópica especialmente por extracción de materiales de playa
para construir (paradójicamente) espolones protectores contra la erosión. En
el siguiente cuadro se cuantifican los resultados obtenidos sobre retroceso
para varias localidades del litoral.
Sector Año Período (años)
Retroceso
(metros)
Tasa anual
(metros \año)
Sector Año Período (años)
Retroceso
(metros)
Tasa anual
(metros (año)
Marisma de 1955 1923
Umakaha (La Guajira)
1991 36 29 0.8 1937 14 700 50
Dibulla 1978 Ciénaga de 1945 8 350 43.7
(La Guajira) 1998 20 20 1 Mallorquín 1953 8 775 96.8
Rincón del 1950 (Tajamar 1961 8 475 59.3
Jaguey (Salamanca)
1990 40 4 0.1 occidental) 1974 13 300 23.1
Caño el Caimán
1950 1985 11 1050 95.4
(Salamanca) 1990 40 58 1.5 1996 11 675 61.3
1945 TOTAL 73 4325 59.24
1967 22 190 7.03 1928
Ciénaga 1973 6 110 18.3 1945 17 725 42.6
Cuatro Bocas
1981 8 210 26.2 Ciénaga de 1953 8 950 118.7
Punto 1 1990 9 120 15 Mallorquín 1961 8 550 68
TOTAL
45 630 14 (A 2.5 km 1974 13 850 65.4
1945 del tajamar 1985 11 575 52.2
1967 22 120 4.4 occidental 1996 11 700 63.6
Ciénaga 1973 6 20 3.3 TOTAL 68 4350 63.97
Cuatro Bocas
1981 8 140 17.5 1959
Punto 2 1990 9 260 32.5 Arboletes 1974 15 50 3.3
TOTAL
45 540 12 Sector C 1987 13 50 3.8
1945 TOTAL 28 100 3.6
1967 22 110 4 1959
Ciénaga 1973 6 60 10 Arboletes 1974 15 100 6.7
Cuatro Bocas
1981 8 80 10 Sector B 1987 13 50 3.8
Punto 3 1990 9 220 27.5 TOTAL 28 150 5.3
TOTAL
45 470 10.4
Cuadro 9-3. Retroceso de la línea de costa en el litoral Caribe.
Las proyecciones climatológicas para las próximas décadas señalan
incrementos en el nivel del mar, por lo tanto el retroceso de la línea de costa
continuaría consecuentemente. Este proceso constituye la mayor amenaza
en el litoral con destrucción (lenta) de obras de infraestructura; especialmente
para los asentamientos en cordones litorales y bordes de marismas.
9.3.3. EL SISTEMA INSULAR.
Aunque las islas colombianas son estructuralmente diferentes, se incluyen en
este capítulo ya que su extensión y procesos se relacionan con el ascenso
del nivel del mar por la transgresión holocénica y con el evento transgresivo
menor actual. El sistema insular comparte una dinámica morfogénica similar
con los litorales, excepto porque las acciones continentales son muy
reducidas o inexistentes.
Por razones de su estructura, las islas resultantes de fenómenos intrusivos
presentan un relieve abrupto y casi sin playas, son las islas de Providencia y
Santa Catalina en el Caribe y las de Gorgona, Gorgonilla y Malpelo en el
Pacífico. Estas islas están relacionadas con zonas de subducción activas
(placas del Caribe y Nazca).
Por el contrario, las islas de origen sedimentario (rocas calcáreas
principalmente) tienen relieves más suaves y con playas más extensas (San
Andrés).
Por diferencias climáticas, las islas del Caribe son más afectadas por
procesos de escurrimiento superficial debido a la cobertura vegetal rala, en
comparación con las islas del Pacífico bajo clima muy húmedo con cobertura
boscosa; excepto Malpelo por su pendiente abrupta y acción erosiva del
oleaje.
En la isla de San Andrés se distinguen varias unidades geomorfológicas:
colinas de disección desarrolladas en rocas calizas fosilíferas, vertientes
abruptas con acantilados del lado occidental, conos coluviales en el borde
litoral alternando con marismas ocupadas por mangle, bancos coralinos al
noreste protegidos por la barrera arrecifal que encierra la laguna arrecifal
(Fig. 9-26).
El origen intrusivo y volcánico se manifiesta en las islas Providencia y Santa
Catalina (Fig. 9-27), rodeadas por el noreste de arrecifes coralinos en la
laguna arrecifal. La disección es leve en el modelado de colinas y las
pequeñas corrientes de agua se conectan al litoral mediante conos coluvio-
aluviales.
Al sureste de Cartagena, las islas del Rosario conforman un archipiélago de
arrecifes coralinos con 1573 km² de los cuales el 22.5 % son emergidos
(IGAC, 1977; citado por Flórez et al., 1998). El archipiélago es un conjunto de
islotes, cayos y barreras arrecifales. La dinámica litoral está controlada por la
deriva litoral y la contracorriente del Darién (Fig. 9-28). El nivel insular de 3 m
de altitud corresponde con una terraza pleistocénica.
Al oriente del arrecife del Rosario se encuentran las islas de Barú y
Tierrabomba y corresponden con capas sedimentarias de calizas y arcillas
cubiertas con depósitos coralinos recientes. El mayor proceso actual es su
afectación por sedimentos procedentes del canal del Dique.
Las islas de Gorgona y Gorgonilla (O. Pacífico) son colinas altas y abruptas
con acantilados sometidos a abrasión intensa por oleaje. Al pie de los
acantilados aparecen pequeños depósitos de derrubios y franjas de playa
muy angostas con detritos rocosos (Fig. 9-29).
La isla de Malpelo (O. Pacífico) es en realidad un conjunto de islotes
dispersos al norte y sur de la isla central. La mayor altura es de 376 m y el
1. Colinas de disección
2. Escarpes
3. Abanicos y conos coluviales
4. Bancos coralinos
5. Marisma
6. Acantilados
7. Playas
8. Terraplen
9. Arrecifes coralinos
10. Zonas de acumulación
11. Bancos coralinos submarinos
Aeropuerto
Fig. 9-26. GEOMORFOLOGIA DE LA ISLA DE SAN ANDRES. (Flórez et al., 1996).
Low Key
Escarpes
Marismas
Activos
Playas
LITORAL
Inactivos
fotointerpretación).
Fig. 9-27. UNIDADES GEOMORFOLOGICAS PARA PROVIDENCIA Y SANTA CATALINA. ( Adaptado de Robertson y Cano, 1987 IGAC, 1978 y
ISLA DE PROVIDENCIA
Palm Key
ISLA DE SANTA
Cabeza de Morgan
CATALINA
Laguna arrecifal
Terraza arrecifal
Colinas de disección
Abanicos y conos
ARRECIFES CORALINOS
coluviales
Fig. 9-28. DERIVA LITORAL: BARRANQUILLA - CARTAGENA - ISLAS DELROSARIO. (Fuente: Thomas et, al.,1987).
BARRANQUILLA
Punta Rodeo
Punta Hermosa
Punta Galera
Punta Piedras
Punta Canoas
Punta Manzanilla
CARTAGENA
Punta Comisario
PuntaBaru
Boca Grande
Isla TierraBomba
Boca ChicaIsla deBaruBajio de
Tortuga
Islas delRosario Bahía de
Barbacoas
Corriente del Caribe
Contracorriente del Darien
Corriente de deriva litoral
Tourbillon (Remolino)
Frente de turbidez fluvial
Frente de turbidez litoral
Límite de un sector de agua
Límite de un sector de agua
Sector de erosión fuerte
turbia no frontal
clara no frontal
Fig. 9-29. GEOMORFOLOGIA DE LAS ISLAS GORGONA Y GORGONILLA.(Flórez et, al., 1996).
Abanicos y conos
Playas
Coluvio - aluviales
Acantilados
Colinas de disección
conjunto hace parte de salientes rocosas de una cordillera submarina. La
abrasión marina forma acantilados y cavernas y ocurren desplomes
frecuentes.
En general, el sistema insular está reducido a una extensión mínima en
relación con la extensión durante el último glacial cuando el nivel del mar era
unos 100 m menos. El ascenso holocénico (regresión) del nivel del mar
implicó una reducción del sistema insular y con el evento transgresivo menor
del presente los procesos de erosión marina se aceleran produciendo
retroceso de la línea de costa, lo que implica una amenaza real para las islas;
además de otras amenazas relacionadas con la sismicidad y otras de orden
climático. Su afectación continuará con el ascenso previsto para las próximas
décadas, al igual que en el litoral.
10. LOS MODELADOS ALUVIALES.
Los modelados aluviales resultan de la dinámica fluvial y un sistema fluvial se
entiende bajo el concepto de sistema de transferencia que corresponde con
una cuenca hidrográfica en la que se diferencian áreas (de la cuenca) o
sectores (del eje de drenaje) llamados básicamente (según Chorley et al.,
1984) “área de aporte”, “transporte” y “sedimentación”, elementos que
conforman una catena (Fig. 10-1). Las partes altas de una cuenca reciben el
agua lluvia, la concentran y por escurrimiento y disección el caudal y los
sedimentos van a los ejes de drenaje, en la segunda parte el proceso es
básicamente el transporte aunque por disección hay también arranque de
materiales del fondo y de las bermas que se incorporan como sedimentos a
las corrientes. En las partes bajas (piedemontes o bordes de llanuras) por el
cambio de pendiente disminuyen la competencia y la capacidad de carga y
entonces ocurre la sedimentación en conos aluviales o aluvio-torrenciales.
La capacidad de disección de un eje de drenaje para tallar su propio cauce
depende de varios factores, tales como la cantidad de agua, la pendiente
(gradiente hidráulico), la resistencia de los materiales y de la misma carga de
sedimentos. En Colombia, dada la gran diversidad de ambientes
geomorfológicos y estructurales, los sistemas fluviales varían tanto por su
capacidad de disección, capacidad de carga y competencia, así como
también varían los modelados resultantes de su dinámica.
Algunos ríos colombianos nacen en las divisorias cordilleranas, están
conectados con glaciares o se desarrollan en modelados glaciares
heredados, otros proceden de áreas volcánicas activas, también otros cruzan
los altiplanos para luego tallar profundos cañones en las laderas medias y
bajas de las montañas. Otros ríos se alojan en las depresiones interandinas o
discurren por los bosques amazónicos y llanuras de la Orinoquia. En cada
Fig. 10-1. SISTEMA DE TRANSFERENCIA.
AREASINUNDABLES.
DRENAJE HIPODERMICOCORRESPONDIENTE A LAS "AREAS MINIMAS"
FUENTES DE AGUA, CORO-NAS INESTABLES POR RE-MOCION EN MASA, INICIALA DISECCION.
- TRANSFERENCIA DE MA-TERIALES ( ACUMULACIO-NES LOCALIZADAS DE MA-TERIALES ALUVIO-TORREN-CIALES DE CARACTER TRAN-SITORIO).
- INESTABILIDAD DE BER-MAS POR SOCAVAMIENTO.
- MOVIMIENTOS EN MASA ENLOS FLANCOS DEL VALLE AMEDIDA QUE AUMENTA LAPENDIENTE.
SEDIMENTACION, CONOSDE DEYECCION ALUVIO-TORRENCIAL.
caso, las características de pendiente, disección, transporte de sedimentos,
formas elaboradas (modelados) y grado de torrencialidad son diferentes y su
dinámica puede representar amenazas para los asentamientos humanos.
La red de drenaje es un agente que disecta y transporta
sedimentos. Especialmente para los ríos que nacen en la
montaña, existe una relación entre el área de la cuenca, el caudal
de agua que produce y la cantidad de sedimentos que transporta
producto de la erosión, tal como se muestra en el cuadro 10-2. Sin
embargo la erosión difiere de una cuenca a otra, por ejemplo los
ríos de la Orinoquia y Amazonia pueden tener cuencas grandes
pero poco aporte de sedimentos por la poca pendiente y la menor
erosión, comparados con los ríos cordilleranos. En el caso de la
cuenca del Caquetá, aunque nace en la cordillera, muchos de sus
afluentes son amazónicos y transportan menos sedimentos si se
le compara con el Magdalena que presenta la mayor carga por
erosión en la cuenca.
No. CUENCA ESTACION AREA
km². CAUDAL Medio anual m³/seg.
SEDIMEN-TOS tn/día
01 Magdalena Calamar 257.438 7.000 380.580 02 Caquetá Frontera Brasil 199.203 13.180 1.170 03 Guaviare Guayare 166.168 6.400 85.000 04 Meta Front. Venezuela 103.052 5.080 104.190 05 Vichada Desembocadura 25.235 1.500 1.010 06 San Juan Malaguita 15.180 2.600 6.600 07 Sinú Cotoca Abajo 14.915 400 11.550 08 Patía Puente Pusmeo 14.162 346 37.200 09 Mira Desembocadura 10.901 989 640
10 Arauca Front. Venezuela 6.047 430 1.400 11 Catatumbo Puerto Barco 5.179 240 6.210 12 Ranchería Cuestecita 2.440 14 580 Cuadro 10.1. Cuenca, Area, Caudal y Sedimentos. Fuente: Marín, 1992.
10.1. LAS CORRIENTES HIDRICAS EN LA ALTA MONTAÑA.
En altitudes superiores a 2800 ± 100 m la red de drenaje tiene poca
capacidad de disección por tres razones principales:
- Son corrientes de órdenes menores, 1, 2 y 3 y ocasionalmente 4 y 5
(según la clasificación de Chorley et al., 1984); es decir, quebradas y
riachuelos.
- En cuanto a los drenajes mayores, a estas altitudes fluyen en general por
valles glaciares de topografía suave, llegando a formar meandros por la
poca pendiente (Fig. 9-12).
- El tercer factor se relaciona con el hecho de que una parte importante del
drenaje fluye sobre el sustrato ya que las formaciones superficiales de
alteración no existen pues fueron erodadas por los glaciares de la última
glaciación. Las formaciones superficiales existentes son depósitos
glaciares (morrenas) o fluvio-glaciares e incluso piroclastos, formaciones
sobre las que si hay disección, especialmente en áreas de volcanismo
holocénico.
Lo anterior (poca disección) ocurre a pesar de que la alta montaña es rica en
aguas en relación con los frentes de condensación que allí funcionan.
Otro elemento del sistema fluvial a estas altitudes es la abundancia de
lagunas (ver subcapítulo 9.1.4.) preponderantemente de origen glaciar,
lagunas que funcionan como amortiguación a las mismas corrientes y a los
sedimentos que transportan (Fig. 9-11). Este hecho más la abundancia de
suelos orgánicos y las geoformas depresionales de origen glaciar, facilitan la
retención del agua y por lo tanto la amortiguación del régimen hídrico. Así, la
torrencialidad, por lo menos en condiciones naturales o de poca intervención,
está prácticamente ausente en la alta montaña.
El color también se puede invocar como una de las características de las
corrientes de alta montaña. Algunas corrientes presentan color oscuro
explicado por la abundancia de ácidos húmicos y materia orgánica en
suspensión, este es un indicador de las buenas condiciones ambientales de
la cuenca hidrográfica. Esto ocurre principalmente en áreas con abundante
cobertura vegetal, suelos orgánicos espesos y turberas o pantanos de los
páramos y subpáramos.
Sin embargo, la intervención antrópica en la alta montaña (quemas,
deforestación, sobrepastoreo y agricultura de ladera) está cambiando
drásticamente la situación. Especialmente entre los 3000 y 3400 m, las
lagunas muestran un proceso acelerado de sedimentación en relación con
las formas de uso de los suelos alrededor y en algunos casos las lagunas
están siendo drenadas artificialmente para aprovechar los suelos. La
colmatación de lagunas y la erosión de suelos de ladera están induciendo a
la red de drenaje a un comportamiento torrencial y por lo tanto a una mayor
capacidad de carga y disección.
Estos problemas planteados son evidentes en áreas agropecuarias de los
páramos en los bordes del altiplano de Túquerres (Nariño), en el flanco
occidental de la Sierra Nevada del Cocuy (Boyacá) y en las laderas
occidentales del páramo de Sumapaz (Cundinamarca). Este desajuste se
observa también en algunos páramos de la Cordillera Central, recubiertos por
capas piroclásticas que se disectan muy fácilmente.
10.2. LOS MODELADOS ALUVIALES EN LOS ALTIPLANOS.
Los altiplanos, como se vió en el capítulo 7, son macroformas depresionales
representativas de la parte central de la Cordillera Oriental y del sur de las
Cordilleras Central y Centro-Occidental. Como área depresional, un altiplano
constituye una ruptura de pendiente para la red de drenaje de la montaña.
Como se muestra en las figuras 7-2, 7-6 y 7-7, las corrientes de drenaje
hacia los altiplanos tienen cuencas en general pequeñas (quebradas y
pequeños ríos) que descargan la mayor parte de sus sedimentos en el
altiplano. Por esto, un altiplano es una trampa de sedimentos (cuenca de
sedimentación) y por lo tanto un regulador hídrico de la red de drenaje.
La mayoría de los altiplanos, luego de su fase de sedimentación, se
encuentran en la fase de disección, razón que permitió subdividir los
altiplanos en niveles (Cap. 7), que no son otra cosa que el resultado de una
red de drenaje que por disección profundiza su cauce diferenciando así
cauces inundables, terrazas a diferentes niveles y conos de deyección (Fig.
7-3).
De otra parte, la poca pendiente de un altiplano hace que la red de drenaje
divague con formación de meandros, cubetas de inundación (humedales), y
que junto con los pantanos y lagunas residuales constituyen un sistema de
amortiguación hídrica (Fig. 10-2).
Los altiplanos son áreas inundables debido a: pendiente baja que implica
poca competencia para evacuar caudales y sedimentos, cauces poco
profundos y por lo tanto facilidad de desborde; además, encharcamiento por
lluvias. Tanto la inundación por desborde como el encharcamiento por lluvias
son amenazas que afectan generalmente los altiplanos Cundi-Boyacense,
Sibundoy y otros en menor grado como los de Sogamoso y Túquerres. La
Fig. 10-2. SISTEMA ALUVIAL EN UN ALTIPLANO.
Lecho mayor con humedales(cubetas de inundación).
Niveles de terrazas
Laguna residual
o fluvio - glaciares.Conos coluviales
Pantano.
Meandros abandonados.
Ríos meándricos con diques.
T1
T2
T1
T2
T2T1
inundación, como amenaza, afecta principalmente las áreas urbanas
construidas en las cubetas de inundación (humedales) como es el caso
recurrente en las vegas de los ríos Bogotá y Tunjuelito del altiplano en la
Sabana de Bogotá.
10.3. LOS CAÑONES.
En general, abajo de los 2800 ± 100 m, o abajo de los altiplanos (cuando
estos existen) se encuentra un típico modelado de disección profunda en el
que los colectores principales (órdenes 4 o 5 en adelante) entallan profundos
cañones.
Un cañón es un valle aluvial de montaña que se esquematiza aludiendo a su
forma en “V” y para el caso colombiano, en general, presentan una disección
activa, lo que significa capacidad de arranque de materiales del fondo y de
las bermas, disección activa que tiene como resultado una profundización
cada vez mayor de la red de drenaje.
En Colombia sólo se hace alusión a los cañones en muy contados casos: el
cañón del Chicamocha, del Combeima, del río Negro, del Juanambú o del
Guáitara. Sin embargo, esta geoforma aluvial caracteriza los grandes ríos
que descienden de las montañas andinas hacia las depresiones y que fueron
llamados “valles transversales” por Hettner en 1892. Estos cañones superan
en varios casos los 1000 m entre las divisorias de agua (cuchillas de
disección) y el cauce; y más que definir límites por altura de la disección
efectiva, se hará en este trabajo una caracterización de su dinámica
geomorfológica.
El por qué de la disección activa se explica por varias razones:
- Es una respuesta a los movimientos orogénicos positivos de los Andes en
función de la creación del potencial hidrogravitatorio (Fig. 3-4 y 3-5 y
subcapítulo 3.2.4.). Como proceso-respuesta antagónicos las montañas
se levantan y la red de drenaje disecta en búsqueda de su perfil de
equilibrio.
- Aproximadamente, a las altitudes antes señaladas, se concentran
(confluyen) numerosos drenajes que dan paso a corrientes mayores y
desde allí hacia abajo hay un notorio aumento de la pendiente (gradiente
hidráulico) que, junto con los mayores caudales colectados, le dan a las
corrientes mayor capacidad de carga y competencia.
- Otro factor que facilita la disección profunda es que muchos de los
cañones están controlados, aunque sea parcialmente, por líneas de falla.
Esto hace que la corriente busque la línea de debilidad (mayor
fracturamiento del sustrato) para tallar el cauce (principio de selección,
Scheidegger, 1987). Además, bajo el control estructural señalado, se
forman sectores de cauce más o menos rectilíneo con mayor pendiente y
fuerza de disección (Fig. 4-2, 4-6, 4-7).
La disección y profundización de un cauce tiene como consecuencia:
- Aumento de la pendiente de las bermas y por lo tanto inestabilidad de las
mismas por movimientos en masa.
- Retroceso de las laderas en búsqueda del perfil de equilibrio que tiende a
una superficie cóncava (Scheidegger, 1987).
En los Andes colombianos (y en los Andes en general), ese equilibrio hacia la
concavidad de laderas no se ha logrado aún debido a lo reciente de la
orogenia y lo que se identifica como un modelado diferenciado, conformando
una catena (Flórez, 1986a, 1995). La catena establecida y que aquí se
presenta se basa en los trabajos del autor y en observaciones adicionales en
ríos de la Cordillera Occidental, en los afluentes altos del río Arauca y
Catatumbo (N. de Santander), Guáitara y Juanambú (Nariño), en el río
Guayas (Ecuador) y en algunos ríos de la Sierra Nevada de Santa Marta.
La catena se generaliza en la figura 10-3 y la forma y procesos de cada
sector se explican en el cuadro 10-2.
SECTOR FORMA Y
PENDIENTE FORMACION SUPERFICIAL
PROCESOS
S1 Divisorias de agua, plano-convexas a cóncavas a veces agudas (cuchillas) P < 15° (Excepto en escarpes)
Alteritas o coberturas piroclásticas y glaciares
Disección leve, deslizamientos rotacionales o derrumbes.
S2 Convexo-cáncavo 20° < P < 28°
Alteritas arcillo-arenosas (cobertura piroclástica en las cordilleras Central y Occidental).
Solifluxión, deslizamientos rotacionales, disección leve. Límite inferior inestable por aumento de pendiente y resurgencias de agua.
S3 Cóncavo (en retroceso) 28° < P < 40°
Coluviones y bloques desagregados del sustrato.
Derrumbes, disección y coluvionamiento. Bordes superior e inferior inestables.
S4 Rectilíneo. Subvertical
Afloramientos rocosos
Desplomes, derrumbes
S5 Eje de fracturación. Subvertical.
Afloramientos rocosos
Disección activa en el sustrato, (general- Mente).
Cuadro 10.2. Catena en el perfil transversal de un cañón (Leer con Fig. 10-3).
Fig. 10-3. CATENA TRANSVERSAL EN UN CAÑON. (Flórez, 1993).
S2
1S
3S
4S
5S
1L
L 2
L 3
L 4
Líneade Falla
L
Eje defracturacióny/o alteración.
Disecciónactiva
h
Relación h/L 2/3 h
L
Sustrato
Coluvios Fracturación y/o alteración
Secuencia de suelos - alteritas
Siguiendo a Paine (1985), la identificación de elementos (sectores) de la
catena se hizo con base en un razonamiento ergódico que permite entender
los elementos actuales como una sucesión de situaciones pasadas.
La catena es dinámica y cada elemento (sector) crece a expensas de otro o
un sector disminuye para dar paso al crecimiento de otro. El sector cóncavo
(S3), como se ve en la figura 10-3, cubre sólo una parte de la vertiente y aún
está lejos de generalizarse en toda ella, pero en la medida en que crece
desestabiliza el contacto (L2) con el sector S2, el cual disminuye. Además del
cambio de pendiente en L2, la inestabilidad aumenta por las resurgencias de
agua allí presentes. Otro sector crítico es el S4 ligado directamente a la
disección del sustrato e inestabilidad de bermas.
Tal como se ha mostrado, un cañón en su conjunto es inestable lo que
implica amenazas reales y potenciales y es en los cañones donde hay más
problemas de inestabilidad de laderas en Colombia con derrumbes,
deslizamientos rotacionales y planares y flujos torrenciales. En Colombia, las
vías que conectan los valles interandinos atravesando las cordilleras siguen
paralelamente los cañones y por la inestabilidad de éstos las vías se afectan
como también las fincas y las viviendas.
La dinámica fluvial de un cañón es torrencial por varias razones:
- Pendiente (gradiente hidráulico) fuerte, tanto de la corriente alojada en el
cañón y más aún de las corrientes (menores) laterales.
- El río alojado en el cañón es el mayor colector (drenaje) de la cuenca
hidrográfica, su mayor caudal y sedimentos le facilitan una mayor
disección y por lo tanto se encajona más y deja a las corrientes laterales
en posición colgante (Fig. 10-4). Por esta misma razón abundan las
cascadas laterales en la parte baja del cañón.
- Las laderas de un cañón tienen formaciones superficiales de poco
espesor por lo que la retención del agua lluvia es mínima y el
escurrimiento superficial es rápido como respuesta a los aguaceros.
- De otra parte, en general, las laderas de los cañones han sido ocupadas
por actividades agropecuarias y por lo tanto no hay amortiguación de la
lluvia y así la torrencialidad aumenta.
La intensidad de los procesos morfogénicos varía según el clima en los
cañones. Algunos cañones especialmente de orientación norte-sur son
perpendiculares a las corrientes de vientos y por ello la lluvia es deficitaria,
Fig. 10-5. VALLE FLUVIAL.
Corrientes menores colgantes, ocasionalmentecon cascadas
Corriente principal
Fig. 10-4. CORRIENTES COLGANTES PERPENDICULARES AL DRENAJEMAYOR EN UN CAÑON.
1
2
34
5
1-2 - Niveles de terrazas3 - Cubeta de inundación (vega).4 - Dique aluvial5 - Cauce menor
déficit que se acentúa hacia el fondo del cañón. Algunos ejemplos son los
cañones de los ríos Chicamocha, Patía y Guáitara. En estas condiciones el
escurrimiento superficial es dominante con destrucción de suelos y los
movimientos en masa de tipo solifluxión y deslizamientos son escasos.
Por el contrario, los cañones orientados este-oeste u oeste-este son en
general húmedos. Allí el escurrimiento superficial es menor (hay mejor
cobertura vegetal) pero los deslizamientos y la solifluxión son más
representativos.
La mayor parte de las actividades productivas se desarrollan en la montaña
andina y allí hay un modelado de disección profunda con abundantes
cañones que limitan no sólo la comunicación vial sino también el
mantenimiento de la infraestructura y los procesos morfogénicos representan
una amenaza permanente, aunque discontinua en tiempo y espacio.
10.4. SUBSTITUCION DE CARGA EN LOS PIEDEMONTES.
Para los ríos que salen de las cordilleras el piedemonte implica una
disminución importante de la pendiente y por lo tanto de su capacidad de
carga y competencia.
Al llegar al piedemonte las corrientes depositan la mayor parte de su carga,
especialmente los materiales de granulometría gruesa: bloques, cantos,
gravillas y arenas. Parte de las arenas y partículas más finas pueden
continuar en suspensión hacia las llanuras aluviales o al mar. Esta
substitución de carga implica una diferenciación de la red de drenaje, antes,
en y después del piedemonte.
Del capítulo 8 concluimos que, para el caso colombiano, los depósitos de
piedemonte responden a una dinámica fluvio-torrencial de las cuencas
hidrográficas de la montaña. La forma seleccionada para el depósito son los
conos de deyección aluvio-torrenciales (Fig. 4-7, 6-7, 8-2, 8-3, 8-8) en los que
domina el depósito caótico (no selectivo) y que en general responde a
eventos rápidos como flujos torrenciales.
Los flujos torrenciales llegan canalizados por los cañones hasta la garganta
que da paso al piedemonte (Fig. 8-2, 8-9) y como, en general, el cauce
piedemontano no es lo suficientemente profundo para dar cabida al volumen
de materiales entonces se produce el desborde (avulsión) que implica la
construcción del cono. La dinámica discurre así entonces entre eventos de
depósito seguidos por períodos de nuevo ajuste o cambio de cauce por
disección.
El depósito de materiales gruesos y la disminución de la pendiente
disminuyen la capacidad de disección y por lo tanto el río divaga buscando
las líneas de menor resistencia. La elaboración del lecho en sus propios
sedimentos hace que el río difluya y vuelva a unirse construyendo como
resultado un cauce anastomosado o trenzado (Fig. 8-2).
En Colombia, los desbordes por eventos torrenciales constituyen una
amenaza importante en áreas de piedemonte y más si tenemos en cuenta
que en los conos casi siempre existen ciudades intermedias o poblaciones
menores. Entre las tragedias de reciente ocurrencia se destacan las de
Armero-Mariquita (Tolima), Chinchiná (Caldas), Florida (Valle), Florencia
(Caquetá) y con frecuencia ocurren eventos menores en conos como los de
Villavicencio y Restrepo (Meta) o en Yopal (Casanare), entre otros.
Otro problema, esta vez relacionado con el carácter divagante de los ríos, es
para la construcción de vías y puentes. Los cambios frecuentes de curso
rompen las vías o los puentes. Además, las corrientes pueden aislarse de los
ríos (puentes en seco). Estos problemas son especialmente frecuentes en el
piedemonte llanero.
Los problemas de inestabilidad planteados en el capítulo 8 están
estrechamente relacionados con el comportamiento de la dinámica fluvial en
los términos generales como aquí se presenta.
10.5. LLANURAS ALUVIALES INTERANDINAS.
La organización estructural andina (Cap.2) implicó la formación de las
depresiones interandinas en las cuales se alojan los ejes de drenaje
mayores: Magdalena-Cesar, Cauca-Patía y Atrato-San Juan (Fig. 3-2, 3-3).
Estos ríos de orden mayor, confinados en las depresiones (control
Estructural) construyeron, junto con los afluentes que drenan hacia las
depresiones, llanuras aluviales.
Después de la montaña y el piedemonte, las llanuras aluviales constituyen en
su orden la tercera gran unidad del sistema de transferencia con la menor
competencia y capacidad de carga que caracterizan a esta unidad, junto con
una pendiente inferior a la de las otras unidades, su carácter inundable y
como cuenca de sedimentación.
La construcción de la llanura aluvial se hace mediante el depósito de
sedimentos que las corrientes organizan en terrazas (varios niveles),
cubetas de inundación y diques u orillares (Fig. 10-5) y que lateralmente
pueden dar paso a los valles coluviales.
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La topografía plana facilita la inundación de las formaciones aluviales ya sea
por desborde de los ríos (Fig. 10-12) o por encharcamiento relacionado con
las lluvias. Sin embargo la inundación es diferenciada: ocasional en las
terrazas altas, frecuente en las terrazas bajas y recurrente (frecuencia anual
o bianual) en las cubetas de desborde.
Otra variación de la inundabilidad se aprecia dentro de las depresiones
interandinas de arriba a abajo, sentido en el que aumenta tanto la frecuencia
como la intensidad de las inundaciones. Esto ocurre de acuerdo con el perfil
de la corriente, el cual es de menor pendiente en la medida en que se acerca
al litoral, se refiere al cauce bajo, además conectado con las ciénagas (Fig.
10-6). En nuestro caso, el área de mayor inundabilidad es la parte baja del
sistema fluvial Magdalena-Cauca-San Jorge, incluida la depresión
Momposina. Una situación similar ocurre con las cuencas bajas de los ríos
Sinú, Atrato, Baudó, San Juan, Anchicayá, Patía y Mira.
En la depresión Momposina, una de las más inundables del país con 6 a 8
meses / año, Van der Hammen (1984) con base en dataciones de capas
turbosas intercaladas en los sedimentos, mostró la alternancia de períodos
secos con niveles bajos, seguidos de niveles altos correspondientes a
períodos más húmedos. Este comportamiento fluctuante ha funcionado en el
Holoceno y tiene características regionales, pues, según el autor citado,
estos cambios son más o menos sincrónicos con los registrados en la
Orinoquia y Amazonia, así como en lagunas de la montaña andina.
Las ciénagas son otro elemento del sistema fluvial que funciona como
amortiguador: flujo del río hacia las ciénagas en aguas altas y de la ciénaga
hacia el río en aguas bajas (Fig. 9-19). En Colombia se conocen alrededor de
unas 19.000 ciénagas que cubren cerca de medio millón de hectáreas, de las
que 322.000 ha. pertenecen al sistema inundable del Bajo Magdalena-
Cauca-San Jorge (Marín, 1992).
10.6. EL CONTACTO FLUVIO-MARINO.
El contacto de las cuencas bajas con el mar ocurre en la interfase llamada
litoral. Las ciénagas fluviales dan paso a la formación de ciénagas litorales
(salobres) que reciben agua de los ríos, pero además mantienen una doble
comunicación con el mar.
Tal como se planteó en el subcapítulo 9.3, los litorales actuales son recientes
en su conformación pues se relacionan con el ascenso del nivel del mar en el
Holoceno. El ascenso del nivel del mar ha represado la parte baja de las
llanuras costeras, acentuando cada vez más la inundabilidad. En relación con
este ascenso y en niveles superiores al actual, el sistema fluvial bajo de los
ríos Magdalena-Cauca-San Jorge se habría represado formando un enorme
delta que correspondería con la actual depresión Momposina, hoy con un
nivel de unos 20 m sobre el nivel del mar (Van der Hammen, 1984).
Con el ascenso actual el nivel de base sube y el carácter inundable de la
llanura aluvial se acentúa. Sin embargo se debe tener en cuenta también la
influencia de las mareas: de entre 30 y 40 cm en el Caribe y de 3.5 a 4.0 m
en el Pacífico. Por esto, los ríos que desembocan en el Pacífico muestran un
comportamiento bien diferente: con la subida de las mareas el mar penetra
por los ríos arriba represando el flujo (rías) y produciendo desbordes, se
define así una llanura litoral más marcada que en el Caribe (Fig. 9-18).
Parte de los sedimentos finos se depositan en las llanuras aluviales, pero
otra parte participa en la formación de deltas. Los deltas de los grandes ríos
del litoral Caribe muestran progradación (crecimiento) con excepción del
delta del Magdalena que por la construcción de tajamares conduce los
sedimentos lejos de la línea de costa. Igualmente, los ríos mayores del litoral
Pacífico muestran avance en la construcción deltaica (González et al., 1988).
En cuanto a las corrientes menores que desembocan a los litorales, éstas no
logran construir deltas pues los pocos sedimentos que acumulan son
redistribuidos por las corrientes de deriva.
La tendencia actual por el ascenso del nivel marino es hacia un mayor
represamiento de los drenajes junto a los litorales y erosión de deltas y, en
general, con mayores probabilidades de inundación en la llanura baja.
10.7. DINAMICA Y MODELADOS ALUVIALES EN LA ORINOQUIA.
Con fines de mostrar la dinámica fluvial, las formaciones aluviales y los
procesos morfogénicos, la Orinoquia, para esta presentación, se considera
dividida en dos grandes unidades: los Llanos Orientales ubicados entre el
piedemonte (occidente), el río Arauca (norte), el río Meta (oriente) y la
serranía de la Macarena (sur); mientras que al suroriente del río Meta y hasta
el río Guaviare está la segunda gran unidad llamada la altillanura del
Vichada.
La diferenciación fluvial de las dos unidades se relaciona con criterios de
torrencialidad y jerarquización de la red de drenaje.
10.7.1. LOS LLANOS ORIENTALES.
Los Llanos Orientales corresponden con una depresión lateral subsidente
(cuenca sedimentaria) en relación con el sistema Andino y por lo tanto la
morfogénesis está ligada a la sedimentación con divagación fluvial y
desbordes.
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El colector principal del área es el río Meta y sus tributarios proceden del
flanco oriental de la Cordillera Oriental con una dinámica torrencial que
permitió la construcción de un extenso piedemonte (ver capítulo 8) y rellenos
sedimentarios más distantes.
La ubicación y la organización del drenaje confluente al río Meta es un hecho
relativamente reciente. Como consecuencia del levantamiento de la
Cordillera Oriental se organizó jerárquicamente la red hidrográfica de la
montaña y empezó la construcción de conos de piedemonte, pero el río Meta
aún no ocupaba su posición actual por lo que los drenajes pasaban hasta la
altillanura depositando allí materiales aluviales. Esto se demuestra con los
materiales aluviales que cubren la parte occidental de la altillanura y con los
ejes de flujo de los conos que hasta allí llegaban (Join & Torres, 1985, figura
10-7). Según los autores citados, el río Meta se habría ubicado en su
posición actual al final del Pleistoceno, al parecer controlado por un
lineamiento tectónico.
Los depósitos aluviales que conforman las terrazas inmediatas al piedemonte
varían en edad del Pleistoceno temprano al Holoceno superior (Goosen,
1971). En la figura 8-8 se muestra la ubicación de las terrazas
inmediatamente abajo de los conos de deyección. Según el autor citado,
muchas de las terrazas muestran inclinación opuesta (es decir, inclinadas al
occidente), inversión debida a la neotectónica, hecho que explica en parte los
cambios de curso de algunos ríos.
Los ríos procedentes de la montaña y luego de salir del piedemonte, es decir
ya en el Llano propiamente dicho, se caracterizan por una muy baja
organización jerárquica, esto quiere decir que los ríos difluyen (avulsión) y
por lo tanto los cambios de curso son frecuentes. Esto se debe al brusco
cambio de pendiente, por lo que los ríos deben entallar el cauce en sus
propios sedimentos, cauces que por su superficialidad se desbordan durante
el período lluvioso.
El desborde característico de los ríos llaneros permite definir una llanura
aluvial de desborde, tal como se delimita en la figura 8-8. Como llanura
aluvial, se caracteriza por corrientes meándricas y meandros abandonados
en el área de divagación del lecho mayor. Hoy la sedimentación ocurre
básicamente con materiales finos en las vegas y diques aluviales.
Los aluviones de la llanura aluvial de desborde sepultan parcialmente el
modelado eólico ubicado más al oriente junto al río Meta, criterio que permite
plantear una cronología relativa de los dos modelados. Los aluviones serían
del Holoceno medio a superior (Goosen, 1971).
10.7.2. LA ALTILLANURA.
Como se planteó antes, la altillanura fue en gran parte una llanura aluvial de
desborde en el Pleistoceno. Actualmente se encuentra separada del drenaje
de la Cordillera Oriental por el río Meta. Esto significa que la red de drenaje
es autóctona ya que se desarrolla en la altillanura misma.
La altura del escarpe que separa los Llanos Orientales de la altillanura varía
entre 20 a 60 m en relación con el nivel del río Meta. Esta altura es suficiente
para que la red de drenaje de la altillanura se organice jerárquicamente como
se muestra en la figura 10-8, lo que demuestra que ya no se comporta como
una llanura aluvial de desborde. A pesar de esto, durante la época de lluvias
se inundan los bajos, geoformas que, según Join & Torres (1985),
corresponderían con las cubetas de desborde de la antigua llanura de
desborde. Otras partes de la altillanura plana se encharcan por lluvia debido
a la pendiente suave de algunos interfluvios.
Fig. 10-8. RED DE DRENAJE JERARQUIZADA EN LA ALTILLANURA DEL
Primero
Segundo
Tercero
Cuarto
Quinto
Sexto
Séptimo
ORDENES DE DRENAJE
Carreteras
El Palito
Chaparral
PuertoCarreño
VICHADA. (Join & Torres, 1985).
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La altillanura se diferencia según la disección, así se reconocen la altillanura
plana y la altillanura disectada (Fig. 10-9). Los trabajos de Goosen (1971) y
Join & Torres (1985) describen la altillanura plana a ondulada como
interfluvios compuestos por limos y arenas cruzados por vallecitos de fondo
amplio y cóncavo (esteros); mientras que la altillanura disectada presenta
valles en “V” de disección y recubiertos de material coluvial procedente de las
colinas (Fig. 10-10) en las que la cobertura de costras petroférricas es
dominante.
A partir de la figura 10-8 se evidencia también que la disección, aunque no
profunda, es activa. El drenaje actual disecta la altillanura produciendo un
modelado ya sea convexo-cóncavo o de mesas residuales (Fig. 10-9). Lo que
Goosen (1971) definió como altillanura disectada es un sistema de
carcavamiento remontante como se muestra en la figura 10-10.
En conjunto, la altillanura del Vichada presenta actualmente tendencia a la
desertificación, explicada por varias condiciones: clima de régimen
contrastado hasta con 7 u 8 meses secos, vegetación de sabana rala con
quemas frecuentes, disección efectiva con carcavamiento generalizado en la
altillanura disectada y escurrimiento con formación de surcos y truncamiento
de suelos. Estos procesos conducen a formas de degradación generalizada
(desertificación).
En la figura 10.11. se muestran las principales unidades geomorfológicas en
que se divide la altillanura del Vichada.
10.8. DINAMICA Y MODELADOS ALUVIALES EN LA AMAZONIA.
Una primera diferenciación del drenaje amazónico debe hacerse en razón a
si proceden de la cordillera o si se forman en las llanuras boscosas mismas.
Fig. 10-10. ASPECTOS EN CORTE Y EN PLANTA DEL CARCAVAMIENTO
FONDO COLMATADO
CARCAVA
CIRCO DE SUFOSION
VISTA DE PLANTA
B A
PERFIL LONGITUDINAL A - B
CORNIZA ACORAZADA
CONCAVIDAD POR
BLOQUE DE CORAZA
CANTOS Y
FONDO
ARCILLA
SOCAVAMIENTO
CAIDO
GRAVILLAS
COLMATADO
CORAZA
A
B200 m.
10 m.
REMONTANTE. (Join & Torres, 1987).
con costras ferralíticasAltillanura disectada
Altillanura plana
Terrazas bajas
Cauce y lecho
Nueva Antioquia
de inundación
Fig. 10-11. UNIDADES GEOMORFOLOGICAS DE LA ALTILLANURA DEL
Pto. Castaño
del OcunéSan José
La Primavera
afloramientos del escudo
Pedimentos en el escudo
Colinas y peñoles en
continentalesAltillanura en detritos
Santa Rita
Amanaven
Pto. Nariño
PTO. CARREÑO
VICHADA. (Fuente: IGAC, 1984).
Los ríos que nacen en la Cordillera Oriental transportan sedimentos que le
dan coloración especial al agua, de donde se deriva el nombre de ríos de
“aguas blancas” , a lo largo de los cuales se da una vida más abundante y
mejores suelos en sus áreas inundables que favorecen la colonización
(Domínguez, 1985). La denominación citada se opone a la de ríos de “aguas
negras”, nacidos en la selva amazónica, los cuales deben su coloración
oscura al contenido de ácidos húmicos y materia orgánica disuelta. Para el
autor citado, estos ríos ofrecen menos posibilidades como ejes de
colonización.
Sin embargo, otros autores (Sioli, 1967; Irmeler, 1977; citados por Botero,
1999) proponen una clasificación más amplia en función del contenido de
sedimentos: aguas blancas, negras, claras y mixtas o intermedias.
Entre los ríos de aguas blancas se destacan el Putumayo, el Caquetá y el
Guaviare y los más importantes ríos de aguas negras son el Yarí (afluente
del Caquetá), Apaporis, Vaupés, Guainía e Inírida.
Debido a las condiciones de poca pendiente, los ríos de la cuenca amazónica
han desarrollado amplias llanuras aluviales (Fig. 6-13) sobre las que la
inundación por desborde y encharcamiento es el principal proceso que ocurre
en la época lluviosa de octubre a mayo. La sedimentación es de materiales
finos arcillo-limosos y muy pocas arenas finas, excepto para los ríos que
proceden de afloramientos del escudo.
La diferencia en el transporte de sedimentos se relaciona
directamente con el origen de los ríos (andinos o amazónicos).
Medidas hechas por Gibbs (1967; citado por Khobzi et al., 1980)
muestra una concentración de 9 p.p.m. en la desembocadura del
río Negro (amazónico), lo que contrasta con los ríos Caquetá y
Putumayo (andinos) con 170 y 60 p.p.m. respectivamente.
Fig. 10-12. AREAS POTENCIALMENTE INUNDABLES POR DESBORDE.
ECUADOR
(Suavita, 1997).
PANAMA
PERU
BRASIL
VENEZUELA
El carácter meándrico general de los ríos se interrumpe para formar rápidos,
allí donde el cauce está sobre el sustrato y la pendiente aumenta
ligeramente.
Las terrazas altas alcanzan hasta 50 m de altura en relación con el cauce de
los grandes ríos y con extensiones hasta de 10 km de ancho, dimensión que
supera estas geoformas en las cordilleras. La disección en las terrazas es
poco efectiva, aunque en las terrazas altas se identifican cauces
elementales (caños) superficiales de poca amplitud.
Fuera de los ambientes aluviales propiamente dichos y más exactamente en
las formaciones tabulares, el grado de disección permitió diferenciar
unidades geomorfológicas como se muestra en las figuras 6-12 y 6-13.
En el mapa de la figura 10-12 se muestran las principales áreas sometidas a
inundación principalmente por el desborde de los ríos (Suavita, 1997). En
general, las inundaciones corresponden con los períodos lluviosos, aunque
en casos como las inundaciones en la Orinoquia y Amazonia, estas
dependen en gran parte de las lluvias en la Cordillera Oriental.
Como parte del sistema fluvial, las llanuras aluviales se inundan
regularmente, pero debido a la ocupación humana de tales espacios, la
inundación se convierte en una amenaza natural aunque potenciada
antrópicamente.
11. LA INFLUENCIA ANTROPICA EN LA MORFOGENESIS.
Una vez vista la evolución geomorfológica del espacio
colombiano, conviene señalar la influencia del hombre en los
procesos morfogénicos, en términos generales y especialmente
en relación con la desertificación.
El hombre como parte de la naturaleza e integrado a esta
mediante la apropiación social que hace de la oferta ambiental
genera modificaciones en el funcionamiento biofísico, en este
caso altera o modifica el funcionamiento de los procesos
morfogénicos o facilita la ocurrencia de otros que no operaban sin
su intervención.
A partir de varios de los temas desarrollados en los capítulos
anteriores se afirma el concepto según el cual el espacio
colombiano es de construcción geológica-geomorfológica
reciente, especialmente en lo relacionado con la creación del
potencial hidrogravitatorio (Cap. 3) y los sistemas de transferencia
(Cap. 10). Tal construcción es, para varios casos, funcional en el
presente, o están ocurriendo procesos de ajuste a eventos del
pasado. Por estas razones, gran parte del territorio se considera
inestable real o potencialmente. En tales condiciones la inserción
del hombre en los sistemas morfogénicos acelera algunos
procesos o propicia otros.
11.1. IMPACTOS GEOMORFOLOGICOS GENERALES.
El hombre se considera como un agente modificador de la
superficie terrestre y de los procesos que allí operan (Nir, 1983).
Uno de los primeros impactos de los asentamientos humanos
ocurre por intermedio de la destrucción de la cobertura vegetal.
Como se muestra en el diagrama de la figura 11-1, la pérdida de
la cobertura vegetal debilita la
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formación y protección del suelo, acelera el transporte de
sedimentos por aumento de la torrencialidad y conduce a la
dominancia de las acciones mecánicas (erosión) frente a las
químicas (alteración del sustrato y formación de suelos).
Las montañas andinas son propensas a la torrencialidad, es decir,
a una respuesta de los aguaceros que se manifiesta por una
concentración rápida en los drenajes, lo que unido a los
movimientos en masa acelera la ocurrencia de flujos torrenciales.
En la medida en que el hombre interviene en la montaña, el
trabajo mecánico del agua aumenta puesto que disminuye la
infiltración y la amortiguación del régimen hídrico. Tomando esto
como causa, aumenta la probabilidad de desbordes en los
cañones, en los piedemontes y también las inundaciones
aumentan en intensidad, magnitud y frecuencia.
El impacto directo de las gotas de lluvia destruye los agregados
del suelo (saltación pluvial) y facilita su transporte, este proceso
es generalizado en las áreas agrícolas. Además, la falta de
cobertura facilita la acción del viento con transporte de materiales
finos (deflación).
Una vez destruida la vegetación, la erosión en las laderas se
acelera y también el transporte de sedimentos en los cauces. Un
ejemplo de esta afectación se da sobre las obras de
infraestructura como acueductos y distritos de riego, o la
sedimentación de cuerpos de agua naturales (lagos y lagunas) o
artificiales (embalses).
Esa misma sedimentación colmata los cauces fluviales de las
llanuras aluviales de desborde. Un ejemplo es la disminución de la
navegabilidad de los ríos Magdalena-Cauca en el presente,
navegación que era viable durante el período de la Colonia y aún
posteriormente, pero el aumento de la intervención ha
incrementado el aporte de sedimentos de las cordilleras hacia los
sitemas fluviales bajos.
En las laderas, la construcción de surcos de cultivo cambia la
morfología natural y acelera el drenaje (surcos en dirección de la
pendiente), o lo retrasa (surcos en el sentido de las curvas de
nivel). Con la ganadería, los pastizales impermeabilizan
parcialmente los suelos y la escorrentía aumenta y el ganado, con
la construcción de caminos y el pisoteo, aumenta la degradación
del suelo (cuando se excede la capacidad de carga pastoril) y el
transporte de sedimentos.
Otro efecto de la deforestación en laderas es la pérdida de
resistencia que el sistema radicular le ofrece al suelo; su pérdida
acelera la reptación, proceso que en muchos casos se manifiesta
en la formación de modelados en gradería comunmente llamados
terracetas y que son diferentes de los caminos de ganado,
aunque el ganado acelera su formación. Un ejemplo de terracetas
se observa en la figura 10-2.
Las terracetas varían con la pendiente (Flórez, 1986a): los taludes
son más altos a mayor pendiente y viceversa, mientras que la
cantidad aumenta proporcionalmente con la pendiente. En
pendientes fuertes, las terracetas se desequilibran y dan paso a
pequeños movimientos en masa del tipo “golpes de cuchara”.
Bajo condiciones de cobertura vegetal, la reptación también
funciona pero más lentamente y los materiales en movimiento por
coluvionamiento y reptación se acumulan detrás de los obstáculos
formando banquetas (Fig. 11-3), pero luego de cortada la
vegetación aquellas pueden derrumbarse, acelerando la movilidad
de sedimentos en la ladera.
Fig. 11-2. REPTACION Y FORMACION DE TERRACETAS
Fig. 11-3. REPTACION Y FORMACION DE BANQUETAS
Otros ejemplos de intervención antrópica ocurren en los litorales
donde la extracción de materiales de playa acelera el retroceso de
la línea de costa. También con la construcción de tajamares se
desvía la sedimentación; al respecto , ver el retroceso del delta
del Magdalena (Cap. 9.3.2. y Fig. 9-22 y 9-25.)
La construcción de caminos y carreteras, por lo menos en su fase
inicial, implica una carga extra de sedimentos a las laderas y a las
corrientes de agua, además de la inestabilidad que aumenta en
los taludes por la aceleración de los movimientos en masa
(derrumbes, deslizamientos).
En los bordes de los altiplanos abundan los materiales fluvio-
glaciares, clasificados granulométricamente (estratificados) lo que
los hace muy atractivos frente a la urbanización creciente. Esta
explotación, además de generar nuevas formas modifica el nivel
freático y también disminuye el valor paisajístico.
La urbanización impermebiliza las formaciones superficiales
aumentando la torrencialidad de las corrientes que sale de las
ciudades. También el desecamiento de las formaciones
superficiales lleva a la formación de baches u ondulaciones del
terreno.
En general, la intervención del hombre acelera la acción del
escurrimiento superficial difuso con truncamiento de suelos,
escurrimiento superficial concentrado con formación de surcos y
cárcavas y también induce la ocurrencia de movimientos en masa
especialmente con la construcción de taludes para vías. La
erosión de suelos y la disminución de la infiltración (Fig. 11-1)
potencian la torrencialidad que conlleva al aumento de la
sedimentación y de las inundaciones en las partes bajas
depresionales.
11-2. LA DESERTIFICACION.
A diferencia de los desiertos propiamente dichos, los espacios
desertificados son aquellos con algunas características similares a
los desiertos como lo es una exigua productividad biológica. El
concepto se refiere específicamente a los espacios que habiendo
tenido una oferta ambiental que sostenía un funcionamiento
ecosistémico (aguas, suelos, biota, fauna) y una ocupación por
grupos humanos, se degradaron por la misma acción del hombre
hasta parecerse a un desierto (por degradación), (FAO-UNEP,
1984). Además de la pérdida de la oferta ambiental, la
desertificación implica la expulsión de los grupos humanos.
La degradación que conduce a la desertificación ocurre
principalmente en geosistemas sensibles bioclimáticamente, en
los que un déficit hídrico casi siempre está presente (Thomas &
Middleton, 1994). Sin embargo, en Colombia se presenta la
desertificación, además de los espacios hídricamente deficitarios,
en ambientes semihúmedos.
A partir de lo anterior, se entiende la desertificación como la
degradación de la oferta ambiental de geosistemas frágiles
inducida tanto por factores naturales como por las formas de
apropiación social del espacio geográfico. Por esto, la
desertificación es un problema socio-ambiental que involucra la
degradación y/o desaparición de tierras, aguas, fauna y biota en
espacios que, en general, tienen limitantes bioclimáticas.
De los primeros trabajos que, en Colombia, muestran la relación
entre limitantes biofísicos y las formas de la ocupación del espacio
por el hombre, conviene resaltar el de Tricart et al. (1968). En
dicho trabajo, los autores demuestran, para la cuenca del río
Lebrija (Santander), las condiciones que explican la degradación:
déficit hídrico, sedimentos no consolidados o sustrato con alteritas
susceptibles a la erosión (erodables) y que, por una larga historia
de ocupación humana, han conducido a estos paisajes a una
situación de degradación ambiental con notoria disminución de las
posibilidades para el sustento humano.
Las características básicas de la desertificación se relacionan con
limitantes bioclimáticos y una intervención humana degradante.
Colombia, a pesar de considerarse como un país húmedo con una
oferta hídrica de las mayores del planeta, tiene varios espacios
deficitarios en agua.
La mayoría de las áreas deficitarias se encuentran en el piso
bioclimático Ecuatorial en altitudes inferiores, en general, a 1000
m. Bajo estas
Aire frío
Cálid
ose
co
Cálid
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seco
seco
sombraseca
Aire
Lluvia
Vientos
húmedos
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Fig. 11-4. DEFICIT HIDRICO EN EL FONDO DE LOS CAÑONES.
OCAÑA
Vientossecos
Sombraseca
Vientoshúmedos
Frente húmedo(Tibú - Catatumbo)
SW NE
Fig. 11-5. DEFICIT HIDRICO PROVINCIA DE OCAÑA.
condiciones, la vegetación es baja, rala y semidecidua. Así, aún
en condiciones naturales, funcionan efectivamente los procesos
de escorrentía superficial.
En situación de déficit se encuentran algunos cañones en posición
transversal en relación con las corrientes de viento húmedo que
descargan la humedad a barlovento, por lo tanto a sotavento
sobre todo las laderas bajas y fondo de los cañones reciben poca
humedad por encontrarse en posición de sombra (Fig. 10-4). Al
respecto, son ejemplos los cañones del Guáitara-Juanambú-
Patía; los cañones de los ríos Suaza, Cabrera, Chicamocha y
Lebrija (afluentes del Magdalena), también la cuenca media y baja
del río Zulia y las cuencas media y alta de los ríos Tarra,
Catatumbo, Borra y Río de Oro (afluentes del Catatumbo), en la
provincia de Ocaña.
En los valles interandinos también se encuentran áreas con
tendencia a la desertificación o ya desertificadas como la que
caracteriza al valle del Magdalena en alrededores de Neiva-
Villavieja-Colombia (Huila) y que se extiende un poco más al
norte.
En el caso de la provincia de Ocaña (Fig. 11-5), los vientos del
noreste descargan la humedad en la cuenca baja del Catatumbo y
al pasar hacia el suroeste generan una sombra de tendencia seca
con pocas lluvias. El poder secante de los vientos Alisios se
manifiesta en las áreas semiáridas de la Guajira y semihúmedas
del flanco sur y sureste de la Sierra Nevada de Santa Marta.
Este fenómeno de intercepción de vientos húmedos de un lado y
generación de sombra del otro lado también se presenta en la
montaña media y alta y afecta especialmente los bordes internos
de los altiplanos (Fig. 7-4), aunque se trata de áreas
semihúmedas. Al respecto, se tienen los ejemplos de Villa de
Leyva (Boyacá) y en general los bordes del altiplano Cundi-
Boyacense y también en los altiplanos de Berlín (Santander) y
Túquerres (Nariño).
Un área se considera en déficit hídrico cuando la cantidad de
lluvias anuales es inferior a la evapotranspiración potencial (ETP)
como se muestra en la figura 11-6 de Villavieja (Huila), cuyo
balance hídrico muestra siete meses secos. Sin embargo, fuera
del concepto de balance hídrico deficitario, se entiende también
que en áreas de clima contrastado, como en la altillanura del
Vichada, la desertificación también opera.
Sin embargo, aunque un área puede estar climáticamente en
situación de déficit hídrico, este se suple por la humedad de sus
aguas subterráneas y por los niveles freáticos altos. Tal es el caso
de la parte plana de los altiplanos, mientras que sus bordes con
modelados de conos y colinas bajas
(Fuente: La Rotta, 1988).Fig. 11-6. BALANCE HIDRICO EN VILLA VIEJA (HUILA).
-30
-90
-60
Deficiencia
Recarga
30
60
120
90
150
E F
210
180
MAM J J
Utilización
Exceso
A S O N
ETP (mm).
RFU-Deficiencia
D E
Precipitación
mm.
experimentan déficit y algunos de ellos ya muestran problemas de
desertificación.
La otra variable que explica la desertificación es la intervención
humana. Las áreas bajo déficit hídrico antes citadas han sido
históricamente atractivas para los asentamientos humanos. Con la
intervención prolongada, por la utilización de los recursos (agua,
suelo, flora y fauna) se sobrepasa el umbral de funcionamiento y
los geosistemas no pueden recuperarse, es decir se presenta la
degradación irreversible, por lo menos en el corto y mediano
plazo.
En la figura 11-7 se muestra la distribución de áreas, en
Colombia, con problemas de desertificación efectivos o por lo
menos en evolución hacia la desertificación.
Fig. 11-7. AREAS DESERTIFICADAS Y/O EN VIA DE DESERTIFICACION.(IGAC., 1989).
ECUADOR
PANAMA
PERU
BRASIL
VENEZUELA
Con base en la figura 11-7, se entiende la preocupación que
existe en los diferentes grupos o instituciones ambientalistas en
relación con las áreas desertificadas y, que además de poner en
duda la sustentabilidad ecosistémica y social, se reconoce que la
desertificación es un problema complejo que va en aumento, en la
medida en que crece la presión por los recursos en áreas con
limitantes naturales.
Un área ya desertificada se caracteriza por ausencia de población
o por lo menos una densidad muy baja en condiciones de pobreza
o miseria, suelos degradados, procesos de truncamiento por
escurrimiento difuso a la par con la formación de surcos y
cárcavas y, en general, una disminución radical de la
productividad biológica. El régimen hídrico es torrencial y se
convierten en áreas sedimentógenas. En tales condiciones, la
biodiversidad disminuye llegando a la desaparición de muchas
especies, como parte de la pérdida de la productividad biológica.
La desertificación es un problema socio-ambiental y bajo este
concepto deben entenderse las relaciones biunívocas entre oferta
ambiental y sociedad. Esta última causa impactos degradantes
sobre la oferta natural y que, por retroacción, afecta a los mismos
grupos humanos causantes del desequilibrio ambiental.
12. UNA ZONIFICACION GEOMORFOLOGICA.
Con base en el contenido de los capítulos anteriores, es posible
proponer una zonificación geomorfológica del espacio
colombiano, zonificación que clasifique los espacios de acuerdo
con sus características de relieve, modelado y procesos
morfogénicos.
Por lo anterior, este capítulo debe entenderse como la conclusión,
en términos de la distribución espacial de los hechos
geomorfológicos, a la que se llega, luego de haber descrito y
explicado el desarrollo morfoestructural, la generación de
modelados (heredados y funcionales) y la morfodinámica actual.
Antes de proponer la zonificación y la metodología adoptada,
conviene recordar los antecedentes al respecto. Fue la Misión
Francesa que trabajando en el INDERENA, junto con técnicos
colombianos, propusieron en 1977, el primer mapa de carácter
geomorfológico, en escala 1: 1’500.000, con el título “La erosión
de tierras en Colombia”. Este constituye el primer intento
sistemático para evaluar la ocurrencia y distribución de los
procesos erosivos y, para ese entonces, con el conocimiento
existente, se constituyó en un trabajo de referencia en el que se
destaca, además, el manejo de relaciones explicativas con las
limitante climáticas y la actividad humana.
Actualmente, después de 25 años de publicado el trabajo del
INDERENA y con base en el conocimiento acumulado, se observa
lo siguiente:
- Definición de áreas con base en un proceso dominante, por lo
que se descuidan otros procesos que se superponen en un
mismo espacio. Ej. La reptación que funciona en toda el área
montañosa y casi siempre como proceso secundario, por lo
que definir un área por el proceso de reptación es impreciso.
- Caracteriza la alta montaña como “sin erosión o no apreciable”.
En realidad, la alta montaña es muy activa
morfodinámicamente, como se mostró en capítulos anteriores y
en gran parte se le considera como área sedimentógena.
- Se nota la persistencia del trabajo de Khobzi & Usselmann
(1974), en el que para el área andina proponen únicamente
tres grandes unidades: piso glaciar, grandes vertientes
selváticas y tierras bajas, categorías que como se puede
deducir, no son siempre geomorfológicas.
Thouret (1981) propuso una zonificación morfoestructural, con
alguna alusión a los procesos morfogénicos; trabajo que
constituye una síntesis a partir de la información geológica
existente a la fecha.
Posteriormente, el Instituto Geográfico Agustín Codazzi -IGAC- ha
publicado, en diferentes atlas, el mapa de erosión de tierras. Al
respecto, se destaca el publicado en el atlas de Suelos y bosques
de Colombia (1988, p-100). En el mapa de “Erosión y degradación
de los suelos en Colombia” de la publicación citada, se califica la
erosión desde “muy severa” para las áreas muy degradadas
hasta las áreas en que “no hay erosión”.
Proponer una zonificación gemorfológica requiere
metodológicamente un concepto con base en el cual delimitar las
unidades espaciales y es necesario también definir el nivel escalar
o detalle con el que se caracterizan las unidades y se representan
cartográficamente.
El concepto adoptado para este trabajo es el “sistema
morfogénico”, entendido como el conjunto de procesos
interdependientes que generan un modelado específico en un
espacio determinado (Tricart, 1977; Summerfield, 1994). Los
procesos que integran un sistema morfogénico están
condicionados por factores internos y externos: estructura
geológica (litología y tectónica), la pendiente, el bioclima, las
herencias morfoclimáticas y por el uso que el hombre hace del
espacio. El control de los factores y el sistema morfogénico se
esquematizan en la figura 12-1. De la definición del sistema
morfogénico, así entendido, se pueden deducir las amenazas
relacionadas con su dinámica (procesos).
Fig. 12-1. EL SISTEMA MORFOGENICO
MORFO FORMACION FACTO
PROCES
OS MODEL
ADOS
SISTEMA
Una vez adoptado el concepto de sistema morfogénico, se
propone una clasificación jerárquica que incluye: Grupo de
Sistemas Morfogénicos (G-SM) referido a macrounidades como la
alta montaña o las depresiones tectónicas; Subgrupo de Sistemas
Morfogénicos (SG-SM) referidos a unidades de relieve o
modelado que a su vez están subdivididos en “Sistemas
Morfogénicos” (SM) propiamente dichos, caracterizados según el
diagrama de la figura 12-1; ej. Una divisoria de control estructural
o una terraza fluviomarina.
Los sistemas morfogénicos, generalmente, corresponden a
escalas cartográficas medias 1:200.000 a 1: 100.000. A su vez los
sistemas morfogénicos pueden dividirse en subsistemas S-SM
para unidades muy específicas como una terraza degradada por
disección o una mesa con disección incipiente. Con base en estos
criterios, la clasificación jerárquica que aquí se propone cubre los
sistemas morfogénicos del territorio nacional; sin embargo, la
representación cartográfica en el mapa anexo de la figura 12-2
solo incluye las unidades mayores de grupo de sistemas y
subgrupos, pero no los sistemas morfogénicos propiamente
dichos pues la escala es 1: 3’400.000, salvo excepciones, que por
su extensión son representables a dicha escala.
Los grupos de sistemas morfogénicos (G-SM) definidos se
relacionan con grandes unidades morfoestructurales como son la
Alta Montaña, la Montaña Media, la Montaña Baja, las
Depresiones Tectónicas y otras macrounidades definidas en este
caso por razones de modelados heredados y condiciones
bioclimáticas como son los Litorales, el Dominio Amazónico, el
Dominio Orinoqués y el grupo de los Sistemas Insulares. Los
subgrupos definidos al interior de cada uno de los grupos se
presentan en los cuadros correspondientes y, en algunos casos,
se llega a proponer el sistema morfogénico propiamente dicho,
pues el cubrimiento escalar se refiere a espacios grandes
cartografiables en escalas medias.
En la figura 10-11, para la altillanura del Vichada esta sería el
subgrupo de sistemas morfogénicos, mientras que la altillanura
plana, disectada u ondulada serían los sistemas morfogénicos. A
escalas más detalladas se podrían incluir subsistemas
morfogénicos (S-SM) y otras unidades menores.
Dado que la clasificación aquí propuesta es, además, jerárquica u
organizada taxonómicamente en diferentes niveles de resolución,
permitirá posteriormente incluir muevas sub-unidades con mayor
nivel de resolución y por lo tanto a mayor escala, dependientes de
las que se enumeran a continuación y que se representan
cartográficamente en el mapa anexo.
12.1. G-SM. LA ALTA MONTAÑA.
Este grupo de sistemas morfogénicos incluye las culminaciones
altitudinales de las cordilleras andinas por encima de los
2700±100 m. La principal característica se relaciona con el
modelado glaciar heredado o actual y la actividad volcánica en las
Cordilleras Central y Centro-Occidental.
Bioclimáticamente, allí se ubican los pisos alto-andino, páramo,
superpáramo y piso glaciar. No hay alteritas pues fueron
erosionadas por la dinámica glaciar del pasado, pero hay
depósitos glaciares y fluvio-glaciares.
Cuadro 12-1. G-SM. LA ALTA MONTAÑA.
1.1. SG-SM Glaciar
1.1.1. SM Sobre estructura volcánica activa
1.1.2. SM Sobre estructura no volcánica
1.2. SG-SM Periglaciar
1.2.1. SM En ambiente volcánico
1.2.2. SM En ambiente no volcánico
1.3. SG-SM Modelado glaciar heredado
1.3.1. SM En ambiente volcánico
1.3.2. SM En ambiente no volcánico
1.4. SG-SM Montaña Alto-Andina Inestable
12.2. G-SM. LA MONTAÑA MEDIA
Son los espacios abajo de 2700±100 m que incluye los altiplanos,
las divisorias de cordillera entre cuencas medias, escarpes
tectónicos y los cañones entre las geoformas más sobresalientes.
También se reconocen algunas influencias fluvio-glaciares
heredadas.
En la montaña media se encuentra la mayor extensión de bloques
levantados y fallados con un control estructural notorio de la red
de drenaje y, bioclimáticamente, corresponde con los pisos andino
y subandino y como formaciones superficiales son dominantes las
alteritas y materiales coluviales de ladera. Los procesos
dominantes son la disección y los movimientos en masa con una
red de drenaje de comportamiento torrencial.
Cuadro 12-2. G-SM. LA MONTAÑA MEDIA.
2.1. SG-SM Conos fluvio-glaciares
2.2. SG-SM Altiplanos y sus bordes
2.2.1. SM En ambiente volcánico
2.2.2. SM En ambiente no volcánico
2.2.3. SM Borde de altiplano
2.3. SG-SM Divisorias cordilleranas (medias)
2.3.1. SM Onduladas
2.3.2. SM Tabulares de la cuenca del Patía
2.3.3. SM Controladas por plegamiento
2.4. SG-SM Vertientes medias
2.4.1. SM Relictos de superficies de aplanamiento
2.4.1.1. S-SM Con cobertura volcánica
2.4.1.2. S-SM Sin cobertura volcánica
2.4.1.3. S-SM Con limitantes de humedad
2.4.1.4. S-SM En rocas graníticas
2.4.2. Modelados controlados por pliegues y fallas
menores
2.4.2.1. S-SM Divisorias con pliegues (menores)
2.4.2.2. S-SM Vertientes controladas por
pliegues
2.4.2.3. S-SM Divisorias agudas (Norte
Cordillera Occidental)
2.4.2.4. S-SM Vertientes de drenaje denso
(Norte Cordillera. Occidental).
2.4.3. SM Vertientes en posición de abrigo
2.4.4. SM Escarpes de retroceso
2.4.5. SM Vertientes cortas. Cord. Occidental hacia el
Cauca
2.4.6. SM Vertientes cortas. Cord. Occidental hacia el
Patía
2.4.7. SM Vertientes onduladas en la Cordillera Central
2.4.8. SM Modelados de colinas y lomeríos con
alteración profunda
2.4.9. SM Modelados de disección con alteración
profunda
2.4.10.SM Anfiteatros del Mira y del Patía
2.4.10.1. S-SM Divisorias convexas con
cobertura de
ceniza
2.4.10.2. S-SM Flancos cóncavos
2.4.11.SM Flancos del Patía y sus afluentes
2.4.12.SM Interfluvios convexo-cóncavos residuales
(Patía)
2.4.13.SM Interfluvios convexo-cóncavos en afluentes
del
río Cauca
SG-SM Lagos y embalses con bordes en
sedimentación
2.5. SG-SM Red de drenaje
2.5.1. SM Cañones
2.5.1.1. S-SM Bajo clima húmedo
2.5.1.2. S-SM Bajo tendencia seca
2.5.1.3. S-SM Subsistema Guáitara-Patía
2.5.2. SM Valles controlados por pliegues y fallas
menores
2.5.3. SM Valles con formaciones aluviales amplias
12.3. G-SM LA MONTAÑA BAJA.
Como grupo de sistemas morfogéncios, la montaña baja tiene una
connotación estructural referida a las estribaciones cordilleranas y
de las serranías, conformadas por los escarpes de retroceso de
las fallas fundamentales que separan las cordilleras de las
depresiones tectónicas, escarpes que son cortados por los ríos al
salir de las cordilleras formando gargantas. Según la exposición,
la montaña baja se subdivide en húmeda y de tendencia seca
dentro del piso bioclimático ecuatorial.
Cuadro 12.3. G-SM LA MONTAÑA BAJA
3.1. SG-SM Escarpes de retroceso con pendiente cóncava
3.1.1. SM Escarpes interiores
3.1.2. SM Escarpes exteriores
3.2. SG-SM La precordillera de Mandé
3.3. SG-SM La cordillera Baudó-Darién
3.3.1. SM Divisorias de control estructural
3.3.2. SM Rellenos aluviales en depresiones tectónicas
3.3.3. SM Vertiente cóncava de la serranía
3.3.4. SM Valles de disección con depósitos coluvio-
aluviales
3.4. SG-SM Las serranías bajas de la Guajira
3.4.1. SM Macizo residual
3.4.2. SM Cuchillas con control estructural
12.4. G-SM. LAS DEPRESIONES TECTONICAS.
Son las macroformas estructurales menos levantadas durante la
orogenia, por lo tanto constituyen áreas depresionales
sedimentarias e inundables. Bordean paralelamente al sistema
andino y su principal dinámica es fluvial de desborde con
depósitos aluviales correlativos, la energía de transporte es
mínima y por lo tanto domina la sedimentación.
Los principales modelados son aluviales: terrazas en varios
niveles, conos, ciénagas, diques y algunas formaciones residuales
del Terciario superior como mesas y cerros de sedimentos
epicontinentales. En las depresiones se incluyen los piedemontes.
Cuadro 12.4. G-SM LAS DEPRESIONES TECTONICAS.
4.1. SG-SM Modelados en sedimentos epicontinentales
4.1.1. SM Cerros y mesas muy degradados
4.1.2. Colinas y lomeríos con alteración profunda
4.1.3. Cerros y mesas en vía de desertificación
4.1.4. Relieves epicontinentales y depósitos coluvio-
luviales
4.1.5. Divisorias en sedimentos epicontinentales
4.2. SG-SM Los piedemontes
4.2.1. SM Conos de derrubios sinorogénicos
4.2.2. SM Piedemontes exteriores
4.2.2.1. S-SM Piedemonte alto del Mira-Patía
4.2.2.2. S-SM Piedemonte alto de la cuenca
Meta-Arauca
4.2.2.3. S-SM Piedemontes bajos
4.2.3. SM Piedemontes interiores
4.2.3.1. S-SM Conos degradados o en vía de
desertificación
4.2.3.2. S-SM Conos sin disección o en
construcción
4.3. SG-SM Las llanuras aluviales
4.3.1. SM Valles coluvio-aluviales
4.3.2. SM Valles aluviales
4.3.3. SM Terrazas de los ríos Cesar y Ariguaní
4.3.4. SM Llanura aluvial de la Baja Guajira
4.3.5. SM Llanuras de desborde sin ciénagas
4.3.6. SM Llanuras de desborde con ciénagas
4.3.7. SM Conos-terraza de la depresión Momposina
4.3.7.1. S-SM En vía de desertificación
4.3.7.2. S-SM Desertificados
12.5. G-SM. LOS LITORALES.
Es el grupo de sistemas morfogénicos de interfase océano-
continente con procesos originados por oleaje, mareas y aportes
fluviales. Los modelados representativos son las terrazas marinas
y fluviomarinas, acantilados, playas, marismas y deltas y como
dinámica dominante se tiene un retroceso actual de la línea de
costa (evento transgresivo menor) que amenaza las obras de
infraestructura del litoral.
Nuestros litorales son “marginales convergentes” en relación con
las placas cercanas y por lo tanto existen las amenazas sísmicas.
Cuadro 12.5. G-SM. LOS LITORALES.
5.1. SG-SM Acantilados
5.2. SG-SM Acantilados heredados
5.3. SG-SM Terrazas fluvio-marinas
5.3.1. SM Terrazas fluvio-marinas del litoral Pacífico
5.3.2. SM Terrazas fluvio-marinas del litoral Caribe
5.4. SG-SM Rías, estuarios, y depósitos recientes del
litoral
Pacífico
5.5. SG-SM Deltas
5.6. SG-SM Mosaico de geoformas del litoral Caribe
5.7. SG-SM Litoral con dunas
12.6. G-SM. EL DOMINIO AMAZONICO.
A diferencia de los otros grupos de sistemas morfogénicos, el
Dominio Amazónico se definió en función de las condiciones
bioclimáticas pasadas y actuales y secundariamente se
diferenciaron subgrupos y sistemas morfogénicos en función de
criterios estructurales. La característica fundamental es la alta
humedad que varía entre 3000 y 4000 mm / año y una
temperatura superior a 25°C, bajo estas condiciones domina una
cobertura vegetal densa entre los ríos Amazonas y Apaporis y con
una variación a selva rala intercalada con sabanas entre los ríos
Apaporis y Vichada.
Los modelados característicos se relacionan con los pedimentos
del escudo, las mesetas y serranías levantadas y los modelados
fluviales de depósito y disección.
Cuadro 12.6. G-SM. DOMINIO AMAZONICO.
6.1. SG-SM Geoformas residuales del escudo
6.1.1. SM Afloramientos rocosos
6.1.2. SM Pedimentos cubiertos por costras ferralíticas
6.1.3. SM Pedimentos en vía de disección
6.1.4. SM Serranías bajas con procesos denudativos
6.1.5. SM Serranías estrechas y altas con procesos
denudativos
6.2. SG-SM Las plataformas
6.2.1. SM Mesetas con modelado eólico residual
6.2.1.1. S-SM Mesetas tipo Araracuara
6.2.1.2. S-SM Mesetas basculadas (Macarena)
6.2.1.3. S-SM Depresión central de la Macarena
6.2.2. SM Plataforma del Terciario inferior
6.2.2.1. S-SM Modelado de disección
6.2.2.2. S-SM Modelado plano a ondulado
6.2.2.3. S-SM Mesas residuales
6.2.3. SM Plataforma del Terciario superior
6.2.3.1. S-SM Interfluvios planos
6.2.3.2. S-SM Modelado ondulado asociado a las
sabanas
6.2.3.3. S-SM Modelado de disección incipiente
6.3. SG-SM Sistemas aluviales
6.3.1. SM Terrazas medias y altas
6.3.2. SM Terrazas bajas
6.3.3. SM Llanura aluvial de desborde de los ríos
andinos
6.3.4. SM Llanura aluvial de desborde de los ríos
amazónicos
6.3.5. SM Valles coluvio-aluviales
12.7. G-SM. EL DOMINIO ORINOQUES.
Para el espacio orinoqués, también se adoptó el concepto de
dominio bioclimático caracterizado por un régimen monomodal
contrastado con lluvias entre 1500 y 2500 mm / año con 7 u 8
meses secos. Bajo estas condiciones, la cobertura vegetal
dominante es de sabana y sabana arbolada.
Algunos espacios son deficitarios hídricamente (en términos
anuales) y en el pasado han ocurrido períodos secos con
formación de modelados eólicos. La diferencia fundamental ocurre
entre la altillanura disectada con procesos de escurrimiento
superficial y los Llanos Orientales con llanura aluvial de desborde.
Cuadro 12.7. G-SM. DOMINIO ORINOQUES.
7.1. SG-SM Geoformas residuales del escudo
7.1.1. SM Afloramientos rocosos
7.1.2. SM Pedimentos cubiertos (costras ferralíticas)
7.2. SG-SM La altillanura
7.2.1. SM Altillanura plana
7.2.2. SM Altillanura ondulada
7.2.3. SM Altillanura disectada
7.3. SG-SM Modelados aluviales de la altillanura
7.3.1. SM Llanura aluvial del Orinoco
7.3.2. SM Terraza derecha del río Meta
7.3.3. SM Llanuras aluviales de la altillanura
7.3.4. SM Valles coluvio-aluviales
7.4. SG-SM Los Llanos Orientales
7.4.1. SM Colinas en vía de desertificación
7.4.2. SM Llanura eólica heredada
7.5. SG-SM Modelados aluviales de los Llanos Orientales
7.5.1. SM Llanura de desborde heredada
7.5.2. SM Pantanos de Arauca
7.5.3. SM Terrazas medias y altas
7.5.4. SM Terrazas bajas
7.5.5. SM Llanura aluvial actual
7.5.6. SM Valles coluvio-aluviales
12.8. G-SM. LOS SISTEMAS INSULARES.
La especificidad de la dinámica oceánica y los cambios del nivel
del mar permitieron definir las islas como un grupo de sistemas
morfogénicos en el que cada isla es un subgrupo, dadas sus
particularidades litológicas, de cobertura vegetal y de los procesos
dominantes.
Por diferencias bioclimáticas, las islas del Caribe son susceptibles
a los procesos de escurrimiento superficial, mientras que las del
Pacífico están mejor protegidas por la cobertura vegetal (Gorgona
y Gorgonilla).
En general, para las islas, al igual que los litorales, el proceso que
amenaza es el retroceso de la línea de costa por el evento
transgresivo actual.
Cuadro 12.8. G-SM. SISTEMAS INSULARES.
8.1. SG-SM Isla de San Andrés
8.2. SG-SM Islas de Providencia y Santa Catalina
8.3. SG-SM Islas del Rosario
8.4. SG-SM Islas de Barú y Tierrabomba
8.5. SG-SM Islas de Gorgona y Gorgonilla
8.6. SG-SM Islotes de Malpelo
La clasificación propuesta constituye un marco de referencia que
permite definir a su interior unidades de mayor nivel de resolución.
13. CONCLUSIONES.
La formación de los relieves y de los modelados no se puede
considerar terminada en ningún momento, ya que su evolución es
permanente y esa dinámica de cambio puede implicar amenazas
para el hombre, sus actividades e infraestructura.
Los procesos morfogénicos son también generadores de espacios
geomorfológicamente aptos para las diferentes formas de
ocupación por los grupos humanos; es decir, son generadores de
una oferta ambiental. Sin embargo, esta perspectiva no fue
tratada en el presente trabajo como tampoco la morfogénesis en
su relación con la pedogénesis, aspectos que deberán tenerse en
cuenta en futuros ensayos.
La diferenciación y movilidad de los relieves y modelados del
espacio colombiano están relacionadas con una causalidad
interna como lo es la tectónica de placas con sus efectos en el
fallamiento, plegamiento, magmatismo y orogénesis y con una
causalidad externa ligada fundamentalmente con los cambios
climáticos globales y los de corta duración y, en menor grado, con
las modificaciones inducidas por el hombre.
Lo que varios autores han llamado la “esquina noroccidental de
Suramérica” es un espacio (Colombia) particularmente móvil por
la convergencia de tres grandes placas litosféricas (Cap. 2) que
en sus desplazamientos opuestos explican la sismicidad, acreción
de terrenos, magmatismo, plegamiento y orogénesis (Cap. 3 y 5),
con discontinuidades estructurales como los varios sistemas de
fallamiento y la formación de cordilleras junto con las depresiones
interandinas y laterales.
El relieve es diferenciado y móvil y es el resultado de la acreción
de terrenos en períodos diferentes y diferenciados por su
estructura y composición litológica. Varía desde el escudo
Guayanés con sus afloramientos peneplanizados o su cobertura
sedimentaria dispuesta en plataforma con algunos relieves
sobresalientes (serranías, mesetas, tepuyes), hasta las cordilleras
de afinidad continental (Oriental y Central) y oceánica (Occidental
y de la Costa).
Antes de la orogenia finiterciaria, las condiciones tropicales de
tendencia seca imperantes facilitaron la elaboración de superficies
de aplanamiento (pedimentación) en los macizos emergidos
durante el Terciario inferior a medio. Con la orogenia estas
superficies fueron levantadas y disectadas y hoy se identifican los
modelados residuales en la Cordillera Central, en el macizo de
Santander-La Floresta y algunas evidencias menores en los
macizos de Garzón y Sierra Nevada de Santa Marta.
Las cordilleras, como bloques levantados, se separan de las
depresiones por medio de fallas inversas en cuyas áreas de
contacto aparecen los piedemontes. Al occidente del escudo, el
sistema andino es particularmente móvil tectónicamente, mientras
que el escudo por su rigidez lo es menos. La tectodinámica,
aunque no estudiada en este trabajo, se considera como un factor
geomorfológico que predispone los relieves a su inestabilidad
debido a la fracturación de los materiales rocosos y por las
vibraciones sísmicas que junto con los factores de la dinámica
externa los desestabilizan.
Frente a la diversidad litológica son también diversos los
productos de la meteorización (alteritas): en los intrusivos
graníticos dominan las formaciones superficiales areno-limosas y
los esquistos se cubren de arcillas, en ambos casos las laderas
con estos materiales son inestables. En la cobertura sedimentaria
de la Cordillera Oriental principalmente, la inestabilidad se
relaciona más con las rocas arcillosas fracturadas y alteradas y
menos con las areniscas, calizas y cuarcitas.
En general, los Andes son morfodinámicamente inestables debido
al potencial hidrogravitatorio generado por la orogénesis y los
cambios climáticos (Cap. 3.2.4.) lo que dio paso a un modelado
de disección profunda con cañones de laderas abruptas donde la
disección, la torrencialidad y los movimientos en masa son los
procesos dominantes.
Opuestamente, en las depresiones laterales e interandinas
ocurren las respuestas a la dinámica de las cordilleras,
manifiestas en la sedimentación (formaciones aluviales y
aluviotorrenciales) y las inundaciones, procesos inscritos dentro
del sistema de transferencia fluvial.
Como parte de la tectónica de compresión del Mioceno, se
formaron depresiones que con el levantamiento de las cordilleras
se ubicaron en la media y alta montaña formando los altiplanos,
macrogeoformas en cuya sedimentación lacustre participaron
posteriormente la deglaciación y el volcanismo. En el presente,
algunos de ellos aparecen disectados y en vía de degradación y
solo dos se encuentran en la fase lacustre (Tota y Guamués).
Los cambios climáticos del Pleistoceno modelaron en forma
notoria los relieves preexistentes. Especialmente, la última
glaciación produjo modelados erosionales y de acumulación arriba
de los 3000 ± 100 m. Además, los flujos fluvio-glaciares y los
volcano-glaciares afectaron con depósitos torrenciales hasta la
montaña media y aún los piedemontes en sus conos. De la última
glaciación persisten glaciares residuales y se encuentran en
proceso de ablación rápida por el calentamiento atmosférico.
Los modelados glaciares son relativamente estables en
condiciones naturales, pero su degradación es rápida cuando la
intervención agropecuaria se instala y se manifiesta en la
aceleración del escurrimiento superficial concentrado que afecta
los suelos. Esto ocurre especialmente en el páramo bajo y en el
páramo propiamente dicho.
En el Holoceno, algunas partes del territorio conocieron climas
muy secos que facilitaron la formación de modelados eólicos bajo
la influencia de los vientos Alisios. Se reconocen las evidencias en
la altillanura del Vichada, en los Llanos Orientales, en la
Amazonia y también en la península de la Guajira y el bajo
Magdalena. Estos modelados hoy no son funcionales, pero
tienden a degradarse por sobrepastoreo y quemas y así el
escurrimiento superficial se acelera.
Los cambios climáticos globales también han incidido en el nivel
del mar, cambios de los que encontramos diferentes niveles de
terrazas, acantilados y deltas. Pero en el contexto actual, lo más
preocupante es el ascenso del nivel marino cuyo principal efecto
es un evento transgresivo menor que se manifiesta por erosión
marina con retroceso de la línea de costa.
Tanto en el litoral Pacífico como en el Caribe, el evento
transgresivo es evidente y se encontraron valores que varían
entre 1 y 10 m / año (a veces más) de retroceso de la línea de
costa con el consiguiente impacto en la vivienda y otras obras de
infraestructura litoral. El proceso de erosión marina y su efecto en
el retroceso de la línea de costa está siendo acelerado,
contradictoriamente, por obras de control no planificadas y
además por extracción de materiales de playa.
Histórica y actualmente, la intervención antrópica se ha
constituido en un acelerador de algunos procesos, principalmente
del escurrimiento superficial con aumento de la torrencialidad y
algunos movimientos en masa, todo lo cual implica mayor aporte
de sedimentos a las áreas depresionales, se aumenta así la
intensidad de las inundaciones en las llanuras aluviales y aún en
los altiplanos.
Una de las mayores preocupaciones en cuanto a los efectos de la
antropización es el impacto en áreas bioclimáticamente limitadas,
áreas en las que la desertificación es un hecho real, mientras que
otras áreas avanzan hacia esa situación (Cap. 11.2, Fig. 11-7).
Con base en criterios sobre la organización estructural (tipos de
relieve), modelados heredados, condiciones bioclimáticas y
procesos morfogénicos actuales, se propone en el capítulo 12 una
zonificación espacial de sistemas morfogénicos jerarquizados que
cubren el espacio nacional continental e insular como marco de
referencia a partir del cual se puedan definir unidades más
detalladas.
Los acontecimientos cotidianos nos enseñan sobre los diferentes
problemas que ocurren en Colombia por causa de la dinámica
geomorfológica, dinámica que se acelera especialmente en las
temporadas lluviosas. Son frecuentes los derrumbes,
deslizamientos, avalanchas, inundaciones y flujos torrenciales que
tienen impactos en la vida de las personas y sus obras de
infraestructura (vivienda, vías, cultivos, acueductos, ... ). Estos
son más notorios y más tenidos en cuenta por el impacto rápido
que causan; sin embargo, ocurren otros procesos que por su
lentitud son poco percibidos pero igualmente ocasionan impactos
fuertes. A este respecto, en Colombia son comunes los procesos
de erosión de suelos por escurrimiento superficial difuso y
concentrado, al punto que algunas áreas se consideran
desertificadas. Otros procesos también lentos como la
sedimentación de cuerpos de agua reducen su capacidad de
amortiguación hídrica.
En cada caso, existe la necesidad de un conocimiento específico
sobre el funcionamiento de los procesos morfogénicos y sobre la
prevención de los mismos para buscar una forma de ocupación
más adecuada a la morfodinámica del espacio geográfico.
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