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

S Y

PE

DIM

EN

TO

S D

EL

ES

CU

DO

GU

AY

AN

ES

.

Gla

cis

colu

vial

gra

villo

so

Gla

cis

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Joi

n &

Tor

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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.

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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

AR

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DE

198

5. (

Fló

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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

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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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Capa resistente

Capa resistente

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iente cataclinal (consecuente)

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Corte

captura

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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

Fig

. 6-1

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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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A 3

SW

NE

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

-

21

CO

RD

ILLE

RA

45

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CALI

PANAMAO

CC

IDE

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L

CE

NT

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

ILLER

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.

Pus

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olcá

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Río

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999)

.

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

)

Cre

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Gua

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Fig. 8-3. PIEDEMONTES ASIMETRICOS DEL VALLE DEL MAGDALENA:

Esc

arpe

de

retr

oces

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

Fig

. 9-1

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TEMPERATURA

Punto medio entre T. Máx y T Mín.

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

Fig

. 9-2

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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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W. V

W. IV

W. IIIW. II

W. I

W. II

V. I

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.

BUCARAMANGA

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glaciar (Pleniglaciar)

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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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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

4. R

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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

5. C

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1947

1954

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Río

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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).

Fig

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9. A

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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

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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

Fig

. 11-

1. E

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Y

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

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seco

seco

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Fig. 11-4. DEFICIT HIDRICO EN EL FONDO DE LOS CAÑONES.

OCAÑA

Vientossecos

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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).

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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

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