ANTONIO FLOREZ COLOMBIA RELIEVES Y MODELADOS.PDF

Colombia: evolución
de sus relieves ymodelados

ANTONIO FLÓREZ
de sus relieves ymodelados
UNIVERSIDAD
NACIONAL
DE COLOMBIA
Red de Estudio de Espacio
y Territorio, RET

Flórez. Antonio
- Bogotá : Universidad Nacional de Colombia, Unibiblos, 2003
240 p., il., mapas (alg. color)
ISBN: 958-701-312-3
1. Geografía 2. Geografía física 3. Geomorfología
1. Universidad Nacional de Colombia. Facultad de Ciencias Humanas. Departamento de
Geografía
910.01- dc21
Catalogación División de Bibliotecas Universidad Nacional de Colombia
de sus relieves y modelados
© Universidad Nacional de Colombia
Red de Estudios de Espacio y Territorio, RET
© Antonio Flórez
Profesor, Universidad Nacional de Colombia
Facultad de Ciencias Humanas,
Departamento de Geografía
Primera edición: 2003
Tiraje: 1.000 ejemplares
ISBN: 958-701-312-3
Corrección de estilo
Martha Elena Reyes
Diseño de carátula
Camilo Umaña Caro
Diseño y diagramación de páginas interiores
Ana Rita Rodríguez, UNIBIBLOS
Preparación editorial
Universidad Nacional de Colombia
UNIBIBLOS
Correo electrónico: unibiblo@unal.edu.co
Bogotá, D.E., Colombia
Comité editorial
Gustavo Montañez Gómez
Julio Carrizosa Umaña
Normando Suárez Fernández
Ovidio Delgado Mahecha
Julián Arturo Lucio
Foto portada
Título: Cono de deyección fluvio-glaciar
en la cuenca alta del río Arauca
(Chitagá, N. de S.)
Autor: Antonio Flórez

Contenido
PRESENTACIÓN ............................................ 15
PRÓLOGO. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17
AGRADECIMIENTOS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19
Capítulo uno
LA CONFORMACIÓN FÍSICA DEL ESPACIO COLOMBIANO.
UN ENSAYO DESDE LA GEOMORFOLOGÍA HISTÓRICA. . . . . . . . . . . . . . . . . 21
Introducción. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
Antecedentes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22
Conceptos básicos 23
Capítulo dos
LA MORFOESTRUCTURA: UN ROMPECABEZAS QUE SE ARMA. . . . . . . . . . . . . 29
El bloque autóctono y los terrenos acrecidos
de afinidad continental. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
Los terrenos oceánicos del occidente. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35
Las depresiones interandinas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37
Capítulo tres
LA OROGENIA ANDINA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41
Las fases orogénicas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41
Consecuencias de la orogenia andina. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43
Capítulo cuatro
Los MODELADOS DE APLANAMIENTO RESIDUALES. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53
Las superficies de aplanamiento en el Terciario. . . . . . . . . . . . . . . . 53
Orogénesis y disección de las superficies de erosión. . . . . . . . . . . . 59
7

COLOMBIA: EVOLUCIÓN DE SUS RELIEVES Y MODELADOS
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Capítulo cinco
EL VOLCANISMO: RELIEVES, MODELADOS Y AMENAZAS 63
El volcanismo y el volcanismo en Colombia . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63
Volcanismo pre-cenozoico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65
El volcanismo cenozoico. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 67
La geomorfología volcánica. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 67
Las amenazas volcánicas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81
El volcanismo como recurso. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 85
Los volcanes de Colombia. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 86
Capítulo seis
Los RELIEVES DE FALLAMIENTO, PLEGAMIENTO y TABULARES. . . . . . . . . . . 99
Pliegues, formas y dinámica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99
Fallamiento: formas y procesos morfogénicos . . . . . . . . . . . . . . . .. 104
Relieves tabulares. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 107
Capítulo siete
Los ALTIPLANOS: GÉNESIS Y EVOLUCIÓN 115
Génesis. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 115
Algunas características de los altiplanos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 119
Inventario y clasificación. . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . .. 121
Capítulo ocho
Los PIEDEMONTES ........................................ " 125
Un concepto estructural. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 125
La morfodinámica en los piedemontes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 127
La asimetría de los piedemontes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 132
Capítulo nueve
CAMBIOS CLIMÁTICOS CUATERNARIOS Y MODELADOS HEREDADOS. . . . . .. 139
Glaciales, glaciaciones, glaciares y modelado glaciar. . . . . . . . . . .. 140
Los modelados eól icos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 161
Los litorales. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 167
Capítulo diez
Los MODELADOS ALUVIALES. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 185
Las corrientes hídricas en la alta montaña. . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 187
Los modelados aluviales en los altiplanos. . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 188
Los cañones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 189
Sustitución de carga en los piedemontes. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 194
8

LISTA DE FIGURAS
Llanuras aluviales interandinas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 195
El contacto fluvio-marino . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. -198
Dinámica y modelados aluviales en la Orinoquia . . . . . . . . . . . . .. 198
Dinámica y modelados aluviales en la Amazonia .. . . . . . . . . . . .. 204
Capítulo once
LA INFLUENCIA ANTRÓPICA EN LA MORFOGÉNESIS. . . . . . . . . . . . . . . . . .. 207
Impactos geomorfológicos generales. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 207
La desertificación . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 211
Capítulo doce
UNA ZONIFICACIÓN GEOMORFOLÓGICA. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 217
G-SM. La alta montaña. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 220
G-SM. La montaña media. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 220
G~SM. La montaña baja . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 222
G-SM. Las depresiones tectónicas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 222
G-SM. Los litorales. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 223
G-SM. El dominio amazónico. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 224
G-SM. El dominio orinoqués. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 225
G-SM. Los sistemas insulares. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 226
CONCLUSIONES ........ , . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 227
REFERENCIAS. • • • . . • • . • . . . . . • . . • • . . • . . . . • • • • • • •• 231
Lista de figuras
2.1 Colombia y la tectónica de placas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30
2.2 El escudo en el Precámbrico-Paleozoico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30
2.3 Acreción de terrenos de corteza continental. . . . . . . . . . . . . . . . . 32
2.4 Acreción de terrenos oceánicos y del terreno Sinú-San Jacinto. . . 32
2.5 Perfiles probables en terrenos del basamento continental. . . . . . . 34
2.6 Subducción de la placa del Pacífico bajo el basamento
continental. Eventos plutónicos, metamórficos y volcánicos. . . . . . 39
2.7 Subducción de la placa del Pacífico bajo la pro~ocordillera
Occidental y formación de la fosa del Atrato-San Juan . . . . . . . . . 39
3.1 Organización posible de los relieves emergidos luego del
plegamiento (fase compresiva) del Mioceno medio-Plioceno
o fase Eu-Andina de la orogenia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42
9

3.2 Formación y emersión de relieves con la orogenia andina.
Terciario superior, perfiles esquemáticos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44
3.3 Orogenia andina: elevación del relieve e instalación
de la red hidrográfica. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46
3.4 Esquema causal de la inestabilidad de vertientes. . . . . . . . . . . . . . 51
3.5 Amenazas inherentes a los modelados de disección . . . . . . . . . . . 52
4.1 Los peñoles y pedimentos del escudo guayanés. . . . . . . . . . . . . . . 54
4.2a Superficie de aplanamiento disectada Hacarí-Río de Oro . . . . . . . 56
4.2b Superficies falladas y formación de cañones en el macizo
de Santander. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56
4.3 Fases del desarrollo morfoestructural y formación de superficies
de aplanamiento cordillera Central. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57
4.4 Superficies de aplanamiento en el norte de la cordillera
central. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59
4.5 Evolución del modelado de disección. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 60
4.6 Superficie de aplanamiento disectada. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61
4.7 Superficies de aplanamiento disectadas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 62
5.1 Subducción y volcanismo en Colombia. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 64
5.2 Corte esquemático del volcán del Ruiz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 64
5.3 Distribución geográfica de los ejes volcánicos. . . . . . . . . . . . . . . . 66
5.4 Volcanes simples en el suroeste del Huila. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68
5.5 Volcán (simple) "Tesorito" en la cabecera del aeropuerto
La Nubia, Manizales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69
5.6 Algunos relieves volcánicos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70
5.7 Caldera de Paletará, cadena de los Coconucos
y emisión de ignimbritas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71
5.8 Ejemplos de modelados en lavas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74
5.9 Flujos pumíticos. Volcán Doña Juana (Nariño). . . . . . . . . . . . . . . . 75
5.10 Flujos pumíticos. Volcán Cerro Bravo (Tolima). . . . . . . . . . . . . . . . 76
5.11 Lahares. Volcán nevado del Tolima . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77
5.12 Depósitos de ceniza en algunos sitios
de las cordilleras Oriental y Occidental. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 79
5.13 Depósitos piroclásticos en algunos sitios de la cordillera Central. . 80
5.14 Lahares del Ruiz en noviembre de 1985 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83
5.15 Mapa preliminar de riesgo volcánico
del volcán nevado del Huila. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 84
5.16 Eje volcánico al norte del Ruiz, cordillera Central. . . . . . . . . . . . . 89
5.17 Volcanes inactivos del grupo Silvia-Totoró . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91
5.18 Volcanes del grupo Guamués-Sibundoy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97
10

LISTA
6.1 Evolución del relieve de plegamiento . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 100
6.2 Relieve monoclinal y relación con la red de drenaje. . . . . . . . . .. 100
6.3 Divisorias y valles en estructura sinclinal. . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 101
6.4 Divisorias y valles en estructura anticlinal . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 102
6.5 Corrientes anaclinales en un frente. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 103
6.6 Falla de cabalgamiento y evolución del escarpe .. . . . . . . . . . . .. 104
6.7 Esquema del modelado en facetas. Borde oriental
de la cordillera Central . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 105
6.8 Esquema del modelado en facetas triangulares. Falla del río
San Francisco, sierra nevada de Santa Marta. . . . . . . . . . . . . . . .. 105
6.9 Inestabilidad en "quiebras o delgaditas" . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 107
6.10 Formas tabulares en la depresión del río Magdalena. . . . . . . . . .. 109
6.11 Mesas y cerros testigos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 111
6.12. Disección de relieves tabulares en la Amazonia. . . . . . . . . . . . . .. 112
6.13 Pendiente y disección en las arcillas tabulares del sureste
de la Amazonia colombiana. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 113
6.14 Interfluvios planos a ondulados en formaciones tabulares. . . . . .. 114
7.1 Estadio lacustre de un altiplano. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 116
7.2 Sedimentación y disección de un altiplano. . . . . . . . . . . . . . . . .. 116
7.3 Niveles en el altiplano de Las Papas. Esquema. . . . . . . . . . . . . . .. 118
7.4 Déficit hídrico en los altiplanos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 119
7.5 Los altiplanos en Colombia. Distribución. . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 120
7.6 Altiplano de Gabriel López-Totoró. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 123
7.7 Altiplano de Berlín . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 124
8.1 Piedemonte de la cordillera Oriental hacia el Magdalena . . . . . .. 126
8.2 Garganta, piedemonte y llanura aluvial. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 127
8.3 Piedemontes asimétricos del valle del Magdalena:
Venadillo-Mariquita ........................ . . . . . . . . . .. 128
8.4 Piedemonte escalonado del Mira-Patía . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 131
8.5 Piedemonte encajonado. Esquema. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 132
8.6 Piedemontes asimétricos de la serranía del Baudó. Esquema. . . .. 133
8.7 Valle asimétrico del río Cauca y sus piedemontes . . . . . . . . . . . .. 135
8.8 Piedemonte llanero. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 136
8.9 Piedemonte llanero escalonado. Arauca . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 137
9.1 Ciclos glacial-interglacial. Aprox. 100.000 años. . . . . . . . . . . . . .. 141
9.2 Último ciclo interglacial-glacial e interglacial actual. . . . . . . . . . .. 143
9.3 Cambios de la vegetación y de la temperatura en el área
de Fúquene durante los últimos 30.000 años. . . . . . . . . . . . . . .. 145
11
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COLOMBIA: EVOLUCiÓN DE SUS RELIEVES Y MODELADOS
9.4
9.5
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9.8
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10.1
10.2
10.3
10.4
Extensión de los glaciares durante el pleniglacial
y en la Pequeña Edad Glaciar ........................... .
Extensión de los páramos y los glaciares durante el último
glacial (y glaciación) .................................. .
Extensión glaciar durante el pleniglacial de la sierrra nevada
del Cocuy .......................................... .
Recesión de los glaciares actuales desde la pequeña edad
Glaciar, 1850 d.C..................................... .
Retroceso de lenguas glaciares en el nevado del Ruiz ......... .
Altitud relativa de las isotermas de Ooc del aire y del hielo ..... .
Variación del límite inferior del glaciar El Cóncavo desde 1938 .. .
Cubetas de sobreexcavación glaciar con lagunas ............. .
Valle glaciar y morrenas laterales y de fondo ................ .
Modelados glaciares heredados y actuales.................. .
Dunas longitudinales y parabólicas en los llanos de Casanare ... .
Manto eólico en Casanare.............................. .
Dunas antiguas cubiertas - Guajira ....................... .
Dunas sub-recientes y actuales-Litoral guajiro ............... .
Reactivación de dunas-Guajira .......................... .
Formación de REG por deflación selectiva
(Deflacción de material fino) ............................ .
Costa baja con terrazas marinas ......................... .
Dinámica en las planicies litorales del Pacífico .............. .
Evolución holocénica del delta del río Magdalena ............ .
Dinámica reciente del golfo de Urabá ..................... .
Retroceso litoral en el sector de Dibulla ................... .
Cambio de la línea costera en el sector de Puerto Colombia .... .
Geomorfología de la isla de San Andrés ................... .
Geomorfología de las islas de Providencia y Santa Catalina ..... .
Deriva litoral: Barranquilla-Cartagena-islas del Rosario ........ .
Geomorfología de las islas Gorgona y Gorgonilla ............. .
Sistema de transferencia ............................... .
Sistema aluvial en un altiplano .......................... .
Catena transversal en un cañón .......................... .
Corrientes colgantes perpendiculares al drenaje mayor
146
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148
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160
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163
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179
180
181
182
186
190
192
en un cañón. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 193
10.5 Valle fluvial. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 194
10.6 Depresión momposina. Llanura aluvial de desborde. . . . . . . . . .. 197
10.7 Llanos y altillanura. Flujos aluvio-torrenciales en el Pleistoceno. .. 199
12
-~-

liSTA DE CUADROS
10.8 Red de drenaje jerarquizada en la altillanura del Vichada . . . . . .. 201
10.9 Altillanura y planicie aluvial entre los ríos Meta y Vita . . . . . . . . .. 202
10.10 Aspectos en corte y en planta del carcavamiento remontante . . .. 203
10.11 Unidades geomorfológicas de la altillanura del Vichada ........ 204
10.12 Áreas potencialmente inundables por desborde . . . . . . . . . . . . .. 205
11.1 Esquema de los mecanismos de degradación del medio físico. . .. 208
11.2 Reptación y formación de terracetas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 210
11.3 Reptación y formación de banquetas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 210
11.4 Déficit hídrico en el fondo de los cañones. . . . . . . . . . . . . . . . . .. 212
11.5 Déficit hídrico, provincia de Ocaña. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 212
11.6 Balance hídrico en Villavieja, Huila. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 213
11.7 Áreas desertificadas o en vías de desertificación . . . . . . . . . . . . .. 214
12.1 El sistema morfogénico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 219
12.2 Grupos y subgrupos de sistemas morfogénicos
Mapa generalizado (anexo) ..................... , ....... .
Lista de cuadros
1.1 Unidades geocronológicas (cronoestratigráficas) mayores. . . . . . . 27
5.1 Volcanes del grupo 1: La depresión del Cauca . . . . . . . . . . . . . . . 87
5.2 Volcanes del grupo 2: Complejo Ruiz-Tolima. . . . . . . . . . . . . . . . . 88
5.3 El volcán nevado del Huila. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 90
5.4 Volcanes del grupo 4: Silvia-Gabriel López (Cauca). . . . . . . . . . . . 92
5.5 Volcanes del grupo 5: El Macizo Colombiano. . . . . . . . . . . . . . . . 93
5.6 Volcanes del grupo 6: La Plata-San Agustín. . . . . . . . . . . . . . . . . . 94
5.7 Volcanes del grupo 7: El Nudo de Los Pastos. . . . . . . . . . . . . . . . . 95
5.8 Volcanes del grupo 8: Cordillera Centro-Occidental. . . . . . . . . . . 95
5.9 Volcanes del grupo 9: Galeras-Morasurco . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 96
5.10 Volcanes del grupo 10: Guamués-Sibundoy . . . . . . . . . . . . . . . . . 96
6.1 Características del relieve monoclinal: frente y revés. . . . . . . . . .. 103
7.1 Altiplanos en estadio lacustre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 121
7.2 Altiplanos sedimentados con lagunas y pantanos residuales. . . . .. 122
7.3 Altiplanos sedimentados en estadio de disección ............. 122
7.4 Altiplanos con problemas de desertificación . . . . . . . . . . . . . . . .. 124
9.1 Glaciares (nevados) desaparecidos en el siglo xx . . . . . . . . . . . . .. 151
9.2 Recesión de los glaciares (nevados) actuales desde 1850 (d.C.) . .. 152
9.3 Retroceso de la línea de costa en el litoral Caribe. . . . . . . . . . . .. 177
10.1 Cuenca, área, caudal y sedimentos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 187
13

10.2 Catena en el perfil transversal de un cañón ................ " 192
12.1 G-SM. La alta montaña. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 220
12.2 G-SM. La montaña media. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 221
12.3 G-SM. La montaña baja . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 222
12.4 G-SM. Las depresiones tectónicas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 223
12.5 G-SM. Los litorales. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 224
12.6 G-SM. Dominio amazónico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 224
12.7 G-SM. Dominio orinoqués . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 225
12.8 G-SM. Los sistemas insulares ........................... " 226
14
----

Presentación
Este libro, titulado Colombia: evolución de sus relieves y modelados, es una
síntesis de los resultados de la labor investigativa y universitaria del profesor Anto-
nio Flórez, del Departamento de Geografía de la Universidad Nacional de Colom-
bia. La calidad y rigurosidad académica de este trabajo le hicieron merecedor de
su distinción como Profesor Titular.
Como pocos en el país, el profesor Flórez vierte en esta publicación esa combi-
nación que raras veces se alcanza en la vida de un académico: la fusión de dos cua-
lidades básicas del buen investigador. Por un lado, una sólida formación teórica
sobre la materia que trata y, por otro, una vasta experiencia empírica, derivada de
un amplio y profundo conocimiento de campo acumulado por el autor a través de
innumerables investigaciones y excursiones científicas llevadas a cabo como parte
de su trabajo en el antiguo Inderena, después en el Agustín Codazzi, más tarde en el
Ideam (mediante convenios con la Universidad Nacional) yen la propia Universi-
dad. Cerca de tres décadas de persistente investigación a lo largo y ancho del terri-
torio colombiano tenían que producir un texto profundo, claro y conciso, y unas
excelentes y pedagógicas ilustraciones que animan al lector.
De manera sencilla, partiendo de la metáfora de un rompecabezas, las pági-
nas van sumergiendo al lector en un periplo espacio-temporal de realidad e
imaginación, hasta construir un conjunto conceptual, estructurado y sistemáti-
co, que se convierte en un referente obligado para comprender y explicar gran
parte de los relieves y modelados de Colombia. A través de un juego de iteracio-
nes de inducción y deducción, se teje una red de relaciones fundamentales que
vinculan las estructuras, las formas y los complejos procesos de los relieves y mo-
delados del país, cuyo influjo en la vida de los colombianos apenas comenza-
mos a vislumbrar.
15
-----

El estilo personal en la manera de describir e ilustrar lo tratado y, sobre todo,
el extraordinario esfuerzo de construir un marco general, estructural y sistemático
para comprender la compleja geomorfología de Colombia, otorgan a este trabajo
el mérito que sólo los entendidos pueden valorar y reconocer. Aquí los estudios
de caso, muy comunes entre los profesionales de la geomorfología, dan paso a
una visión de conjunto del territorio del país, en la que la taxonomía de formas,
estructuras y procesos se convierte en uno de los hilos conductores de la metodo-
logía desarrollada.
Al presentar esta obra a la opinión pública, la Red de Estudios de Espacio y Te-
rritorio de la Universidad Nacional de Colombia continúa cumpliendo con la di-
vulgación de los avances del conocimiento del país, que se corresponde con la
tradición y el compromiso del Alma Máter, y lo hace con la firmeza del saber y la
serenidad propia del trabajo académico, renovando siempre la obligación de-
mandada en la misión otorgada por nuestra sociedad. Ustedes, lectores, son los
jueces de lo que la Universidad hace.
16
- - -
Gustavo Montañez Gómez
Coordinador Red de Estudios de Espacio y Territorio, RET

Prólogo
Esta geomorfología de Colombia, como primer ensayo existente en cuanto a
su contenido y cobertura, pretende mostrar la conformación estructural y la
evolución de los modelados más destacables del espacio colombiano. Por esto,
se incluyen los elementos del relieve y del modelado en términos de su origen
(morfogénesis) y de su evolución (morfodinámica).
A pesar de que el cubrimiento pretende ser nacional, incluyendo los espacios
continental e insular, no se trabajó la geomorfología submarina, tema sobre el cual
el conocimiento es aún incipiente.
Este ensayo, aunque enfatiza en la evolución de los relieves y modelados,
no discute la geomorfología del territorio colombiano en términos de las relacio-
nes genéticas con los suelos (pedogénesis). Este, como otros temas no tratados,
hacen del presente trabajo un ensayo general y, como tal, se presenta a los
lectores.
Los contenidos son el resultado de investigaciones específicas del autor, de
investigaciones en equipos dirigidos por el autor y, desde luego, se incluyen in-
terpretaciones e información básica de otros autores (revisión bibliográfica).
También se incorporó información producida en prácticas de campo realizadas
a varias regiones del país como parte de los cursos de geomorfología dictados en
la carrera de Geografía de la Universidad Nacional de Colombia.
Los resultados están dirigidos principalmente a estudiantes de formación me-
dia y superior y a técnicos, pero por la forma de presentación se espera que sea
útil para un público más general.
También es un trabajo resultante de un proceso académico relacionado con
la enseñanza y la investigación al interior de la Universidad Nacional y de otras
instituciones como el Instituto Geográfico Agustín Codazzi (IGAC) y el Instituto
17

de Hidrología, Meteorología y Estudios Ambientales (ldeam) y se presenta a la
Universidad Nacional de Colombia como requisito parcial para el ascenso a
profesor titular.
18

Agradecimientos
Mi sincero reconocimiento a todos los investigadores que han aportado el co-
nocimiento geomorfológico de nuestro país y de quienes tomé algunas ideas y da-
tos para la elaboración de este ensayo, tal como se reporta en la bibliografía.
Institucionalmente, debo reconocer al Instituto Geográfico Agustín Codazzi
-IGAC- por el apoyo tanto para mi formación académica como para el desarrollo
de las investigaciones realizadas o dirigidas por mí. También reconozco las facili-
dades financieras otorgadas por el Instituto de Hidrología, Meteorología y Estu-
dios Ambientales -Ideam- en el marco de los convenios suscritos con la
Universidad Nacional de Colombia y mediante los cuales se avanzó en el conoci-
miento de los sistemas morfogénicos, de los litorales y de la alta montaña.
Mi especial agradecimiento a la Universidad Nacional de Colombia, en cuyo
contexto académico encontré el apoyo y las facilidades para continuar la investi-
gación y la difusión por medio de la docencia.
Un agradecimiento especial a todos los compañeros de trabajo con quienes
en diferentes momentos y espacios compartimos la realización de diferentes pro-
yectos y, entre ellos, a Álvaro Velandia Barbosa quien, además, me colaboró con
la edición de este libro.
19
-~-

Capítulo uno
LA CONFORMACIÓN FÍSICA DEL ESPACIO COLOMBIANO.
UN ENSAYO DESDE LA GEOMORFOLOGÍA HISTÓRICA
INTRODUCCIÓN
El espacio que hoy reconocemos en el sentido político-administrativo como
Colombia tiene una historia (evolución) física similar a la de un rompecabezas di-
ferenciado y móvil que se ha venido construyendo pieza por pieza lentamente en
función de eventos tectodinámicos generadores de los relieves y de una morfogé-
nesis 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 apli-
carse a la prevención de algunas de las amenazas naturales e inducidas. Se quiere,
además, dar 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 hace énfasis en las grandes modificaciones del relieve y del mo-
delado ocurridos en el Cenozoico, y dentro de éste a los cambios relativos a los
períodos glacial-interglacial, para dar paso a las consideraciones sobre los impac-
tos 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 geo-
formas en varios estados de desarrollo y que por lo tanto podemos inferir sobre los
21

cambios a lo largo del tiempo basados en la variedad de geoformas que vemos en
el presente; es decir, se sustituyen 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 ofreci-
do 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 Sher-
man (1999: 687).
Los resultados que se presentan proceden de varias fuentes: bibliografía exis-
tente (referenciada), trabajos de investigación del autor más la interpretación de
imágenes satélite para interpretaciones regi9nales y de fotografías aéreas para es-
tudios 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.
ANTECEDENTES
El conocimiento geomorfológico del territorio colombiano es el aporte de
numerosos investigadores que en diferentes momentos y desde disciplinas dife-
rentes 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 sistemáti-
co hechas en Colombia se deben a Alejandro de Humboldt a comienzos del siglo
XIX, naturalista preocupado, entre otros temas, "por encontrar una organización
morfológica de la naturaleza" (Meyer-Abich, 1969). Esto sin desconocer algunas
descripciones localizadas y esporádicas hechas anteriormente alrededor de situa-
ciones específicas por cronistas españoles.
Otros naturalistas alemanes también aportaron interpretaciones sobre la geo-
morfología de nuestro país; tal es el caso de Alfred Hettner, quien a finales del si-
glo XIX introdujo el concepto de valles transversales y longitudinales y, al igual que
Humboldt, relacionó genéticamente los altiplanos con la sedimentación de anti-
guos lagos, entre otros aportes de uno y otro.
Al hablar de geomorfología en Colombia, es indispensable recurrir a las in-
vestigaciones del doctor Thomas van der Hammen, cuyos trabajos en las últimas
cinco décadas cubren una amplia gama de las ciencias naturales: geología, geo-
morfología, palinología, paleobotánica y paleoclimatología. Aquí, se trata no sólo
22

LA CONFORMACIÓN FíSICA DEL ESPACIO COLOMBIANO
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 cono-
cerse formalmente en Colombia por intermedio de la Misión Francesa en la déca-
da de los setenta, misión ubicada institucionalmente en ellnderena, 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 geomorfo-
logía dinámica aplicada desde la escuela de geomorfología de la Universidad de
Strasbourg. La Misión Francesa desarrolló, posteriormente, trabajos en otras insti-
tuciones como el ICAC y el C1AF.
En la década de los ochenta se fortifica la participación de los holandeses por
intermedio del C1AF, inicialmente dependiente del Ministerio del Transporte y
luego como parte delICAC. En estos nuevos trabajos se destacan autores como S.
Kroonenberg, D. Coosen 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 Fotointerpre-
tación, CIAF. Este congreso marcó un hito en el desarrollo del conocimiento geo-
morfológico 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 representa-
do por clases regulares como parte de pregrados y posgrados en varias universida-
des y también con grupos de trabajo en geomorfología en instituciones como el
ICAC, elldeam 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.
CONCEPTOS BÁSICOS
Para apoyar el desarrollo conceptual, conviene la precisión de algunos con-
ceptos geomorfológicos a los que se recurre con frecuencia y dentro de cuyo con-
texto 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.
23

RELIEVE: (Sensu Tricart, 1977) Conjunto de geoformas resultantes de la diná-
mica 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 conjun-
to de geoformas y de formaciones superficiales correlativas de los procesos morfo-
génicos (modeladores), y éstos explicados por factores de la dinámica externa
(viento, agua, glaciares, hombre). Ej.: llanura aluvial, modelado kárstico, modela-
do 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.
FORMACIÓN 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, ...
PROCESO MORFOGÉNICO: 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 segú n 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 MORFOGÉNICO: Conjunto de los diversos procesos interdepen-
dientes que contribuyen a modelar la superficie sobre un área determinada. Los
principales factores de los que dependen los sistemas morfogénicos son la litolo-
gía, 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 transferen-
cia están compuestos por catenas conectadas de subsistemas a través o en los cua-
les 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 desencade-
nando reacciones a partir de umbrales con la generación de respuestas complejas
(Chorley et al., 1984).
24
- - - -

LA CONFORMACiÓN FíSICA DEL ESPACIO
Por lo anterior, los movimientos (flujos) de materia y energía que ocurren en
los paisajes geomorfológicos interactúan dentro del sistema morfogénico y resul-
tan 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 condi-
cionan el funcionamiento de sus subsistemas. Ej.: cuenca alta de captación, ejes
de disección y transporte y zonas de acumulación (conos, llanura aluvial).
RAZONAMIENTO ERGÓDICO: Procedimiento conceptual que se usa para
reconstruir la evolución de un relieve o de un modelado mediante la interpreta-
ción de hechos actuales en estadios evolutivos diferentes (Paine, 1985).
La hipótesis ergódica invoca el procedimiento de la sustitución del espa-
cio-tiempo por un muestreo a través del espacio para comprender cómo las for-
mas cambian en períodos de tiempo más allá del acceso a la observación directa
(Summerfield, 1991; Paine, 1985).
EL PRINCIPIO DE INESTABILIDAD: liLas 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 resulta-
do de la acción de una variedad de procesos. Primero son de interés todas las con-
diciones 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 repre-
sentado por un estado dinámico (Scheidegger, 1987).
Por lo anterior, el equilibrio dinámico es, generalmente, inestable, entendien-
do que las formas tienden a ser no permanentes y que por tanto cambian y la di-
rección 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 ex-
pensas de otro yviceversa. 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 re-
gión 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 re-
gión aluvial al pie (de nuevo con topografía plana: la deposición representa el fe-
nómeno principal). La explicación mecánica del esquema fundamental de la
catena reside en consideraciones similares a la del principio de inestabilidad: ad-
mitiendo que la tasa de erosión aumenta con el gradiente topográfico, el principio
25

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).
METEORIZACIÓN: La acción (trabajo) de los procesos morfogénicos yespe-
cialmente de los que actúan sobre las formaciones superficiales (suelo incluido)
implica la existencia de materiales meteorizados, previa preparación por meca-
nismos 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 resul-
tan minerales nuevos por efectos bioquímicos, y la meteorización como relacio-
nada únicamente con los mecanismos físicos. En este ensayo se prefiere utilizar
el término general de meteorización y subdividirlo en meteorización bioquími-
ca y física.
CICLO GLAClAL-INTERGLAClAL: 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 período glacial o frío con dura-
ción del 90% del tiempo del ciclo (90.000 años en promedio), mientras que el in-
terglacial o período cálido dura en promedio unos 10.000 años. Otros parámetros
como la variación de la inclinación del eje terrestre y la precesión de los equinoc-
cios modifican secundariamente el ciclo causando fluctuaciones térmicas meno-
res' 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 re-
sultan depósitos morrénicos (Van der Hammen, varias fechas).
También se utiliza el término estadio para referirse a un momento del desa-
rrollo 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).
INTERGLAClAL: Tiempo en el que las condiciones climáticas son incompati-
bles con la extensión de los glaciares (Bowen, 1978). Esto implica un período de
temperatura alta entre dos glaciales. Vivimos actualmente en el interglacialllama-
do Holoceno.
GLACIAL: Período frío que incluye la posibilidad de una glaciación y que tie-
ne 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).
GLACIACIÓN: Parte de un período glacial durante el cual se forman glaciares
o crecen los relictos de una glaciación anterior (adaptado de Bowen, 1978). Una
26

LA CONFORMACIÓN FíSICA DEL ESPACIO COLOMBIANO
glaciación es parte del período glacial, pero no todos los periodos glaciales origi-
nan 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 a medida
que se vayan presentando.
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.
Cuadro 1.1
Unidades geocronológicas (cronoestratigráficas) mayores
.......... 'poca DuracI6n
CENOZOICO Cuaternario Holoceno 0,01
Pleistoceno 1,6 (2,5)
Terciario Plioceno 5
Mioceno 19
Oligoceno 12
Eoceno 16
Paleoceno 11
MESOZOICO Cretáceo 71
Jurásico 59
Triásico 30
PALEOZOICO Pérmico 38
Carbonífero 74
Devónico 48
Silúrico 30
Ordovícico 67
85
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Tomado de Bowen (1978) y Harland, W. B. et al. (1982) .
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7
26
38
54
65
144
213
248
286
360
408
438
505
5 °
4.5 °
27

Capítulo dos
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) segui-
dos de levantamientos (orogénesis) yposteriormente 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 impli-
ca un espacio de convergencia entre placas tectónicas que chocan en su despla-
zamiento con velocidades y direcciones diferentes; son las placas de Nazca, la
Suramericana y la del Caribe (Fig. 2-1). Por tanto, Colombia es un espacio particu-
larmente 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 monta-
ñosos y las depresiones tectónicas. Sin embargo, en este trabajo se recurre prefe-
rencialmente 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 organi-
zación de los relieves y la posterior formación de modelados.
En este capítulo no se pretende discutir o explicar genéticamente la morfoes-
tructura de Colombia, sino sólo describirla en términos generales (a partir de la bi-
bliografía) para apoyar el posterior desarrollo geomorfológico.
29

30
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Figura 2-1 Colombia y la tectónica de placas (Murcia, 1981; James, 1985).
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migmatítico del Mitú
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Figura 2-2 El escudo en el Precámbrico-Paleozoico.

LA MORFOESTRUCTURA: UN ROMPECABEZAS QUE SE ARM~
EL BLOQUE AUTÓCTONO Y LOS TERRENOS ACRECIDOS
DE AFINIDAD CONTINENTAL
Luego de la ruptura de la Pangea (Mesozoico medio a Cretáceo, Harley, 1968;
Hallam, 1976), un bloque conocido como el escudo guayanés, "el cual constituye
en realidad la parte más septentrional del cratón amazónico" (Toussaint, 1993), co-
mienza su desplazamiento hacia el occidente, en la medida en que se va formando
el océano Atlántico. Sin embargo, antes y 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 no-
roccidental de Suramérica es donde comienza a estructurarse físicamente el espa-
cio 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 ex-
tremo 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 par-
te norte, mientras que el suroccidente estaba cubierto por el mar. Esos relieves
(complejo migmatítico del Mitú y los afloramientos del oriente del Vichada) fue-
ron el resultado de la orogenia transamazónica ocurrida entre 2.200 y 1.800 m.a.
(Herrera, 1999).
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, 1.300-1.000 m.a.), tal como lo interpreta Kroonen-
berg (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 Orinoquia-Amazonia se deben
considerar otros fenómenos tectodinámicos y sedimentarios. Durante el Precám-
brico ocurrieron eventos metamórficos, intrusivos, volcánicos y fallamiento, que
contribuyeron a la diferenciación litológica y estructural. En cuanto a la sedimenta-
ción, ésta ocurrió principalmente en ambiente litoral y posteriormente (evento
31

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Figura 2-3 Acreción de terrenos de corteza continental (tomado de Toussaint, 1993).
32
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Cretáceo tardío
Figura 2-4 Acreción de terrenos oceánicos (Toussaint, 1993)
y del terreno Sinú-San Jacinto (Etayo et al., 1983).

nickeriano) fue plegada, como en la 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 res-
to del escudo estuvo, al parecer, emergido durante el Paleozoico.
La sedimentación sobre el escudo dio lugar a la formación de una plataforma
que hoy caracteriza gran parte de la Orinoquia y Amazonia (Thouret, 1981). De la
plataforma sobresalen los tepuyes, o bloques levantados por fallamiento, posiblE-
mente en relación con la orogenia Andina (Eden et al., 1982).
En cuanto a los cuerpos intrusivos del Precámbrico, se destacan los aflora-
mientos graníticos que hoy se presentan como peñoles (pan de azúcar) en el
oriente del Vichada y Mitú, y relacionados con el plutonismo de edad transama-
zónica (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 metamórfi-
co precámbrico que, como el Andaquí, se formó también en la orogenia Nickeria-
na. 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 terre-
no 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 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.Sa, b, c se esquematiza el relieve del oriente co-
lombiano 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 (Álvarez, 1983) como una zona de
subducción de la corteza oceánica (placa de Nazca) bajo el basamento continen-
tal de los terrenos acrecidos al escudo, y ya en el Cretáceo medio el límite se
33

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b. Serranía de San Lucas - Macizo de Santander. Terciario inferior.
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Protocordíllera
Central
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c. Terreno Tahamí - Andaquí. Terciario medio
1. Pedimentos
3. Rocas metamórficas
Macizo de
Quetame
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2. Rocas granitoides
4. Paleofosa del Magdalena
Figura 2-5 Perfiles probables en terrenos del basamento continental
(en diferentes épocas).
34
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convierte en un frente de obducción ligado a la colisión entre placas (Nazca y
Suramericana).
Eventos tectodinámicos con metamorfismo, plutonismo, emisión de materia-
les volcánicos y fallamiento ocurrieron también en los macizos del terreno Chib-
cha 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 blo-
ques de Norteamérica, Eurasia y Gondwana se acrecieron para construir la Pan-
gea, y dentro de ésta la placa Suramericana aglutinaba ya parte del territorio de
afinidad continental de Colombia.
Los TERRENOS OCEÁNICOS 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 conglomera-
dos 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 sedi-
mentarias marinas; es el terreno Calima (Toussaint & Restrepo, 1989) que luego
constituiría la cordillera Occidental. La secuencia oceánica de la cordillera Occi-
dental incluye basaltos, rocas volcano-clásticas y sedimentarias calcáreas y arenis-
cas. 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 cor-
dillera 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 yes un cinturón de plutones calcoalcalinos
a lo largo del flanco oriental de la cordillera Central. Sería un arco plutónico resul-
tado de la subducción del basamento oceánico bajo el noroccidente de Suramé-
rica. 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 éstos se in-
cluye 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 Cretá-
ceo 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 cordille-
ra Occidental, la corteza oceánica ubicada al occidente recibe sedimentos en la
medida en que van ocurriendo fenómenos de volcanismo básico y actividad plu-
tónica. Así se forma lo que sería el nuevo terreno llamado cuna por los autores an-
tes 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 ro-
cas 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 andi-
no (Acosta, 1982).
La colisión (y acreción) del terreno Cuna al terreno Calima ocurrió en el Mio-
ceno medio. Toussaint & Restrepo (1988) estiman que luego de la unión del terre-
no Calima al Tahamí, la zona de subducción se suturó y saltó 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 occi-
dente en el océano Pacífico actual.
Con la serie de acreciones antes referida se muestra la estructuración del te-
rritorio colombiano. Sin embargo, aún falta la región noroccidental o terreno Si-
nú-San Jacinto, descrito por Duque-Caro (1984) como sigue.
Sobre el borde continental se depositaron secuencias sedimentarias pelági-
cas, hemipelágicas, turbidíticas y marinas someras y cubiertas por estratos lacus-
tres 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 plie-
gues 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.
36

_ _ _L_A_M_ORFOESTRUCTURA: UN ROMPECABEZAS QUE SE ARM~
Otra característica de este terreno son las estructuras en diapiros de lodo o li-
mos. En cuanto a los diapiros superficiales, éstos 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) interandi-
nos de dirección general norte-sur y que responden a las fuerzas de dirección oc-
cidental 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 Córdo-
ba, Cesar, Atlántico, Magdalena y parte de la Guajira.
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 pro-
tocordilleras 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 Orino-
quia-Amazonia, flujos que se bloquearon con la orogenia Andina, la cual cerró la
depresión del Magdalena. Un concepto similar se encuentra en Fabre (1983),
para quien la cuenca subsidente del Magdalena junto con la de la actual sierra ne-
vada del Cocuy funcionó como cuenca sedimentaria desde los inicios del Cretá-
ceo. 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 hizo lo propio hacia el oriente. De igual manera habrían funcionado 1,1
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sierra nevada de Santa Marta y la serranía de Perijá en relación con la depresión
del Cesar (véanse Figs. 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 es-
cudo guayanés. Esto favoreció la sedimentación cretácea y terciaria en la cuenca
de los Llanos y Caquetá-Putumayo (Fabre, 1983).
La depresión del Cauca-Patía se constituyó en una cuenca sedimentaria prin-
cipalmente continental desde el Terciario inferior. Hacia el Mioceno medio se re-
gistran capas de tobas (Álvarez, 1983) que atestiguan el inicio del volcanismo en el
eje de la cordillera Central. Hacia el sur (cuenca del Patía) la presencia de materia-
les 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 (Álvarez, 1983). Las fallas que la 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 comple-
tamente 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 com-
presivas (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.
38

Figura 2-6 Subducción de la placa del Pacífico bajo el basamento continental.
Eventos plutónicos, metamórficos y volcánicos (tomado de Barrero, 1979).
Ateo volcáníco
Cerd. Occidental
Ateo magmático
Cerd. Central
Figura 2-7 Subducción de la placa del Pacífico bajo la proto-cordillera Occidental
y formación de la fosa del Atrato-San Juan (tomado de Barrero, 1979).

Capítulo tres
LA OROGENIA ANDINA
Hacia el final del Cretáceo, gran parte del relieve andino se hallaba configu-
rado, sólo que no había experimentado fuertes movimientos orogénicos (levan-
tamiento) para diferenciar las cordilleras de las áreas laterales deprimidas (borde
llanero-amazónico y llanuras costeras) y cuencas interandinas (Fig. 3-1). Esto
ocurrió fundamentalmente con la tecto-orogénesis terciaria, la cual se resume a
continuación a partir de Van der Hammen (1958), Fabre (1983b) y Toussaint &
Restrepo (1988).
LAs FASES OROGÉNICAS
El levantamiento andino está, desde luego, asociado con los eventos acrecio-
nales de los terrenos por el occidente, eventos resultantes de la colisión entre pla-
cas (Nazca y Suramericana y en menor medida la del Caribe) con compresiones
que repercutían en todo el sistema andino.
Ya al final del Cretáceo (Senomaniano) los Andes experimentaron movimien-
tos epirogénicos amplios. En el contacto Cretáceo-Terciario (Maestrichtiano), por
el contrario, hubo una fase transgresiva, lo que generó una cobertura sedimenta-
ria marina más o menos continua sobre la región andina, con excepción del eje de
la protocordillera Central y parte de los macizos del terreno Chibcha.
Al final del Maestrichtiano hubo un leve levantamiento y emergieron ligera-
mente los relieves cordilleranos, pero las áreas laterales e interandinas seguían cu-
biertas por el mar.
En el inicio del Terciario (Paleoceno) ocurrió una fase compresiva con levan-
tamiento leve especialmente en la cordillera Oriental y con una consecuente re-
gresión marina, excepto en las partes bajas.
41

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En el Eoceno inferior a medio, los autores citados ubican la fase inicial de la
orogenia Andina o preandina con levantamiento más notorio. Desde el Eoceno
superior hasta el final del Oligoceno inferior se identifica una fase de tranquilidad
tectónica.
42
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_ Relieves emergidos
D Espacios aJbiertos por océanos o
mares interiores (mediterráneos).
Figura 3-1 Organización posible de los relieves emergidos luego del plegamiento
(fase compresiva) del Mioceno medio-Pleioceno o fase Eu-andina de la orogenia.

LA OROGENIA ANDINA
En el Oligoceno superior ocurre un leve levantamiento de las cordilleras por
lo que emergen un poco más; fue la fase Protoandina, con la que termina la sedi-
mentación terciaria de las partes centrales de las cordilleras Oriental y Occidental,
aunque continúa en los bordes, áreas laterales y especialmente en las depresiones
interandinas del Magdalena y Cauca que iniciaron un movimiento subsidente.
Es en el Mioceno medio y superior cuando se presenta una nueva fase com-
presiva fuerte relacionada con la acreción del terreno Cuna, y que tiene conse-
cuencias importantes como el plegamiento y fallamiento mayores del sistema
andino y de los sedimentos de sus áreas deprimidas. También cesa la subsidencia
en las depresiones laterales, y el fallamiento se reactiva para separar netamente las
cordilleras de las depresiones.
Los esfuerzos compresivos que aceleran la orogenia en el Mioceno también
representan causal mente el inicio del volcanismo en el eje de la cordillera Cen-
tral, y éste se refleja en la sedimentación de tobas y otros materiales volcánicos en
las depresiones del Cauca y Magdalena.
A partir de entonces, los sedimentos en las áreas bajas aparecen discordantes
y, en general, mantienen su posición horizontal (estructura tabular).
Esta fase que comenzó en el Mioceno medio y que duró hasta el Plioceno, es
la llamada fase Eu-andina, siendo el tiempo más importante de la orogenia. En re-
lación con la compresión de la fase Eu-andina ocurrió un acortamiento (sentido
transversal) del sistema andino, y las cordilleras cabalgaron lateralmente sobre las
fosas interandinas y depresiones laterales siguiendo las fallas inversas que las sepa-
raban (Thouret, 1981).
El levantamiento principal de los Andes ocurrió en el Plioceno medio (7 a 5
m.a.) y continuó más levemente en el Cuaternario (Van der Hammen et al., 1983)
y continúa en el presente u Holoceno (Lüschen, 1983).
CONSECUENCIAS DE LA OROGENIA ANDINA
El levantamiento de los Andes colombianos no fue un hecho aislado; por el
contrario, se trató de un fenómeno global finiterciario durante el cual llegaron a
las altitudes similares a las actuales cadenas montañosas como los Andes, el Hima-
laya, los Pirineos, los Alpes y otras.
Para el caso de los Andes colombianos, similares a otros casos, las consecuen-
cias son variadas y van desde los resultados puramente estructurales (relieves),
hasta los cambios bioclimáticos y a la generación de un potencial hidrogravitato-
rio, que modelarían el relieve.
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Figura 3-2 Formación y emersión de relieves con la orogenia Andina. Terciario superior, perfiles esquemáticos.
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Cada una de las unidades que se esbozan en este capítulo se presentarán con
mayor detalle más adelante en la propuesta de zonificación geomorfológica de
Colombia.
Consecuencias estructurales
La orogénesis del sistema andino acentuó las unidades morfoestructurales
existentes en el Cretáceo y Terciario inferior y generó otras nuevas. La orogenia fi-
niterciaria funcionó con movimientos discontinuos en tiempo y espacio, uno de
cuyos efectos es la alternancia de bloques hundidos y levantados como lo descri-
ben Tricart & Trautmann (1974) para la cuenca del Alto Magdalena. Las disconti-
nuidades entre bloques (fallas) controlan parcialmente la organización de la red
de drenaje.
El levantamiento de las cordilleras llevó una enorme masa rocosa desde profun-
didades por debajo del nivel del mar o levemente emergidas hasta altitudes variadas
que, en general, superan los 2.000 m y que, en algunos casos, se ubican a más de
5.000 m. Los sistemas cordilleranos así formados con dirección general NS o NNE
son grandes horts compuestos por bloques a su vez separados por fallas inversas
(lrving, 1971). La fuerte pendiente de estos relieves, más la interacción con otros fac-
tores, hacen de las cordilleras áreas sedimentógenas (o erosionales) (Fig. 3-2).
Las cordilleras fueron los bloques más levantados en la orogenia, pero las
depresiones laterales e interandinas también fueron levantadas, sólo que en
menor proporción; en general, hasta menos de 700 m. Esto implicó una regre-
sión marina y la instalación en ellas de sistemas aluviales (ríos, ciénagas, panta-
nos) donde antes existían mares interiores (Cauca-Patía, Magdalena-Cesar,
Atrato-San Juan) y en las depresiones laterales (llanuras costeras y Orinoquia-
Amazonia) (Fig. 3-3). Todos estos espacios depresionales se convirtieron en
áreas inundables en relación con los sistemas fluviales y receptores de sedimen-
tos, en oposición a las cordilleras.
Un hecho especialmente importante en las cordilleras Oriental y Centro-
Occidental fue la formación en la parte media (arriba de 2.000 m) de depresiones
amplias con origen en amplios pliegues o en cuencas de tracción y que fueron
ocupados por lagos durante el levantamiento o parte de él (algunos de los cuales
persisten: Guamués, Tota) y que formaron los altiplanos.
En las áreas laterales al sistema andino también se levantaron otras geoformas
de menor altura conocidas como serranías (Figs. 3-2 y 3-3). Son éstas las de La
Macarena, Chiribiquete y Naquén en el escudo guayanés y las de San Jerónimo,
45

San Jacinto y Abibe en el terreno noroccidental de Sinú-San Jacinto. También
emergieron algunas de las serranías bajas de la actual Guajira.
Las partes bajas de las cordilleras corresponden, en general, con los escarpes
de las fallas fundamentales que las separan de las depresiones. Esta unidad de
Sistema montalloso
Serranlas bajas plegadas
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D Mesetls (Tepuyes)
• Serranll' biJa. pedlmentldas
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Llanuras bijas
Figura 3-3 Orogenia Andina: elevación del relieve e instalación de la red hidrográfica.
46

LA OROGENIA ANDINA
relieve abrupto existe a lo largo de los bordes de las cuatro cordilleras, de la sierra
nevada de Santa Marta y de las serranías antes citadas.
Descendiendo a partir de la unidad anterior, se encuentran los piedemontes,
entendidos éstos como los depósitos aluviales y aluvio-torrenciales o de derrubios
ubicados al pie de las cordilleras y serranías. Esto implica un concepto estructural
y antagónico entre la parte más levantada y la deprimida (erosional y deposicional
separados tectónicamente).
El volumen adquirido por los Andes, principalmente después del Mioceno, es
correlativo con las fosas subsidentes y la depositación en ellas de sedimentos epi-
continentales molásicos, sedimentación acelerada en algunos casos por los apor-
tes volcánicos (Dollfus, 1974).
Debido a la alta densidad de fallas que en diferentes direcciones se entrecru-
zan, especialmente en los relieves montañosos, se generan abundantes geoformas
como escarpes de falla y lineamientos que controlan la red de drenaje y aun de-
presiones menores deposicionales.
Otro hecho fundamental en el desarrollo morfoestructural del relieve colom-
biano es el volcanismo. Geohistóricamente, el volcanismo se ha manifestado en
casi todos los terrenos desde el Precámbrico en unos, en el Paleozoico y Mesozoi-
co en otros y en el Terciario y el presente especialmente en la cordillera Central y
Centro-Occidental. Sólo que los relieves volcánicos identificables por sus geofor-
mas existen desde el Mioceno en el eje de la cordillera Central (Van Houten,
1976), en el Alto Magdalena, en la cordillera Centro-Occidental yen la depresión
del Cauca. Además de las formas específicas (conos y coladas de lava), el volcanis-
mo tiene otras implicaciones en los modelados y formación de los suelos relacio-
nados con las coberturas piroclásticas en las cordilleras y depósitos de tobas en
áreas depresionales.
La regresión marina ligada a la orogenia implicó la formación de franjas litora-
les definidas por una dinámica compleja entre eventos tectónicos, eustáticos y la
morfodinámica marina y continental. Los litorales, como se discutirá más adelan-
te, son espacios muy sensibles no sólo a la dinámica tectónica sino también a los
cambios climáticos, por lo que el nivel marino es cambiante y los litorales evolu-
cionan en permanentes ajustes de nivel y organización de sus geoformas.
El levantamiento del área continental que hoy conocemos implicó también el
levantamiento de los bordes oceánicos adyacentes (plataformas, taludes u otras
geoformas) y con ellos las formas protuberantes formaron islas. En el Pacífico, las
islas de Malpelo y Gorgona hacen parte de la estructura del terreno cuna (serranía
del Baudó) o cuarta cordillera, mientras que la isla de San Andrés en el Caribe está
compuesta por capas calcáreas terciarias depositadas sobre la plataforma. Las islas
47

_~ _ _ ~~ _ _ ~ _ _ ~o~~ _ _ _" ~,_~_ •_ _ ~,~~~ _ _ _ _ _" _ _ _ ~_"_ ••_ _ •__ ~_,_~"._ •••• _,_~~ _ " _. __ .~_"_~ _ _ •• _."~" _,_~, _ _ , _ _ _
de Providencia y Santa Catalina son de origen ígneo compuestas por traquiandesi-
tas y basaltos (Fig. 3-3).
Las geoformas mayores, antes señaladas, definen los grandes rasgos del relie-
ve colombiano, mientras que otras formas menores del relieve y del modelado es-
tán ligadas a otros factores tanto estructurales (pliegues, depresiones subsidentes,
fracturas, diaclasas, ... ) y modelados relacionados con factores bioclimáticos, hí-
dricos, glaciares, eólicos, entre otros.
Consecuencias bioclimáticas
Para plantear las consecuencias bioclimáticas de la orogenia es necesario
considerar algunos factores de control bioclimático anteriores.
El clima mundial que la humanidad ha conocido es un hecho reciente. Hace
más de 40 m.a. "la mayor parte del mundo era cálida y más húmeda, e incluso la
lluvia tendía a ser mejor distribuida dentro del año y los bosques siempreverdes y
deciduos cubrían la mayor parte de los continentes" (Ruddiman & Kutzbach,
1991 ).
Para Colombia, su ubicación durante el Terciario inferior y medio era, al pare-
cer, más hacia el suroriente; es decir, se ubicaba en condiciones tropicales. Según
Van der Hammen (1958), después de la orogenia preandina del Eoceno inferior a
medio siguió una fase de relativa tranquilidad tectónica que duró hasta final del
Oligoceno inferior, fase en la que el clima dominante era tropical de tendencia
seca, y los relieves no superaban los 500 m sobre el nivel del mar. De estas condi-
ciones climáticas se infiere una vegetación baja y rala, y que mediante el proceso
de escurrimiento superficial difuso generalizado se formaron superficies de apla-
namiento o pedillanuras en los relieves emergidos (Flórez, 1986). Esa fase de esta-
bilidad tectónica no significó un reposo absoluto, pero sí un ritmo inferior para
mantener un equilibrio dinámico con el clima. Estos modelados se tratarán luego.
En el Eoceno-Oligoceno (30 m.a.), el continente de la Antártida llegó a una
posición aproximadamente como la actual, permitiendo el inicio de la formación
de casquetes de hielo y definiendo los flujos de intercambio térmico con la zona
ecuatorial; es decir, comenzaban las condiciones más frías (Bowen, 1978).
De otra parte, ya en el final del Terciario, el espacio colombiano llegó a una po-
sición ecuatorial (que ocupa actualmente) bajo climas más húmedos y más fríos.
Esto concuerda con Ruddiman & Kutzbach (1991), quienes afirman que desde
hace 40 m.a. el clima fue menos cálido y menos húmedo, pero seguía siendo tropi-
cal, y durante los últimos 15 m.a. se hizo más frío como consecuencia de los movi-
mientos orogénicos globales y se tornó más húmedo en los sistemas montañosos.
48
m~_~~_'_~~ ~~_~

LA OROGENIA ANDINA
Aquí se incluyen las cordilleras y algunas serranías bajo el término genérico de
montaña, el cual significa una altitud suficiente para generar una diferenciación
bioclimática altitudinal con pisos o cinturones (bioclimáticos) caracterizados cada
uno por formaciones vegetales, clima y procesos morfogénicos diferentes.
La anterior fue una consecuencia bioclimática importante de la orogenia,
pero además, por el hecho de elevarse las cordilleras, éstas se convirtieron en ba-
rreras orográficas capaces de interceptar los vientos y la humedad. Por tanto el cli-
ma se tornó más húmedo y diferenciado altitudinalmente, lo que a su vez implicó
una diferenciación florística y faunística.
No todos los cambios climáticos tienen su origen en el desarrollo morfoes-
tructural; otros, como se discutirá más adelante, se relacionan con los cambios en
la geometría orbital de la Tierra en su desplazamiento alrededor del Sol y con la
actividad misma del Sol.
La formación de montañas altas de clima más frío, junto con las variaciones
térmicas ligadas a la geometría orbital, generó las condiciones propicias para la
ocurrencia de glaciaciones en nuestro territorio.
Dentro del sistema complejo de relaciones causales de los procesos de mode-
lamiento de la superficie terrestre, es importante anotar que las variaciones en la
energía exterior recibida por la Tierra inducen cambios térmicos, de humedad y
de la fisionomía y composición de la vegetación, hechos que a su vez favorecen o
impiden la acción de factores morfogénicos como el hielo, el agua o el viento. Por
tanto, para Colombia trataremos estos aspectos.
Consecuencias hidrográficas
La orogenia causó la regresión marina del espacio continental que hoy conoce-
mos. El retiro del mar, la formación de pendientes fuertes y el clima más húmedo
definieron la formación de cuencas hidrográficas que drenan el territorio continen-
tal (Fig. 3-3).
En las cordilleras y serranías se organizó una red hidrográfica que, en general,
drena perpendicularmente a las cordilleras hacia las depresiones laterales e interandi-
nas, parcialmente controladas por fallas u otros lineamientos como pliegues, fracturas
o diaclasas. Así, por disección, desde la orogenia hasta el presente se ha desarrollado
una red de cañones de comportamiento torrencial que disectan el relieve.
Al respecto, Hettner (1892) utilizó el concepto de "valle transversal" refirién-
dose a los cursos de agua que fluyen de las cordilleras aproximadamente perpen-
dicular a la cordillera y a los valles interandinos. También utilizó la expresión
"valle longitudinal" referida a los cursos de agua que siguen la dirección misma de
49
~~_'~'~~~N,"~"N

la cordillera (en la cordillera). Para estos últimos se conoce hoy la razón mediante
un control tectónico, y aunque el control hidrogravitatorio existe en ambos, es
más fuerte en el primer caso.
En cuanto a las depresiones interandinas que antes del levantamiento esta-
ban ocupadas por mares interiores y lagos, con la orogenia en ellas se organizaron
los grandes ríos: Magdalena, Cesar, Patía, Cauca, Atrato y San Juan como colecto-
res principales de los ríos menores que drenan las montañas (Fig. 3-3).
No toda la red hidrográfica procede de las cordilleras; en la Orinoquia (altilla-
nura del Vichada) yen la Amazonia, muchos ríos se generan allí mismo (autócto-
nos) sin dependencia de la cordillera Oriental.
Generación del potencial hidrogravitatorio
Ceomorfológicamente, el nivel de base general es el nivel del mar, y los mate-
riales por encima de ese nivel tienen una energía potencial que les imprime la ten-
dencia a descender, previa la intervención de agentes como la gravedad, el agua,
el hielo, etc.
La orogénesis, junto con los efectos de los cambios climáticos referidos, gene-
raron un potencial hidrogravitatorio (Fig. 3-4) que actúa sobre los relieves levanta-
dos produciendo ablación de materiales, disección, transferencia (transporte),
acumulación transitoria en los valles de disección y luego depósito en las áreas de-
primidas de piedemontes, llanuras aluviales y el mar.
El potencial hidrogravitatorio explica la ocurrencia de movimientos en masa
como desplomes, derrumbes, deslizamientos, flujos torrenciales u otros. Esto ocu-
rre porque existen sobre el sustrato materiales fracturados y meteorizados (forma-
ciones superficiales en general) o del sustrato mismo que pueden ponerse en ante
movimiento pendiente abajo ante las acciones hidrogravitatorias.
Antes de la orogenia, o durante la orogenia misma, el sustrato sufrió procesos
de meteorización (física) y de alteración (química) que desagregó los materiales
superficiales; así se formaron alteritas arcillosas a partir de las arcillolitas, esquis-
tos, calizas u otras rocas, arenas a partir de la abundantes areniscas o arenas de de-
sagregación a partir de las rocas graníticas, y también bloques a partir de la
fracturación del sustrato. Estos materiales (formaciones superficiales) meteoriza-
dos también fueron levantados, y una vez en altura tendieron a bajar por movi-
mientos en masa.
Otras formaciones superficiales están relacionadas con las espesas y extensas
capas de piroclastos emitidos por los volcanes de la cordillera Central (cenizas, la-
pilli, arena, clastos pumíticos y de lava) y depositados en casi toda la cordillera
50

Potencial gravitatorio
de los sistemas montañosos:
pendientes fuertes y líneas
de debilidad estructural
I ymovilidad tectónica
L__ _
r
Climas más húmedos
Formación de glaciares
Potencial hidrogravitatorio
i
r-¡;~._.te-n-.~iald~.-.d.iS;_~~i.ó~--.- --1
l'!.tr~~spor~ _~e material~~__
~
Inestabilidad de vertientes
Figura 3-4 Esquema causal de la inestabilidad de vertientes.
Central, secundariamente en la cordillera Occidental y con alguna influencia en la
cordillera Oriental. Estos materiales, también susceptibles de descender por mo-
vimientos en masa y por escurrimiento superficial.
Además del potencial hidrogravitatorio generado con la orogenia y la forma-
ción de pendientes fuertes, existen formaciones superficiales fáciles de transferir
hacia abajo, por lo cual las características geomorfológicas fundamentales de los
sistemas montañosos son la disección, el comportamiento torrencial de la red de
drenaje y los movimientos en masa. Correlativamente, en las partes depresionales
se presentan consecuentemente inundaciones y desbordes. En conjunto, toda
esta dinámica implica amenazas naturales para los asentamientos humanos, tal
como se muestra en las figuras 3-4 y 3-5.
Las características torrenciales de los valles transversales (en cañones) se expli-
can principalmente por la pendiente fuerte del cauce principal y de sus afluentes,
pendiente que aumenta con la disección. Otra razón procede de su mismo enca-
ñonamiento que facilita la concentración y mayor transporte de sedimentos (com-
petencia) procedentes de la disección, movimientos en masa y escurrimiento
superficial en las laderas (García-Ruiz, 1990). Además, en Colombia, gran parte
de las laderas empinadas de los cañones han sido deforestadas, hecho que con-
duce a una menor infiltración y mayor escorrentía.
51

Relieves de plegamiento y de fallamiento
Relieves volcánicos activos modelados de
aplanamiento
1---; Tecto-orogénesis _J
.----l ,-- --------- --
Red hidrográfica ¡-----~, Cambios climáticos
~' I
--------- - i Disección profunda i
...
! Aumento de pendiente
Movimientos en masa
Flujos torrenciales
Aumento de carga y
competencia
------- ---,--- ----
•
¡Modelado de-disección
profunda (cañones)
- -~ Depósitos aluvio-
I torrenciales
1
..
- -- , Inestabilidad
l:-sentamie_ntos humanos '_~.,______• Vertientes disectadas
1 Depósitos colgantes
O~r~~i~!raestructura....J Drenaje torrencial
...
1
-- --- ---
Amenazas
Movimientos en masa
I Fluj()s torre~ciales _
Figura 3-5 Amenazas inherentes a los modelados de disección.
Con respecto al potencial hidrogravitatorio, conviene recalcar que los proce-
sos morfogénicos se intensifican en las regiones tectónicamente activas por sismos
frecuentes y eventos volcánicos (Bremer, 1985). Así, los flujos torrenciales y movi-
mientos en masa se convierten en eventos catastróficos.
De acuerdo con García-Ruiz (1990), las grandes montañas son inestables por
naturaleza, consecuencia derivada del fuerte gradiente altitudinal, y la inestabili-
dad será mayor en la medida en que aumenta la intervención antrópica.
52

Capítulo cuatro
Los MODELADOS DE APLANAMIENTO RESIDUALES
Los relieves, especialmente los de poca elevación, en condiciones tropicales
de tendencia seca o clima contrastado y escasa cobertura vegetal, son susceptibles
de ser truncados por los procesos de escurrimiento superficial.
En las condiciones bioclimáticas señaladas, el escurrimiento del agua lluvia
suele ser efectivo a pesar de su poca frecuencia, y puede transportar las formacio-
nes 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 su-
perficies de erosión o de aplanamiento, también llamadas pedi o penillanuras.
Para que los procesos de escurrimiento superficial puedan modelar pedimen-
tos o penillanuras se requiere un lapso de tiempo largo en las condiciones señala-
das y con 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; sin embargo, las evidencias hoy identificables de
manera residual se remontan principalmente al período Terciario.
LAS SUPERFICIES DE APLANAMIENTO EN EL TERCIARIO
Desde su consolidación en el Precámbrico, partes del escudo guayanés estu-
vieron emergidas comportándose como áreas erosionales. Sin embargo, los ele-
mentos residuales de las posibles superficies de erosión desarrolladas en el
Paleozoico o en el Mesozoico son de difícil reconocimiento debido al grado de
destrucción por erosión o por posibles transgresiones marinas que las pudieron
cubrir con sedimentos.

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o
u
+ +
Exfoliación según
diaclasa curva
Laja deslizada
~
Derrubios
+ +
+ + + +
Cerro Guaripa
Domo rocoso
/ ~Dlaclasa curva
/ . ' , . / Cubetas pseudo-kárstlcas
+ + /
.
/ I + + .Acanaladuras de escummlento
/ ; 1 '.
el 1+ + +
/
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/ 1
+, + t
+ . + •
+
•
+ +
+ + + + +
+ +
D Granito rapakivi
a Pedimento cubierto
+ +
+
+
2Km
•
+
Depresión
periférica
~
+ +
Pedimento cubierto
+ +
D Glacis coluvial gravilloso
Glacis coluvio-aluvial arenoso
Figura 4-1 Los Peñoles y pedimentos del escudo guayanés (tomado de Join & Torres, 1985).
100m
50
Glacis coluvio-aluvial
arenoso
~I
I

Argumentos similares a los anteriores se presentan en relación con los terre-
nos acrecidos al occidente del escudo, como el Andaquí, Chibcha, Tahamí o Cali-
ma. Estos terrenos también experimentaron períodos de aplanamiento, pero
fueron los aplanamientos ocurridos en el período Terciario, antes del levanta-
miento 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 eleva-
ciones discontinuas conocidas con varios nombres: pan de azúcar, peñol, monte
isla o inselbergs. Estas formas se interpretan como residuos sobresalientes en rela-
ción con el nivel de superficies de aplanamiento.
En la figura 4-1 (tomada de join &Torres, 1985) se muestra un pedimento cu-
bierto por corazas ferruginosas. Estas corazas significan un período 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 apare-
cen 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 in-
ferior. Para Van der Hammen (1958), después de la fase preandina del Eoceno in-
ferior hubo un período 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 en-
cuentran 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 Magdale-
na y del Cauca. En la figura 4-3 se muestra la formación de la superficie de aplana-
miento, 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), Ylos describen como superficies ondu-
ladas y cubiertas por gruesas capas de arcillas lateríticas e interrumpidas por caño-
nes 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 cronolo-
gía de los dos niveles de aplanamientos propuestos por Page & james (1981).
55

h(m)
2.500
w
Sepulturas
(Aguasc:laras)
Rlo
Catatumbo
1.500~ •
'. '. ,/ '.~.
.,." +'. / ....../-'., ......._/ 7 ..'
:<<';ri~>~711':':' 7 7 7 7
500 t + + + +7'1+ + +
I
5
7 1
I
10
E
Pueblo Viejo
(Hacan)
7
i¡ 7: ~
L(km)
Figura 4-2a Superficie de aplanamiento disectada Hicari-Río de Oro.
56
4.000
wa::
o ~
~~
i ~
h(m).
~
~ Rocas granlticas
m Rocas metam6r1icas
I (Neises y esquistos)
D Anmiscas rojas
CII.EI
Curo
l7'Tl Rocas sedimentarias
~ delCretllIceo
~ Arenas, gravas
L-.:.:..J y bloques
t-'-'-·I Arcillas y bloques
a. Los
Salados R.La
Plata
I:"",,~ IFallas
E
Antena
Marconi
(Pamplona)
3.000
("V' 7
7/
1
7
,0001 777 7~~ f 77:
¡ / 1 fr:I1t 1
! 7/
¡ . .
5 10 15 L(km)
Figura 4-2b Superficies falladas y formación de cañones en el macizo de Santander.
~~~-,~"'--~,~

LOS MODELADOS DE APLANAMIENTO
Fase 1. Terciario inferior
Fase 2. Mioceno medio
v
.
Fase 3 Mio-Plioceno
Fase 4. Plio-Cuaternario
GSSJ Esquistos. pz
G Stocks granfticos.
IA'VLl~ Formación Manizales
Mz. T. Mioceno medio
tOO ~
Complejo mbta-sed-
~
+••• ~. Neises intrusivos. pz volcánico. K Rocas volcánicas. TO
~ B Sedimentos
D
Complejo ofiolltico. K - - oligo-miocenos Sedimentos. Plioceno
~ Esquistos. K
Stocks andesfticos
ITJ Linea de falla
. . Mio-Plio.
Figura 4-3 Fases del desarrollo morfoestructural y formación de superficies
de aplanamiento cordillera Central (tomado de Flórez, 1986).

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 au-
tores 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 ela-
borado 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) la-
teríticas (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 conti-
nuación de dicha superficie a ambos lados de la cordillera bajo condiciones simi-
lares de un modelado de disección profunda.
En el terreno Sinú-San Jacinto también se encuentran aplanamientos que po-
drían 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, período durante el cual se podrían haber pene-
planizado 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 abra-
sión marina, mientras que en su parte alta, al parecer, operaron los procesos co-
rrientes de pedimentación ligados al escurrimiento superficial difuso.
El autor (Flórez et al., 1998), también observó una extensa superficie de apla-
namiento al pie de las serranías en el departamento de la Guajira, 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, ya pesar de las condiciones biocli-
máticas de tendencia seca, se logran formar espesas capas de arcillas de alteración
(Iateríticas) que hoy se identifican sobre los restos de las superficies.
58

7' N
S.m Fe de •
Antloquio j,
• Sonoón
~,I~
711/ 11 -$' Superficies de erosión
/
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- )
Puerto
Triunfo•
'1
"
Figura 4-4 Superficies de aplanamiento en el norte de la cordillera Central
(tomado de page & James, 1981).
OROGÉNESIS y DISECCIÓN DE LAS SUPERFICIES DE EROSIÓN
..N
S'N
Las superficies de erosión fueron elaboradas en fases de relativa quietud tec-
tónica y en condiciones bioclimáticas tropicales contrastadas antes del levanta-
miento mayor de los Andes (fase Eu-andina).
59

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