Parra et al.
GEOMORFOLOGÍA DEL PÁRAMO DE FRONTINO L. Norberto Parra, J. Orlando Rangel-Ch. & Thomas Van der Hammen
RESUMEN La parte alta del Páramo de Frontino es un volcán de edad aproximada PlioPleistocénica, que fue construido al interior de un plutón del Mioceno por el mecanismo de colapso parcial de su techo. A nivel morfogenético este macizo exhibe tres subsistemas bien delimitados a lo largo de su gradiente altitudinal; por encima de la cota 3400 se presenta un subsistema glaciar donde se preservan rasgos de al menos tres de las glaciaciones del Pleistoceno, algunas de cuyas lenguas glaciares descendieron hasta 2800 m. Hacia cotas más bajas se tiene un subsistema denudativo con saprolitos muy delgados o ausentes y con predominio de los fenómenos fluviales en los cauces y gravitacionales en las laderas. Por debajo de la cota 2200 se tiene un subsistema donde predominan espesos mantos de alteración, movimientos de masas profundos y la depositación de sedimentos en los ríos a modo de terrazas y abanicos. ABSTRACT The top of the Páramo of Frontino is a polygenetic Plio-Pleistocene volcano constructed inside of a Miocene pluton after a collapsing event that affected its roof. This massif has three well delimited subsystems along its altitudinal gradient. Above 3400 meters, there is a dominating glaciar subsystem showing evidence of at least three Pleistocene glaciations, some of which had glacier tongues that descended as low as 2800 m. A denudation subsystem
is found at lower altitudes. This subsystem is characterized by the presence or absence of very thin saprolites, with fluvial and gravitational activities along the streams and slopes, respectively. Below 2200 meters there is a subsystem characterized by thick mantles of alteration, deep masses movements and deposition of fluvial sediments forming cones and terraces. INTRODUCCIÓN La posición geográfica del Páramo de Frontino es estratégica para comprender las teorías acerca del intercambio de biotas altoandinas entre Centro y Suramérica debido a que constituye el punto más cercano entre los biomas de tierras altas de ambas regiones y por lo tanto se halla bajo las influencias de dos dominios biogeográficos bien diferentes como son el Choco-Darién que se extiende hasta las tierras altas de la cordillera de Talamanca y las biotas de las tierras altas típicas de la región andina. Debido a su localización, el Páramo de Frontino, se comporta como una sistema altamente sensible a los cambios a nivel macroclimático, ya que este macizo, es susceptible de recibir influencias secas e igualmente húmedas provenientes de la zona Caribe que actualmente están algo atenuadas debido a la presencia del Cerro Paramillo en el norte y también se encuentra en contacto directo con la zona superhúmeda de la cuenca del Chocó y más allá, en el Océano Pacífico, el fenómeno del niño también deja sentir sus efectos en el páramo. 1
Geomorfología del páramo de Frontino
Geográficamente el páramo de Frontino hace parte de una línea de altas cumbres en el eje de la cordillera Occidental (Farallones del Citará, el Tatamá y el Cerro Paramillo) y está rodeado por varias elevaciones que superan los 3000 m de altitud en la Cordillera Central de Colombia conocidos como los páramos de Belmira y Sonsón. Hacia el costado occidental en la cordillera de Talamanca en Costa Rica se alcanzan alturas similares pero a una distancia de más de 700 km. De acuerdo con recientes datos de interferometría de radar (SRTM, Nasa) solo tres cumbres superan los 3900 m en el Norte de la cordillera Occidental, el Tatamá (4065 m), el Caramanta (3967 m) y la cuchilla Campanas del páramo de Frontino (3934 m). Este último está en la latitud Norte 6º29’ y longitud Oeste 76º6’ y allí se presenta la más grande extensión de vegetación paramuna del departamento de Antioquia con un área próxima a los 25 km2 que cubren las tierras por encima de los 3450 m y en jurisdicciones parciales de los municipios de Urrao, Caicedo, Abriaquí y Frontino (Figura 1). A nivel geológico la parte alta del páramo de Frontino está construida sobre un complejo poligenético de rocas volcánicas con una edad que cubre desde el Plioceno hasta el Pleistoceno y que se formó por el mecanismo de colapso del techo durante la etapa final de evolución de un plutón diorítico de edad Mioceno (11 ma). Las rocas dioritoides afloran en las laderas de la parte media del macizo en conjunto con cornubianas desarrolladas sobre sedimentos marinos de edad Cretáceo. La historia geológica más reciente está marcada por numerosas evidencias de actividad glaciar que se observan desde la cota 2800 m, en algunos valles, pero que alcanzan su mejor expresión en las planicies culminantes del macizo.
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MORFODINÁMICA DE CORDILLERAS ANDINAS
LAS
Si bien es cierto que las montañas tropicales están sometidas a los climas modernos y exhiben geoformas que son el producto de los agentes del modelado actual, ellas también guardan paisajes relictos que tienen poca o ninguna relación con los procesos morfogenéticos actuales. A modo de ejemplo, las glaciaciones del pasado dejaron geoformas y depósitos de materiales relictuales que aún hoy en día condicionan el funcionamiento de los ecosistemas modernos. Diversos autores han tratado de establecer un modelo del funcionamiento morfodinámico de las montañas tropicales y para el caso particular de la cordillera Occidental se pueden destacar los trabajos de Flórez (1983, 2005) en el macizo de Tátama, Parra (1997) en los Farallones del Citará y Parra (1991), Parra y Jaramillo (1999) en el Páramo de Frontino. Un modelo morfogenético debe servir para agrupar conjuntos de geoformas y observaciones que son comunes a una cordillera y para explicar los fenómenos geomorfológicos que los han causado; por ejemplo es bien conocido que las crestas de las montañas Andinas albergan geoformas de origen glaciar. Los Andes colombianos, se pueden comprender mejor con un modelo de tres subsistemas geomorfológicos concéntricos e íntimamente conexos que son: un subsistema glaciar que ocupa las crestas de los montañas más elevadas y habría sido activo en tiempos antiguos y es el responsable de la morfología que se observa por encima de la cota 3.000 m. Abajo de esta cota se tiene un subsistema denudativo que rodea al glaciar y por último, en su posición más externa, un subsistema de meteorización y depositación que es el dominante a cotas más bajas de 2.200 m. Una visión más amplia de ellos es la siguiente:
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Subsistema glaciar: geoformas que son producto de la actividad glaciar actual o pasada, ocupan la posición culminante de las montañas colombianas y su funcionamiento ha sido ya sintetizado por Brunnschweiler (1981). En general, los paisajes glaciares del Pleistoceno se localizan arriba de los 3.000 m., aunque algunos valles en “U” descienden unos 200 m. más. Lo primero que llama la atención de las montañas que han sufrido glaciaciones es el truncamiento de las partes más elevadas, de tal manera que en las cimas se tiene un plano rugoso que alberga multitud de rasgos glaciares. Este truncamiento es un rasgo distintivo de los Andes y dentro de este plano rugoso, desprovisto por completo de su manto saprolítico, se hallan numerosos rasgos menores testigos de la abrasión y pulimento por los hielos; por ejemplo los valles glaciares cruzan estas planicies o desde allí se desprenden hasta alcanzar las laderas. Otras geoformas se encajan y modelan las mismas planicies como los campos de drumlins, lagunas y morrenas. En las partes que sobresalen por encima del nivel general de aplanamiento se encajan circos, nunataks y otras geoformas. La proliferación de estas geoformas glaciares de escala mediana, han hecho que el truncamiento generalizado de las cordilleras pase desapercibido, excepto en el caso de los conos-meseta aislados donde es muy evidente. El subsistema glaciar ha sido objeto de numerosos estudios en las tres cordilleras y en la Sierra Nevada de Santa Marta y para el caso particular de la Cordillera Occidental, se ha descrito para el Páramo de Frontino (Parra 1991) y para otros macizos vecinos como el Tatamá (Florez, 1983, Van der Hammen, 2005) y los Farallones del Citará-Caramanta (Parra, 1997). Subsistema denudativo: Dos fenómenos geomorfológicos controlan la dinámica de las laderas que se hallan debajo del subsistema glaciar o en aquellos sectores cordilleranos que no alcanzan los 3000 m de
altitud; los movimientos de masa someros en las laderas y los flujos de alta densidad en los cauces. Debido a que estos sectores de las cordilleras carecen de los saprolitos o estos son muy delgados, la remoción en masa es del tipo flujo superficial con su plano de corte directamente sobre la roca fresca y la masa desprendida se redeposita a corta distancia sobre las laderas casi siempre sin alcanzar los cauces. Estos depósitos de ladera, de tierra y cantos mezclados, forman un manto de recubrimiento inestable, de pocos metros de espesor y cubren la casi totalidad de las laderas, exceptuando aquellos lugares donde aflora la roca desnuda. Estos depósitos de vertiente se vuelven más gruesos hacia las partes bajas de las laderas o en las inflexiones cóncavas o de menor pendiente en las laderas. Los deslizamientos son del tipo flujo de tierra y/o de escombros con abundantes restos vegetales; individualmente son poco anchos, muy largos y afectan una masa móvil de poco espesor dejando la roca desnuda. Estos deslizamientos son frecuentes y prácticamente todo período lluvioso trae un conjunto de ellos dispersos por todo el subsistema. Debido a su gran número, las laderas están afectadas casi en su totalidad por flujos de distinta edad superpuestos. Las comunidades bióticas, especialmente los bosques altoandinos están adaptados a vivir con estos deslizamientos como una perturbación permanente. Las laderas de este subsistema son rectas y de ángulos elevados y la roca desnuda esta a baja profundidad, ya que allí solo está recubierta por el delgado manto de depósitos de vertiente y el saprolito está ausente, excepto en los interfluvios donde se localizan algunos remanentes del mismo. Tres tipos de valles son frecuentes en este subsistema; los valles más comunes son los espolonados ya que los ríos son obligados 3
Geomorfología del páramo de Frontino
formar ondulaciones por numerosos espolones rocosos que llegan hasta el cauce, pero en otros sectores se reemplazan por valles de espolones truncados e incluso se llegan a presentar tramos largos con verdaderos valles en “V”. Los cauces corren sobre roca fresca en su mayor parte y el perfil longitudinal de las quebradas posee múltiples rápidos y cascadas. Durante la época de estiaje, las aguas solo trasportan cargas en solución con gran cantidad de sustancias fúlvicas que le dan una coloración parda. Sin embargo, durante el periodo lluvioso se removiliza la carga gruesa y es frecuente que se produzcan flujos hiperdensos (crecientes o avalanchas) que no alcanzan a salir del subsistema y por lo tanto los depósitos internos que poseen estos ríos son lóbulos de cantos y bloques de poca extensión lateral y escasos metros de espesor y, deben ser considerados como carga en tránsito. En las partes más anchas de los cauces es frecuente encontrar dos niveles de terrazas constituidas por cantos y bloques, dejadas como testigos de un régimen torrencial. En casos de eventos hidráulicos inusuales, los flujos de alta concentración son transportados fuera del subsistema en forma de avalanchas y su frecuencia tiende a aumentar en la actualidad por fenómenos ligados a cambios en el régimen climático en la parte alta de los macizos. Este subsistema tiende a ser un exportador neto de las cargas de sedimentos. En este subsistema los suelos que se desarrollan sobre los depósitos de vertientes alcanzan poca madurez y constan de un perfil O-A-C y de espesor muy bajo. En muchos casos, solo se presenta un perfil O-C con un entramado de raíces que actúa como soporte y con poca adherencia a la roca. Un horizonte B solo se encuentra en aquellos sitios donde se ha preservado algo del saprolito o en aquellas inflexiones o concavidades de las laderas no expuestas a los deslizamientos. 4
Subsistema de meteorización y depositación: constituye la parte más externa de los tres subsistemas y ocupa las cotas más bajas de las cordilleras, usualmente por debajo de los 2.200 m. Se caracteriza por la preservación de mantos de alteración espesos sobre los cuales se han desarrollado las geoformas y los suelos minerales y por fenómenos de depositación de los sedimentos en los cauces. Individualmente, las geoformas son más redondeadas tanto en las laderas como en los interfluvios ya que el manto de saprolito debido a sus propiedades geomecánicas frente a la erosión, le imprime un sello propio a la dinámica geomorfológica. En este subsistema existen remanentes de paisajes colinados de poco relieve cuyas crestas se hallan a una misma altitud y las colinas mismas están modeladas en saprolito. Estos paisajes, llegan a ocupar áreas extensas y son objeto de fuerte discusión académica ya que algunos autores las asocian con remanentes de antiguas superficies de erosión, aunque también pudieran ser simples testigos de periodos de estabilidad en los niveles base de la erosión regional. En conjunto este subsistema, actúa como sitio de recepción de los sedimentos del subsistema denudativo y también de sí mismo y por lo tanto los depósitos sedimentarios no son raros; los cauces mayores poseen complejos de terrazas escalonadas, algunas de ellas heredadas de la época de deshielo de los glaciares. Es frecuente que cuando estos cauces penetran hasta el subsistema denudativo, en la zona de transición se transforme la llanura aluvial en un complejo de abanicos evidenciando la dinámica torrencial del cauce aguas arriba. En este subsistema las laderas son redondeadas o con inflexiones cóncavo-convexo y los deslizamientos del tipo rotacional son un fenómeno frecuente que afecta en profundidad al manto de meteorización.
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Es común que las laderas de los valles estén en contacto con una planicie aluvial y por lo tanto no interactúen directamente con los cauces conformando valles en v con fondo plano. Sin embargo a lo largo del río es frecuente encontrar sectores con mayor desarrollo de las planicies aluviales, alternando con otros de escaso o nulo desarrollo. Transversalmente y a lo largo de las laderas de los valles mas desarrollados, se tienen al menos tres rupturas de pendiente o inflexiones escalonadas a similar altitud, que evidencian la existencia de niveles base de erosión distintos que aun no han sido datados. En algunas de estas inflexiones se conservan depósitos aluviales antiguos. Los cauces menores frecuentemente tienen régimen torrencial y es común observar pequeños abanicos en las desembocaduras de estos a las llanuras aluviales. LA GEOMORFOLOGÍA DEL PÁRAMO DE FRONTINO En la Cordillera Occidental, el macizo de Frontino es una zona elevada que se encuentra en vecindad con otra similar ubicada más al Norte y conocida como el Cerro Paramillo, de la cual esta separada a nivel de ecosistemas por la depresión seca del Río Sucio. El accidente geográfico más elevado es el Páramo de Frontino o del Sol, pero este macizo alberga otras montañas que sobrepasan los 3000 m de altitud como el Cerro Azul, el Plateado, La Horqueta y el cerro San José. El Páramo de Frontino se puede asimilar a un cono-meseta cuyo pie está bien demarcado por la cota 2550 m. y en su cúspide está rematado por un área casi-plana de unos 20 km2 de extensión a una altitud media de 3600 m. En el interior de la parte plana resaltan otros tipos de geoformas mayores, tal como las describe Scheibe (1933), siendo las más representativas las localmente llamadas “llanos” o planicies acompañadas
de cuchillas, cerros aislados y valles. Las planicies más notables son las de Puente Largo, San Juan de Rodas, Llano Grande, Patio Bonito y El Púlpito. La cuchilla más sobresaliente es la de Campanas-Frontino, que conforma un cordón alargado en sentido E-W superando localmente la cota 3.900 m y sobresale unos 400 m por encima de las planicies. Otras cuchillas más pequeñas son la de Manguitas y la del borde oriental del Churrumblún. A nivel de cerros internos, La Mosca es el más notable de éstos, aunque existen otros más pequeños de menor altura y generalmente redondeados (Figura 1A). El Subsistema glaciar del páramo de Frontino Aunque los rasgos asociados con las glaciaciones en las montañas tropicales tienen análogos en las latitudes templadas, también existen algunas particularidades de funcionamiento en las masas de hielo del trópico que ameritan alguna precaución al interpretar las geoformas (Khobzi, 1981). Al contrario de muchas zonas templadas de relieves bajos donde los subsistemas glaciar, periglaciar y fluvioglaciar están ensamblados horizontalmente, en las montañas tropicales y alpinas estos subsistemas se disponen en un gradiente vertical, lo cual ocasiona diferencias notorias de funcionamiento en las masas de hielo y en las posiciones relativas de las geoformas y de los depósitos glaciogénicos. Aunque en el noroccidente de Colombia todos los grandes macizos elevados guardan evidencias de los fenómenos glaciares del pasado, es en el páramo de Frontino donde están mejor desarrollados y más diversificados los rasgos glaciares de escalas medianas; ya Scheibe en 1933, describia a los morros, hondonadas y lomas, como “…redondeadas, pulidas y llenas de ralladuras, fenómenos causados..... por los glaciares”. El mismo autor menciona una “…morrena final (?)” y le asigna carácter glaciar al menos a una de las ciénagas. 5
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Posteriormente, Zuluaga y Mattsson (1981), describieron nuevas evidencias del modelado y depósitos causados por los fenómenos glaciares como valles en “U”, circos, drumlins y escarpes, acompañados de dos mapas generalizados de estos rasgos y proponen la existencia de dos glaciaciones de tipo alpino (Wurm y Riss?) con base en el estriado en varias direcciones y en la presencia de dos tipos distintos de morrenas. Detalles adicionales de los fenómenos glaciares de este páramo fueron descritos por Parra (1991). Las geoformas glaciares erosivas La erosión glaciar ha dejado en el páramo notorias geoformas y paisajes, como rocas aborregadas, valles glaciares y circos, entre los cuales se encuentran rasgos aun más pequeños como ciénagas, barras rocosas, escarpes, canalones, y a menor escala se observan microrelieves como el pulimento glaciar, acanaladuras, estrías y grietas lunadas. En esta ocasión solo se describirán los grandes rasgos glaciares. Las Rocas aborregadas (Roche moutonnée/ Rock drumlins) Pueden ser cerros bajos alargados, suavemente convexos y con un extremo más escarpado que el otro. En el páramo existen como geoformas aisladas de diversos tamaños y también formando campos de rocas aborregadas, especialmente en las planicies y en el piso de los valles glaciares. La mayor de estas geoformas se presenta cerca a la quebrada Llanogrande donde ocupa aproximadamente 0.5 km2, en su lomo se encuentran algunos canalones y una pequeña laguna denominada ventiadero. En algunos casos la roca aborregada está acompañada de una morrena lineal en uno de sus extremos (lodgement till) geoforma que en su conjunto se denomina “craig and tail”. En otros casos, remanentes de morrenas se encuentran sobre 6
el lomo de la roca aborregada. En general, estas geoformas son buenos indicadores de la dirección y sentido de avance de hielo y además poseen en su superficie muchas evidencias menores de erosión por grandes cantos transportados dentro de las masas de hielo en movimiento como pulimento de la roca, acanaladuras, estrías y grietas lunadas. Valles glaciares Están bien desarrollados en el páramo de Frontino y de acuerdo con su perfil transversal dominante se pueden subdividir en valles en cubeta, valles parabólicos, valles alpinos y valles complejos siendo este último producido por una combinación de los otros tipos (Figura 1B). Los valles glaciares en cubeta. Se presentan en las quebradas El Seno, El Púlpito, Llano Grande y Cajones y se reconocen fácilmente porque sus paredes laterales forman escarpes verticales y el fondo del valle es un plano muy rugoso y extenso. Su perfil longitudinal contiene lagunas, barras rocosas transversales y rocas aborregadas aisladas. Estos valles se inician desde las planicies con una zona de arranque de bloques ya sea bastante escarpada e irregular, como el de la quebrada El Seno, desde un escarpe rocoso lineal o gradualmente sin que sea posible reconocer un circo en su parte inicial. Las partes más bajas de estos valles no sobrepasan la cota 3200 m. Los valles glaciares parabólicos (tipo quebrada Santa Bárbara). Se caracterizan por tener un perfil transversal en forma de “U” abierta con sus paredes parabólicas poco rugosas y un fondo suavemente cóncavo, liso y de poca anchura. Su perfil longitudinal es monótono y sin grandes accidentes transversales. Se presentan estos valles en las quebradas Santa Bárbara, El Burro y el Río Urrao y son los valles que descienden hasta cotas más bajas; por ejemplo en la
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quebrada Santa Bárbara, su cabecera se inicia a 3500 m, en la planicie del mismo nombre y desciende hasta la cota 3100 m. El valle glaciar Alpino. Se inicia como un circo y se continúa con un valle glaciar de longitud corta. Estos valles existen solo por encima de la cota 3400 m en los nacimientos de las quebradas Churrumblum, Casa del Morro, La Mina, Saladito, La Eternidad, en los nacimientos del Bosque del Diablo, afluente del Río Urrao, de la quebrada El Burro, afluente de la Santa Bárbara y la Congoja. Normalmente, en altitudes superiores a 3600 m en circos de paredes rocosas, semicirculares e inclinadas, rugosas y/o lisas y de disección fluvial subparalela, y solo ocasionalmente, albergan lagunas en sus laderas como las de la quebrada La Congoja. Los pisos de los valles adyacentes al circo, son muy planos y relativamente rugosos, con barras rocosas y pantanos, similares a los valles en cubetas pero menos desarrollados. Algunos de estos valles alpinos se encuentran colgados y transversales respecto a los valles glaciares parabólicos, como en la quebrada Santa Bárbara, Río Urrao y quebrada El Burro. En otras partes, los valles alpinos se encuentran aglomerados como sucede en los nacimientos de las quebradas Saladito, La Mina y El Bosque del Diablo y un afluente del río Urrao y allí la intersección de los circos produce picos triangulares (aretes) y una morfología fuertemente aristada. El clásico circo sin continuidad lateral con un valle glaciar es poco usual y solo se presenta en la Laguna Campanas. Algunos valles glaciares son mas complejos debido a la superposición a lo largo de su eje de varios de los morfotipos ya descritos. La más notoria de estas combinaciones es el valle del río Churrumblún que es una depresión de gran tamaño y complejidad. De 3200 a 3500 m, se presenta un espectacular valle parabólico. Aguas arriba, en su parte media se presenta un valle en cubeta que sube hasta
los 3650 m y finalmente, en el nacimiento del río se encuentra un valle glaciar alpino que se inicia en 3900 m, sobre la cuchilla de Campanas. El tramo parabólico final se inicia con un escarpe semicircular, labrado sobre el piso del valle en cubeta de la parte media, e igualmente, sobre este sector también fue cortado el piso del valle glaciar alpino. Estas disposiciones geométricas relativas de los valles hacen pensar que el Churrumblún es multi-genético. Otro caso interesante sucede en la quebrada El bosque del Diablo, donde el piso de un valle alpino finaliza abruptamente en un escarpe y allí mismo se inicia un valle parabólico que se reconoce hasta la cota 3000 m. En los valles glaciares donde se combina uno parabólico y otro en cubeta, el primero siempre nace en el piso del segundo y la transición es abrupta como el escarpe rocoso en la quebrada Granada y el ramal sur de la quebrada El Púlpito. Las planicies aborregadas Son paisajes de pendiente muy baja, por lo general. Presentan un aspecto de planos rugosos, ocupados por la vegetación abierta de pastizales-frailejonales paramunos, razón por la cual se les denomina localmente, sabanas. Están formadas por una asociación íntima de lomas aborregadas labradas directamente sobre la roca, acompañadas de depresiones adyacentes entre ellas y no es posible relacionar estos planos con el piso de un valle glaciar. Las sabanas más extensas son Puente Largo, San Juan de Rodas, Patio Bonito y El Pulpito. De ellas, la más desarrollada es la de Puente Largo, mientras que la cuenca alta de la quebrada Santa Bárbara esta tan afectada por la actividad fluvial moderna que no se reconoce como una planicie, aunque se conservan algunos remanentes, como el del Pulpito, hecho que lleva a pensar que bien pudo ser una de ellas. 7
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A
B
D
C
Figura 1. Localización general del Páramo de Frontino.
A. Coordenadas en latitud y longitud y barra de cotas en metros. B. Los rasgos glaciares mayores del Páramo de Frontino. Se destacan las planicies en rayas horizontales, los valles alpinos en doble rayas diagonales, los valles parabólicos en gris y los valles en cubeta en negro con lunares blancos y morrenas en rayas doble horizontal. C. Cuenca hidrográfica de la turbera Llano Grande. El color gris corresponde a los depósitos de sedimentos y el patrón verde a los bosques internos. Coordenadas planas con origen en Bogotá. D. Isolíneas de profundidad en metros. Los puntos corresponden a las medidas de profundidad y la flecha señala el sitio donde se realizó la perforación Llano Grande 2.
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Las depresiones de las cuatro planicies normalmente están ocupadas por pantanos y/o lagunas activas o se hallan como zonas planas. En estas planicies es común encontrar sobre los planos y las rocas aborregadas restos de morrenas totalmente desprovistas de su forma original y bloques erráticos. De los bordes de las planicies de Puente Largo, Patio Bonito y El Pulpito, se desprenden varios valles glaciares. La planicie de Puente Largo es de forma alargado en sentido Este-Oeste y levemente basculada hacia el Este. Esta planicie está drenada por el río Urrao que nace en el complejo lagunar de Puente Largo. De su borde Sur se desprenden varios valles glaciares. Un rasgo notable aquí es la presencia de al menos tres subniveles de aplanamiento, cuyos remanentes están mejor definidos en su costado Norte y constituidos por planos aborregados escalonados y separados entre si por una pequeña ladera y/o un escarpe. El subnivel más alto se encuentra adosado al límite entre la planicie y la Loma de Frontino a una cota de 3650 m, y contiene una asociación de antiguas lagunas turbosas, hoy ya casi secas y cubiertas de gramíneas y rocas aborregadas muy alargadas de baja altura y con su lado Occidental convertido en escarpe rocoso. Allí, el eje de las lomas aborregadas tiene direcciones NW-W dominantes. Este subnivel se puede seguir hasta la cuenca alta de Santa Bárbara y en San Juan de Rodas. El segundo subnivel está en la cota 3600 m y es el plano mejor conservado y menos afectado por la acción fluvial moderna, albergando el complejo lagunar de Puente Largo. El tercer escalón es el más bajo y ocupa también la parte más interior de la planicie de Puente Largo y es un área de relieve complejo
y subunidades menores que recoge el drenaje del río Urrao. Aquí la dirección de transporte de los glaciares, indicada por los campos de rocas aborregadas (roches moutonnees) son divergentes, una hacía el Oeste al sur del río Urrao y la otra hacía el SW-S en el Norte de la planicie. Las planicies de Patio Bonito y de Rodas se hallan en la cota 3600 m, y albergan complejos de lagunas y pantanos, ubicados a la misma altura y con las mismas características que el complejo lagunar de Puente Largo. También en las cabeceras de la quebrada El Pulpito hay remanente de este mismo nivel de aplanamiento con varias lagunas. Estas planicies se han formado por la acción de un casquete de hielo en movimiento lento, que ha alimentado desde sus bordes a los glaciares mas canalizados y a las cascadas de hielo. Los niveles de aplanamiento observados en las planicies se corresponden con diferentes etapas de equilibrio y cantidades de la masa de hielo del casquete. Depósitos glaciares y fluvioglaciales El propio Páramo de Frontino alberga abundantes restos de depósitos de deriva glaciar, transportados y depositados directamente por el hielo, reseñados parcialmente por Zuluaga y Mattson (1981) sobre las planicies y valles glaciares. En las tierras planas que rodean este macizo -Llanos de Urrao-, existen varios niveles de depósitos fluvioglaciares producidos directamente por las aguas de deshielo de los glaciares y otros retrabajados por la acción fluvial moderna, pero un estudio cuidadoso de estos depósitos de las tierras bajas no ha sido aún realizado. A diferencia de otros macizos glaciares de la Cordillera Occidental, los depósitos de deriva glaciar preservados en el Páramo de Frontino, no mantuvieron sus morfologías originales lo cual hace muy difícil su estudio, 9
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clasificación y jerarquización. Sin embargo, pueden llegar a ocupar áreas extensas, aunque también son frecuentes como remanentes aislados y puntuales en su interior. Los campos de detritos depositados directamente por los glaciares y morrenas, por lo general, se presentan en la actualidad como áreas colinadas y boscosas que se ubican por debajo de los 3400 m, y descienden, al menos, hasta la cota 3000 m, en las desembocaduras de los valles glaciares. Un campo extenso se extiende hasta la cota 2900 m, en la confluencia de las partes terminales de los valles glaciares del río Urrao y de la quebrada El Bosque del Diablo y un caso idéntico ocurre entre los valles de las quebradas El Seno y Santa Bárbara, pero allí el campo de detritos desciende hasta la cota 2800 m. En caso de las quebradas La Congoja y La Mina cuyos nacimientos están ocupados por valles glaciares alpinos, los campos de morrenas se extienden valle abajo hasta las cotas 3000 y 2900 m.s.n.m., respectivamente. Un campo muy particular es el ubicado en El Cerro La Mosca entre las cotas 3800 y 3650 m.s.n.m., ya que se halla suspendido en las laderas del Churrumblún, con sus pendientes rectas y forma de abanico, podría corresponder a un resto de morrena lateral. El área de Llanogrande es un campo complejo con varias morrenas superpuestas y entre ellas morrenas de fondo, arcos morrénicos, campos de bloques erráticos (Figura 1C). En las planicies, en los valles glaciares, en las lomas y en las depresiones existen numerosos restos de morrenas aisladas y bloques erráticos, pero su correlación y clasificación es en extremo difícil ya que no conservan la forma de depositación original. Solo ocasionalmente, es reconocible su forma y posición geomorfológica correcta, como un arco morrénico frontal o como recubrimientos de rocas aborregadas. 10
Sin embargo, de las observaciones de campo es posible separar estos restos morrenicos en tres tipos diferentes de acuerdo con su constitución interna: las más antiguas están muy endurecidas, su matriz es grisácea y los cantos tienen corteza de meteorización. Para estas es irreconocible su morfología original y se encuentran restos muy dispersos en el páramo, especialmente en las planicies. Las que le siguen en juventud, se caracterizan por estar compactadas, su matriz es rojiza y los cantos no poseen corteza de meteorización conservando incluso el aristado original; de ellas, en algunos casos, es aún posible reconocer su morfología y posición dentro de las geoformas, siendo comunes en los pisos de los grandes valles. Por último, las morrenas jóvenes carecen de consolidación y tanto los cantos como la matriz conservan su aspecto moderno, su morfología original es aún reconocible aunque son de pequeñas dimensiones. LAS GLACIACIONES Las evidencias de glaciaciones en el Páramo de Frontino no es posible ubicarlas en un único evento glacial, tal como lo han argumentado Zuluaga y Mattson (1981), al invocar las glaciaciones Wurm y Riss. De acuerdo con el modelo sintético de Brunnschweiler (1981), la línea de nieve durante el máximo del último glacial en Colombia estuvo en 3800 m y por lo tanto, solo la parte más alta de la Cuchilla Campanas y El Cerro la Mosca habrían tenido hielo permanente. Sin embargo, estas áreas son pequeñas para generar lenguas glaciares significativas y de acuerdo con este hecho solo los valles glaciares alpinos podrían haber sido generados por esta glaciación. Esta es la más joven de las glaciaciones siendo de tipo valle glacial alpino y sus circos se localizan arriba de los 3600 m. El relieve aristado típico del anidamiento de circos, se presenta en los
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nacimientos de los ríos Urrao y Saladito y sus morrenas se distinguen por carecer de consolidación, ser de poca altura y conservar su morfología original de depósito. Las lenguas glaciares no descienden abajo de 3400 m, y se encuentran confinadas a geoformas de mayor tamaño y antigüedad. Localmente, ha sido llamada Glaciación de Urrao (Parra, 1991). De otro lado, los grandes valles glaciares que se desprenden desde las planicies y cuyos restos morrenicos logran llegar ocasionalmente hasta la cota 2800 m.s.n.m., requieren de la ocurrencia de una glaciación mayor, capaz de generar potentes y extensos mantos de hielo, por lo menos del tipo casquete glaciar de montaña, y con capacidad de cubrir las planicies y convertirlas en zonas de alimentación de los glaciares. Los remanentes de morrenas meteorizadas y de otras endurecidas y la compleja geometría de los grandes valles glaciares hablan a favor de al menos, dos glaciaciones adicionales del tipo casquete. En Parra (1991), los restos de morrenas endurecidas se han asignado a la penúltima glaciación o Riss, localmente denominada Churrumblún y aquellas morrenas meteorizadas y cuyos cantos poseen un anillo de meteorización, se asignaron a otra glaciación aun más antigua que la Riss, denominada localmente glaciación de Puente Largo. En las laderas de los valles aluviales que rodean al Páramo de Frontino se preservan evidencias claras de tres niveles de abrasión a diferentes cotas, lo que esta en consonancia con las tres glaciaciones postuladas para la parte alta del páramo. Sin embargo, no hay aún suficiente información para establecer una cronología absoluta o detalles internos de estos eventos.
OTROS ASPECTOS RELACIONADOS CON EL PÁRAMO La cuenca hidrográfica de la quebrada Llano Grande La cuenca hidrográfica define el entorno de operación de los diversos fenómenos que más directamente afectan la depositación y, por tanto, su conocimiento es importante para fundamentar las interpretaciones deducidas del sedimento. El drenaje de la quebrada Llanogrande conforma una microcuenca, que lleva sus aguas al Río Riecito que finalmente aporta sus aguas al Río Penderisco y este último al Río Atrato (Figura 1D). La cuenca tiene forma casi circular y va desde los 3400 m, en su desembocadura hasta 3600 m, en sus nacimientos y es recorrida por un arroyo de caudal permanente en sentido sur norte al cual convergen el resto de escorrentías de la cuenca. La turbera de Llano Grande se localiza cerca a la parte terminal de este arroyo y consecuentemente es receptora de casi la totalidad del agua que capta la cuenca. A nivel fisiográfico, la quebrada se inicia en un pequeño pantano que hace parte de las planicies a 3600 m.s.n.m., y desciende hasta un segundo plano aborregado 50 m más abajo, para culminar en el pantano de Llano Grande a 3470 m, donde las transiciones entre estos planos constituyen laderas muy inclinadas y escarpes verticales. A nivel litológico la cuenca está totalmente desarrollada sobre rocas volcánicas y gruesos depósitos piroclásticos consolidados que se intercalan con lavas. En la cuenca existen varios depósitos sedimentarios, el más importante es la turbera de Llano Grande que ocupa casi un tercio del área total de ella, incluyendo un pequeño abanico aluvial en su parte Noroeste. Otras unidades de almacenamiento de sedimentos menores se encuentran en los nacimientos de los arroyos y en la parte media de la cuenca.
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Geomorfología del páramo de Frontino
La turbera de Llano Grande El blanco preferido de las perforaciones que se han realizado en el páramo de Frontino con fines paleoecológicos ha sido la cubeta de Llano Grande y por lo tanto esta geoforma amerita una descripción particular más detallada. Esta geoforma se sitúa en el extremo NE del páramo en la cota 3475 m y unos 100 m al sur de la casa de Llano Grande y será llamada Turbera de Llano Grande (Figura 1C). Su posición fisiográfica es muy importante ya que se halla en la planicie típica de la parte alta del páramo y a unos 200 m del límite con las empinadas vertientes propias de las laderas de una estructura ígneo-volcánica. Morfológicamente, la turbera, se localiza justamente en el contacto entre el piso y el costado occidental de un antiguo valle glaciar cuyo piso está constituido por colinas bajas aborregadas separadas entre si por depresiones lineales acompañadas de numerosas evidencias de erosión por hielo. El costado Occidental, es un escarpe rocoso y sus escombreras de bloques métricos alcanzan a penetrar pocos metros en la depresión. La turbera misma ocupa una profunda depresión labrada directamente sobre la roca volcánica por el hielo. Internamente la turbera de Llano Grande 2, se halla ocupada por vegetación hidrófila pero está rodeada de vegetación abierta de páramo. Sin embargo, a pocas decenas de metros hacia el occidente, se encuentran los bosques altoandinos continuos que suben por las laderas de este costado del volcán. Por el Oriente está en contacto inmediato con los fragmentos de bosque que penetran al interior del páramo y solo a través de tres estrechos corredores lineales, se pone en comunicación con la vegetación abierta y terrestre del páramo. Estudios paleoecológicos previos (Velásquez, 1999), han permitido demostrar 12
que la turbera de Llano Grande alberga uno de los registros sedimentarios más completos del Tardiglacial y Holoceno en Colombia y debido a su posición terminal de una microcuenca funciona como el sitio de acumulación final de los sedimentos aportados por la cuenca de drenaje. La Figura 5, muestra la morfometría de la turbera lo que permite derivar ciertos parámetros de gran importancia, como los volúmenes de sedimentos aportados y la forma del fondo. El mapa del basamento de la turbera, permite deducir que se trata de una cubeta excavada en roca con una forma de sombrero invertido con paredes laterales bastante graduales hasta los cuatro metros de profundidad y luego un cono de paredes muy empinadas hasta los 12.5 m en donde alcanza su máxima profundidad. Es bastante conocido que la perforación más representativa de una columna de sedimentos se obtiene de la parte más profunda de la cuenca, la cual se supone contiene el registro más completo y menos perturbado de la sedimentación. Aparte de las numerosas perforaciones exploratorias, sin extracción de núcleos, que se han realizado con el fin de determinar la morfometría de la cuenca, se han recuperado de allí siete núcleos completos (Llg-1 y Llg-2, Llg-3, Llg-4 y Llg5, Llg6 y Llg7, Figura 1E). El primer núcleo, Llg-1, fue recuperado con una sonda Dachnovsky pero los altos niveles de compresión y su posición intermedia en la cuenca solo permitieron recuperar algo más de 7m de sedimento y lograr una aproximación gruesa a la estratigrafía. Para las demás perforaciones se empleó una sonda rusa de cinco centímetros de diámetro y 50 cm de avance que no ocasiona distorsiones ni perdidas, obteniéndose un testigo o núcleo continuo. El núcleo Llano Grande 2, de 12.5 m de longitud está muy cercano al depocentro de la turbera, fue limpiado, medido, descrito, rotulado, fotografiado y
Parra et al.
segmentado en el campo a intervalos de 1cm. Está perforación es el principal objeto de estudio del páramo y en conjunto con las perforaciones complementarias Llano Grande 3, 4, 5, 6 y 7, permitirán construir la columna tipo compuesta de la turbera. CONSIDERACIONES FINALES La geomorfología de las altas montañas de los Andes puede ser descrita en el marco de tres subsistemas morfodinámicos que se suceden escalonadamente a lo largo del gradiente altitudinal. En montañas que se elevan por encima de los 3000 metros es posible reconocer un plano de truncamiento que alberga abundantes evidencias de actividad de los glaciares del pasado; en el caso del páramo de Frontino este plano se localiza a 3600 metros y alberga evidencias de al menos tres glaciaciones del pasado. La alta montaña por encima de los 2200 metros y por debajo de la afectación glaciar, carece de saprolitos y son los deslizamientos someros y sus depósitos de vertiente asociados los que controlan la morfodinámica. Los mantos de saprolito son persistentes y espesos por debajo de la cota 2200 metros y tanto las geoformas como la morfodinámica reflejan su existencia; por ejemplo allí existen remanentes de paisajes colinados de crestas equi-altitudinales labrados sobre el saprolito, que aun son objeto de controversia científica respecto a su origen. LITERATURA CITADA BRUNNSCHWEILER, D. 1981. Glacial and periglacial form systems of the colombian Quaternary. Revista CIAF. 6: 53-76. Bogotá. FLÓREZ, A. 1983. Transecto Tatamá, Cordillera Occidental. Aspectos climatológicos y geomorfológicos. 3. Análisis Geográficos. Instituto Geográfico Agustin Codazzi, (IGAC, Bogotá ).
FLÓREZ, A., 2005. Aspectos geomorfológicos del área del transecto Tatama. En: IGAC; La cordillera Occidental colombiana, Transecto Tatama, Estudios de ecosistemas tropoandinos n.6, pp.117-153. KHOBZI, J. 1981.Aspectos de geomorfológica, periglacial, glaciaria y fluvioglaciaria en las montañas tropicales húmedas norandinas, Geología Norandina, N. 3, pp.37-43. PARRA, L.N. 1991. Geología glacial del páramo de Frontino. Universidad Nacional de Colombia, Medellín. 44 p. (Inédito). PARRA, L.N. 1997. Geología y geomorfología de los Farallones del Citará, En CUADROS, T. (Coordinador), Reserva Natural Farallones del Citará, Estudios Biofìsicos y Socio-económicos preliminares, (Suroeste Antioqueño), Convenio Universidad Nacional-Corantioquia, pp. 64-81. PARRA, L.N. 1999. Morfodinámica de la Cordillera Occidental. En VELÁSQUEZ C.A., (Editor), Tardiglacial y Holoceno del Norte de la Cordillera Occidental de Colombia, Universidad Nacional, Medellín, Colombia, pp. 28-37. SCHEIBE, R. 1933. Geología del sur de Antioquia. Comp. Est. Geol. Oficiales de Colombia, Bogotá, p. 97-167. VAN DER HAMMEN, T. 2005. Algunas observaciones sobre la historia Cuaternaria Tardía del macizo Tatama. En: La cordillera Occidental colombiana, Transecto Tatama, Estudios de ecosistemas tropoandinos n.6, pp.145-154, VELÁSQUEZ, C.A. 1999. Tardiglacial y Holoceno del Norte de la cordillera Occidental de Colombia, Colciencias, BID, Universidad Nacional, Medellín, Colombia, 236 p. ZULUAGA, J.E. & L. MATTSSON. 1981. Glaciaciones en la Cordillera Occidental de Colombia, Páramo de Frontino, Departamento de Antioquia. Revista CIAF. 6: 639-654.
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Geomorfología del páramo de Frontino
Anexo 1. Técnicas de Mapeo. Los mapas presentados en este capitulo, se han obtenidos empleando técnicas informáticas avanzadas que son brevemente bosquejadas en el presente anexo y cuya descripción completa no es posible por ser extensas y complejas. El mapa del norte de Sudamérica, fue creado a partir del modelo de elevación digital del terreno GTOPO30 producido por el servicio geológico americano (USGS) en 1996 con una resolución horizontal cercana a un kilómetro, empleando el sistema de información geográfico ERMAPPER para resaltar las cotas menores de 1000 m, entre 1000 y 3100 m y más de 3100 m. Estos contornos fueron convertidos a polígonos y coloreados con los programas SURFER y DIDGER. El mapa general y de coberturas vegetales de la parte alta del páramo de Frontino es un modelo de elevación digital del terreno con un mapa vectorial superpuesto y fue producido con los programas DIDGER y SURFER a partir de la plancha 129-IV-C de escala 1:25000 del IGAC. Se ha realizado una fotointerpretación de las fotos aéreas del páramo para resaltar y corregir las coberturas vegetales. El mapa de la microcuenca de la Turbera Llano Grande 2, es el más complejo de todos debido a su pequeño tamaño y fue producido digitalizando un segmento del ortofotomapa del páramo. El ortofotomapa inicial fue producido con el SIG ERMAPPER a partir de la plancha 129-IV-C digitalizada y de un mosaico de varias fotos que cubren el páramo de propiedad del IGAC. Sobre el segmento del ortofotomapa que cubre la microcuenca se realizó una fotointerpretación con verificación de campo, para definir el límite de la cuenca, los depósitos sedimentarios, las coberturas vegetales y los drenajes. El paso final fue digitalizar estos límites y producir el mapa con los programas SURFER y DIDGER. En el caso del mapa de isolíneas de profundidad de la turbera de Llano Grande, fue necesario en el campo realizar un par de transversales ortogonales de longitud conocida y con el eje mayor orientado norte-sur en las cuales a intervalos regulares se ejecutaron perforaciones con un punzón metálico sin recuperación de núcleo. La punta de la sonda se introduce hasta tocar el fondo y se anota la profundidad alcanzada. A partir de estos datos y empleando algoritmos de interpolación tipo kriging (Programa SURFER), se ha derivado la morfología original del fondo de la cubeta.
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