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Master Thesis ǀ Tesis de Maestría submitted within the UNIGIS MSc programme presentada para el Programa UNIGIS MSc at/en Interfaculty Department of Geoinformatics- Z_GIS Departamento de Geomática – Z_GIS University of Salzburg ǀ Universidad de Salzburg

Análisis morfoneotectónico de la serranía de San Lucas - Colombia mediante índices morfométricos Morphoneotectonic analysis of the San Lucas mountain range - Colombia using morphometric indexes por

Nelson Ricardo López Herrera 01423623 A thesis submitted in partial fulfilment of the requirements of the degree of Master of Science (Geographical Information Science & Systems) – MSc (GIS)

Colombia, 3 de Julio de 2018

Compromiso de Ciencia Por medio del presente documento, incluyendo mi firma personal certifico y aseguro que mi tesis es completamente el resultado de mi propio trabajo. He citado todas las fuentes que he usado en mi tesis y en todos los casos he indicado su origen.

(Bucaramanga, 3 de Julio de 2018)

(Firma)

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Resumen La actividad tectónica reciente de una región suele verse representada por un conjunto de geoformas que pueden permitir estimar el grado relativo de actividad tectónica. Estos rasgos geomorfológicos se expresan a diferentes escalas y por ello es necesario estudiarlos mediante técnicas remotas y de campo. Los SIG y la teledetección han sido ampliamente utilizados en estudios geomorfológicos en áreas extensas, permitiendo identificar áreas de interés para estudios posteriores de mayor detalle.

En este estudio se investiga el grado de actividad tectónica en la Serranía de San Lucas – Colombia y se propone una metodología basada en el cálculo de 8 índices morfotectónicos, la normalización de sus valores entre 0 y 1 y el promedio para obtener el Índice de Actividad Tectónica Relativa Normalizada (IATRN). Los índices factor de asimetría de la cuenca (Af), la amplitud del relieve (Ar), la relación de forma de la cuenca (Bs), la densidad de fallas geológicas y lineamientos (Dfgl_lmt), la densidad de knickpoints (Dnick), la integral hipsométrica (HI), el índice de verticalidad normalizado del drenaje (ksn) y la sinuosidad del frente montañoso (Smf) fueron generados a partir del procesamiento de un modelo digital de elevación ALOS-PALSAR con resolución de 12.5m. Los knickpoints y el índice ksn fueron obtenido a través del análisis de los perfiles longitudinales de los ríos y el análisis slope-area.

Los resultados obtenidos del índice IATRN fueron clasificados en 3 categorías: Baja actividad, correspondiente al 52% del área estudiada y presenta en los alrededores de la serranía. Moderada actividad: Corresponde al 29% de la zona y se localiza principalmente en la parte central de la serranía y el SE. Alta actividad: Concierne al 19% del área y se localiza en los márgenes de la serranía.

Palabras clave: Índices morfotectónicos, serranía de San Lucas, morfotectónica; grado relativo de actividad tectónica, IATRN.

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Abstract The recent tectonic activity of a region is usually represented by a set of geoforms that can allow to estimate the relative degree of tectonic activity. These geomorphological features are expressed at different scales and therefore it is necessary to study them using remote and field techniques. GIS and remote sensing have been widely used in geomorphological studies in large areas, allowing the identification of areas of interest for later studies of greater detail.

This study investigates the degree of tectonic activity in the San Lucas range - Colombia and proposes a methodology based on the calculation of 8 morphotectonic indices, the normalization of their values between 0 and 1 and the average to obtain the Activity Index.

Relative Normalized Tectonic (IATRN). The asymmetry factor indices of the basin (Af), the amplitude of the relief (Ar), the relationship of shape of the basin (Bs), the density of geological faults and lineaments (Dfgl_lmt), the density of knickpoints (Dnick), the hypsometric integral (HI), the standardized verticality index of the drainage (ksn) and the sinuosity of the mountainous front (Smf) were generated from the processing of a digital elevation model ALOS-PALSAR with a resolution of 12.5m. The knickpoints and the ksn index were obtained through the analysis of the longitudinal profiles of the rivers and the slope-area analysis.

The results obtained from the IATRN index were classified into 3 categories: Low activity, corresponding to 52% of the area studied and presented in the surroundings of the mountains.

Moderate activity: corresponds to 29% of the area and is located mainly in the central part of the mountainous area and the SE. High activity: concerns 19% of the area and is located on the margins of the mountains.

Keywords: Morphotectonic indices, San Lucas range, morphoneotectonics; relative degree of tectonic activity, IATRN.

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Tabla de contenido 1.

2.

Introducción ................................................................................................................. 17 1.1.

Antecedentes........................................................................................................ 17

1.2.

Objetivos.............................................................................................................. 23

1.2.1.

Objetivo General.......................................................................................... 23

1.2.2.

Objetivos Específicos .................................................................................. 23

1.3.

Preguntas de Investigación .................................................................................. 24

1.4.

Hipótesis .............................................................................................................. 24

1.5.

Justificación ......................................................................................................... 24

1.6.

Alcance ................................................................................................................ 25

Marco teórico ............................................................................................................... 26 2.1.

Análisis del perfil longitudinal de ríos (Stream Profile Analysis) ....................... 27

2.2.

Knickpoints-Knickzones – Puntos de inflexión ................................................... 30

2.3. Índice de Hack o SL (Longitud de Corriente – Gradiente de Corriente), Índice SL normalizado (SLk) - Stream Length–Gradient Index ...................................................... 32 2.4.

Análisis Pendiente-Área (Slope - Area Plot) ....................................................... 35

2.5.

Índice de concavidad - Concavity index .............................................................. 38

2.6. Índice de verticalidad - channel steepness index (ks) e índice de verticalidad normalizado (ksn) ............................................................................................................ 39 2.7.

Amplitud del relieve (Ar) .................................................................................... 40

2.8.

Factor de asimetría de la cuenca (Af) .................................................................. 41

2.9. Factor de simetría topográfica transversal - Transverse topographic symmetry factor (T-Factor) ............................................................................................................. 42 2.10. Curva e integral hipsométrica (HI) ...................................................................... 43 2.11. Sinuosidad del frente montañoso - Mountain front sinuosity (Smf) ................... 46 2.12.

(Vf)

Razón del ancho del piso y altura del valle - Valley floor width–valley height ratio 49

2.13. Relación de forma de la cuenca (Bs) ................................................................... 50 2.14. Índices de actividad tectónica relativa ................................................................. 51 2.14.1. Iat (Index active tectonic) ............................................................................ 52

3.

2.14.2.

IRTA (Index of Relative Tectonic Activity) ................................................. 53

2.14.3.

IATR (Índice de Actividad Tectónica Relativa).......................................... 53

2.14.4.

NLDI (Neotectonic Landscape Deformation Index) ................................... 54

Metodología ................................................................................................................. 55 3.1.

Aspectos Generales del Área de Estudio ............................................................. 55

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3.2.

Marco Geológico ................................................................................................. 56

3.2.1.

Unidades geológicas .................................................................................... 58

3.2.2.

Geología estructural ..................................................................................... 62

3.3.

Flujograma ........................................................................................................... 64

3.4.

Datos utilizados ................................................................................................... 65

3.5.

Red de Drenaje y Cuencas Hidrográficas ............................................................ 66

3.6.

Índices Morfométricos utilizados ........................................................................ 67

3.7. Método de cálculo y clasificación del Índice de Actividad Tectónica Relativa Normalizado (IATRN) .................................................................................................... 69 4.

Resultados.................................................................................................................... 72 4.1.

Curva e integral hipsométrica (HI) ...................................................................... 72

4.2.

Sinuosidad del frente montañoso (Smf) .............................................................. 74

4.3.

Índice Relación de forma de la cuenca (Bs) ........................................................ 76

4.4.

Índice Amplitud del Relieva (Ar) ........................................................................ 76

4.5.

Densidad de Knickpoints ..................................................................................... 77

4.6.

Densidad de lineamientos y fallas ....................................................................... 78

4.7.

Índice de verticalidad normalizado del drenaje (ksn) .......................................... 78

4.8.

Índice factor de asimetría de la cuenca (Af) ........................................................ 80

4.9.

Índice de actividad tectónica normalizado .......................................................... 81

4.10. Perfiles longitudinales de los ríos – análisis Slope-Area ..................................... 85 5.

Discusión de Resultados .............................................................................................. 89 5.1.

Curva e Integral Hipsométrica (HI) ..................................................................... 89

5.2.

Perfiles longitudinales de los ríos y densidad de knickpoints (Dnick) ................ 90

5.3.

Índice Factor de asimetría (Af) ............................................................................ 98

5.4.

Índice Sinuosidad del frente montañosos (Smf) ................................................ 100

5.5.

Índice de verticalidad del drenaje normalizado (ksn) ........................................ 101

5.6.

Índice Amplitud del relieve (Ar) ....................................................................... 102

5.7.

Índice Dfgl_lmt ................................................................................................. 103

5.8.

Índice de Actividad Tectónica Relativa Normalizado (IATRN) ....................... 104

5.9.

Respuestas a las preguntas de investigación...................................................... 110

5.10 Evaluación de la hipótesis de investigación .......................................................... 111 6. Conclusiones.............................................................................................................. 112 Referencias ........................................................................................................................ 115 Anexo A. Perfiles longitudinales de los ríos ..................................................................... 135

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Símbolos y Abreviaturas θ:

Índice de concavidad

θref:

Índice de concavidad de referencia

Af:

Asymmetry factor - Factor de asimetría de la cuenca

AHP:

Analytic Hierarchy Process - Proceso de Análisis Jerárquico

ANOVA:

Analysis of variance - Análisis de varianza

Ald:

Altura de la divisoria de aguas del valle a mano izquierda mirando hacia el sentido del flujo

ALOS

Satélite Advance Land Observation de la Agencia de Exploración Aeroespacial Japonesa

Ard:

Altura de la divisoria de aguas del valle a mano derecha mirando hacia el sentido del flujo

Asc:

Altura del drenaje

ASTER:

Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer

Bs:

Index of drainage basin shape – índice de la forma de la cuenca

Bl:

Longitud de la cuenca de drenaje medida desde su boca hasta la divisoria de aguas más distante

Bw:

Ancho de la cuenca medido en su eje más corto, en el lugar más ancho

Ci:

Concavity index – Índice de concavidad

CG:

Contacto Geológico

DANE:

Departamento Administrativo Nacional de Estadística

Dfgl_lmt:

Índice morfotectónico Densidad de fallas y lineamientos

Dnick:

Índice morfotectónico Densidad de nickpoints

Ec.:

Ecuación

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Fgl:

Falla geológica

GIS/SIG:

Geographical Information System - Sistemas de Información Geográfica

GPS:

Global Positioning System

HI:

Hypsometric integral – Integral hipsométrica

Iat:

Índice de actividad tectónica

IATR:

Índice de Actividad Tectónica Relativa

IATRN:

Índice de Actividad Tectónica Relativa Normalizado

IGAC:

Instituto Geográfico Agustín Codazzi

IRTA:

Index of Relative Tectonic Activity

JAXA:

Agencia de Exploración Aeroespacial Japonesa

KET:

Knickzone Extraction Tool

Km2:

Kilómetros cuadrados

ks:

Steepness index - Índice de verticalidad

ksn:

Normalized steepness index - Índice de verticalidad normalizado

LISA:

local indicators of spatial association

MASC:

Mean axial slope channel – Pendiente axial promedio del canal

MDE–DEM: Modelo Digital de Elevación – Digital Elevation Model m.s.n.m:

metros sobre el nivel del mar

NLDI:

Neotectonic Landscape Deformation Index – Índice de Deformación Neotectónica del Paisaje

PALSAR:

Sensor Phased Array L-band Synthetic Aperture Radar del satélite ALOS

SGC:

Servicio Geológico Colombiano

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Smf:

Sinuosity mountain front – Sinuosidad del frente montañoso

RDE:

Relação Declividade-Extensão de curso, traducción al portugués del índice SL

SL:

Stream Length index - índice de Hack

SRTM:

Shuttle Radar Topography Mission

STD:

Rugosidad del terreno, medida como la desviación estándar en la altura

TIN:

Triangulated Irregular Net – Red de Triángulos Irregulares

Vf:

Razón del ancho del piso y altura del valle

WLC:

Weighted Linear Combination - Combinación Lineal Ponderada

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Lista de Figuras Figura 1 Diagrama explicativo de los conceptos de actividad y peligrosidad de una falla geológica.............................................................................................................................. 18 Figura 2 Factores involucrados en el riesgo sísmico ........................................................... 19 Figura 3 Formas simplificadas del ciclo de deformación tectónica .................................... 20 Figura 4 Rango de observación según la disciplina ............................................................ 22 Figura 5 Efecto combinado del levantamiento tectónico y la erosión sobre el terreno ....... 27 Figura 6 Factores que influencia el desarrollo de los perfiles longitudinales de los ríos .... 28 Figura 7 Tipos principales de perfiles longitudinales de ríos según Hovius (2000) y Seidl et al. (1994).............................................................................................................................. 29 Figura 8 Perfil longitudinal del Río de Peixe, en la izquierda con escala aritmética y en la derecha en escala semi logarítmica en el eje de la distancia ............................................... 31 Figura 9 Principales mecanismos de formación de los Knickpoints ................................... 32 Figura 10 Distribución espacial de los knickpoints ............................................................. 32 Figura 11 Forma idealizada de un perfil longitudinal de un río en equilibro y parámetros para calcular el índice SL. ........................................................................................................... 34 Figura 12 Ejemplo del índice SL en perfiles longitudinales de ríos con formas rectas por tramos en escala semilogarítmica de altura vs longitud ...................................................... 34 Figura 13 Influencia de la forma de la cuenca en el índice SL de Hack ............................. 35 Figura 14 Efecto de los flujos de escombros en el diagrama slope-area ............................ 37 Figura 15 knickpoints en diagramas elevación vs distancia y Logaritmo de la pendiente vs Logaritmo del área de drenaje ............................................................................................. 37 Figura 16 Comparación entre perfiles longitudinales slope-area, A) Montañas San Gabriel, B) Colinas Siwalik-Nepal .................................................................................................... 38 Figura 17 Ejemplo de un mapa del índice ksn medido en los principales drenajes ............ 40 Figura 18 Esquema representando un bloque basculado en el cual se ha desarrollado una cuenca asimétrica ................................................................................................................. 41 Figura 19 a) Parámetros para calcular el índice T-factor, b) las flechas rojas indican los vectores entre la línea media de la cuenca y el cauce principal, c) diagrama polar con los vectores proyectados (puntos negros), el punto rojo representa el vector medio. ............... 43

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Figura 20 Representación esquemática de los parámetros para construir la curva hipsométrica ........................................................................................................................ 45 Figura 21 a) Curva hipsométrica e integral hipsométrica (HI), b) cambios producidos en la curva hipsométrica debidos a ciclos tectónicos y erosivos recurrentes ............................... 45 Figura 22 Diagrama esquemático mostrando la forma de medir la integral hipsométrica en una grilla regular.................................................................................................................. 46 Figura 23 Ejemplo del trazado del frente montañoso y de la falla que delimita la montaña para el cálculo del Smf. Q2b Q2c Q3 y Q4 indican abanicos ............................................. 47 Figura 24 Trazado de Lj y Ls en un frente montañoso inactivo. Las líneas blancas indican el perímetro de los inselbergs .................................................................................................. 48 Figura 25 Medidas para el cálculo del índice Vf Asúmase que el flujo va en sentido del observador. .......................................................................................................................... 49 Figura 26 Diagrama esquemático mostrando los parámetros necesarios para calcular el índice BS ............................................................................................................................. 51 Figura 27 Clasificación del IATR y los índices morfotectónicos individuales ................... 54 Figura 28 Localización del área de estudio delimitada en color rojo .................................. 56 Figura 29 Mapa neotectónico del norte de los Andes. SLR: Serranía de San Lucas, PR: Serranía del Perijá, MB: Bloque Maracaibo, CC: Cordillera Central, BC: Bloque Chocó, MA: Andes de Mérida, SM: Macizo de Santander, RFS: Sistema de Fallas de Romeral. Las flechas negras indican la dirección y la velocidad de desplazamiento de las placas tectónicas ............................................................................................................................................. 57 Figura 30 Diagrama esquemático mostrando las principales estructuras relacionadas a la serranía de San Lucas y alrededores .................................................................................... 58 Figura 31 Mapa geológico de Colombia a escala 1:1,000,000, sector serranía de San Lucas UC: Unidades Cronoestratigráficas ..................................................................................... 62 Figura 32 Principales fallas geológicas en el área de estudio según el mapa geológico de Colombia a escala 1:1,100,000 versión 2015 ...................................................................... 64 Figura 33 Diagrama metodológico ...................................................................................... 64 Figura 34 Comparación de perfiles longitudinales de ríos obtenidos por técnicas de campo, manuales y con el uso de un MDE ...................................................................................... 66 Figura 35 Cuencas hidrográficas y principales ríos seleccionados para el estudio ............. 66 Figura 36 Mapa de valores de la integral hipsométrica (HI) ............................................... 72 Figura 37 Curvas hipsométricas A) tipo cóncavas, B) tipo rectas, C) tipo complejas, D) tipo convexas (cuencas 18, 19, 24, 25, 46, 47) ........................................................................... 73

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Figura 38 Resultado del cálculo del índice Smf en 18 tramos alrededor de la serranía de San Lucas .................................................................................................................................... 75 Figura 39 Índice Smf reclasificado según los intervalos sugeridos por Keller y Pinter (1996) ............................................................................................................................................. 75 Figura 40 Mapa de distribución del índice Bs ..................................................................... 76 Figura 41 Mapa de distribución del índice Ar ..................................................................... 77 Figura 42 Mapa de densidad de knickpoints ........................................................................ 77 Figura 43 Mapa de densidad de lineamientos y fallas (índice Dfgl_lmt) ............................ 78 Figura 44 Mapa de los drenajes según el índice ksn ........................................................... 79 Figura 45 Mapa del índice ksn interpolado ......................................................................... 79 Figura 46 Cuencas divididas por el drenaje principal para medir el índice Af ................... 80 Figura 47 Mapa de distribución del índice Af ..................................................................... 81 Figura 48 Mapa del IATRN sin reclasificar ........................................................................ 82 Figura 49 Mapa del índice IATRN con las curvas de isovalor cada 0.1 ............................. 82 Figura 50 Mapa de zonificación mediante el índice IATRN con la división políticoadministrativa a nivel municipal.......................................................................................... 83 Figura 51 Mapa de los ríos analizados. Los puntos amarillos muestran la localización del nacimiento de cada río ......................................................................................................... 85 Figura 52 Ejemplo de los perfiles tipo cóncavos. En la parte superior el perfil longitudinal número 1, en la imagen inferior el perfil slope-area. .......................................................... 87 Figura 53 Ejemplo de los perfiles cóncavos-convexos (tipo B). Perfil longitudinal número 70, en la imagen inferior el perfil slope-area. ..................................................................... 87 Figura 54 Ejemplo de los perfiles lineales. Perfil longitudinal número 42, en la imagen inferior el perfil slope-area. Ac: área crítica ....................................................................... 88 Figura 55 Ejemplo de los perfiles tipo complejos. Perfil longitudinal número 46, en la imagen inferior el perfil slope-area. .................................................................................... 88 Figura 56 Perfil longitudinal del río 76 y en el recuadro interior el diagrama slope-area .. 91 Figura 57 Perfil longitudinal del río 36. Ac= área crítica .................................................... 92 Figura 58 Comparación de mapas de densidad de knickpoints (K.) alternativos ................ 93 Figura 59 Mapa de la distribución de los knickpoints (cuadrados y estrellas) clasificados según su tipo y su cercanía con fallas (Fgl), lineamientos (lmt) o contactos geológicos (CG).

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Leyenda geológica en la Figura 31. Geología tomada y adaptada del Mapa Geológico de Colombia a escala 1:1,000,000 ............................................................................................ 95 Figura 60 Detalle de trazado de la Falla El Bagre y los knickpoints (cuadrados y estrellas rojas) en su trazo. Geología tomada y adaptada del Mapa Geológico de Colombia a escala 1:1,000,000 .......................................................................................................................... 95 Figura 61 Perfiles longitudinales de los ríos 49 y 69. Localización de los perfiles en la Figura 51 ......................................................................................................................................... 96 Figura 62 Detalle del trazo de la falla Resbalón. Fgl_lmt: knickpoints cercanos a fallas geológicas y lineamientos, CG: knickpoints cercanos a contactos geológicos. Geología tomada y adaptada del Mapa Geológico de Colombia a escala 1:1,000,000 ...................... 97 Figura 63 Perfiles longitudinales de los ríos 40, 42 y 44 con evidencia de actividad neotectónica en la falla Resbalón ........................................................................................ 97 Figura 64 Cálculo del índice Af en la cuenca 49 con respecto a dos drenajes distintos. Las flechas indican la dirección de basculamiento inferida. Af*: Af medido según el método sugerido por Pérez-Peña et al. (2010) .................................................................................. 99 Figura 65 Cuenca 62 con las posibles direcciones de basculamiento (flechas negras) si se hubiese medido el índice Af .............................................................................................. 100 Figura 66 Mapa del índice ksn interpolado. Las flechas rojas indican el cambio de 90 grados en la dirección del río 76 ................................................................................................... 101 Figura 67 Mapa del índice Ar normalizado entre 0 y 1 medido en grillas 2x2 Km, 4x4 Km y 8x8 Km .............................................................................................................................. 102 Figura 68 Detalle del mapa del índice Dfgl_lmt ............................................................... 103 Figura 69 Zonificación de la actividad tectónica relativa mediante el índice IATRN clasificado de 4 formas distintas. En verde la categoría Baja actividad, en amarillo Moderada actividad, en rojo Alta actividad. ....................................................................................... 105 Figura 70 Mapa de zonificación de la actividad tectónica relativa mediante el índice IATRN junto con los mapas de los índices morfotectónicos individuales clasificados por el método Natural Breaks................................................................................................................... 108 Figura 71 Mapas del IATRN sin clasificar y sus medidas de dispersión (DesvStd: Desviación estándar)............................................................................................................................. 109

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Lista de Tablas Tabla 1 Calificación según Keller y Pinter (1996) y Bull y McFadden (1977) del grado de actividad tectónica según el índice Smf .............................................................................. 48 Tabla 2 Método de clasificación del índice Iat .................................................................... 52 Tabla 3 Comparación de los distintos índices de actividad tectónica relativa según los parámetros utilizados ........................................................................................................... 70 Tabla 4 Resultado del índice HI y la curva hipsométrica .................................................... 74 Tabla 5 Área en porcentaje de cada municipio por categoría de actividad tectónica relativa ............................................................................................................................................. 84 Tabla 6 Clasificación de los perfiles longitudinales de los ríos según su forma ................. 85 Tabla 7 Matriz de correlación de los índices morfotectónicos utilizados en el IATRN ... 107

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1. Introducción La actividad tectónica reciente de una región suele verse representada por un conjunto de geoformas que pueden permitir estimar el grado relativo de actividad tectónica (Panizza, 1991). Estos rasgos geomorfológicos se expresan a diferentes escalas y por ello es necesario estudiarlos mediante técnicas remotas y de campo. Los SIG y la teledetección han sido ampliamente utilizados en estudios geomorfológicos en áreas extensas, permitiendo identificar áreas de interés para estudios posteriores de mayor detalle (e.g. Andreani, Stanek, Gloaguen, Krentz y Domínguez-González, 2014).

Esta investigación pretende estudiar la serranía de San Lucas – Colombia en busca de indicios de actividad tectónica reciente que permitan estimar el grado relativo de actividad tectónica de la región. Para esto se realiza una cartografía morfotectónica y se calcula e interpreta índices morfométricos a partir de modelos digitales de elevación.

1.1. Antecedentes Como producto de la necesidad de la sociedad por evaluar la probabilidad y severidad de los sismos, han surgido varias disciplinas como la paleosismología (McCalpin, 1996), las sismología histórica, arqueosismología, la sismología instrumental, cada una con sus ventajas y limitaciones, esto se debe a la naturaleza compleja de los sismos (Caputo y Helly, 2008).

Las fallas activas son aquellas de las cuales se espera que puedan presentar desplazamiento en un tiempo en el cual puedan afectar a los humanos (Wallace, 1981). Sin embargo, la actividad de una falla no siempre se relaciona directamente con su peligrosidad, ya que esta última también depende del potencial sismogénico, de la magnitud máxima probable y el intervalo de recurrencia (i.e. el tiempo entre eventos sísmicos) (Panizza, 1991). Siendo así, una falla que ha presentado desplazamiento recientemente y tiene un periodo de recurrencia muy alto, representaría una falla menos peligrosa que otra con el mismo intervalo de recurrencia y cuyo último evento sísmico asociado se haya producido mucho tiempo antes que la primera falla considerada (Costa et al., 2016). Esto se representa en la Figura 1 en la cual se observa en una línea temporal el rango de actividad de tres fallas (flechas rojas), en

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cada una se representa con una estrella amarilla la ocurrencia de un sismo. Nótese la alta frecuencia de sismos (corto periodo de recurrencia) en la primera falla, por el contrario, las fallas A y B tienen un periodo de recurrencia mayor que la primera falla pero igual entre ellas. La falla A generó un sismo hace menos de 500 años y se espera que el próximo tarde en ocurrir mucho más de 500 años. Por su parte, la falla B presentó un evento sísmico hace más de 500 años y se espera que el próximo sismo sea en cien años. En este escenario, la falla B representaría un riesgo mayor.

Figura 1 Diagrama explicativo de los conceptos de actividad y peligrosidad de una falla geológica (Costa et al., 2016)

El periodo de recurrencia puede variar enormemente dependiendo del contexto tectónico; por ejemplo: La falla de San Andrés en Norteamérica (falla rumbo deslizante en zona interplacas) puede presentar intervalos de recurrencia de 10 a 200 años según Wallace (1981, p. 209). Por su parte la falla Wasatch (falla normal intraplaca en el occidente de los Estados Unidos) presenta un intervalo de recurrencia entre 1,500 y 2,000 años según Machette, Personius, Nelson y Schwartz (1989) o 400 a 666 años según Schwartz (1984). Otro ejemplo es el arco de islas de Vanuatu en el cual Taylor, Edwards, Wasserburg y Frohlich (1990) calcularon intervalos de recurrencia que varían desde 51 a 422 años dependiendo del sector, apoyados por dataciones en cuerpos arrecifales. Debido a que las tasas de deformación en zonas interplaca son mucho mayores que en zonas intraplaca, las fallas interplacas presentan intervalos de recurrencia más cortos (alrededor de centenas de años) mientras que las fallas intraplaca pueden presentar periodos mucho más largos (Kato, 2009), hasta de varios miles de años según Wallace (1981).

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Evaluar la amenaza sísmica de una región es una tarea muy compleja y requiere de múltiples disciplinas y técnicas que permitan evaluar los factores asociados en distintas escalas espaciales y temporales para que de esta forma se obtengan resultados con menor incertidumbre (Caputo y Helly, 2008; Panizza, 1991; Panizza, Castaldini, Bollettinary, Carton y Mantonvani, 1987).

Según Panizza (1991) el riesgo sísmico es función de la amenaza sísmica, la susceptibilidad sísmica y la vulnerabilidad, cada factor involucra varios aspectos, tanto físicos como socioculturales (Figura 2). Es por esto que un estudio de riesgo sísmico debe ser realizado de forma multidisciplinar para poder vislumbrar todos los aspectos relacionados con la problemática.

Figura 2 Factores involucrados en el riesgo sísmico (Panizza, 1991, p. 13)

Aunque la sismicidad es la principal y más evidente manifestación de actividad tectónica en una región, Slemmons, Engdahl, Zoback y Blackwell (1991) señalaron que la deformación neotectónica no es causada automáticamente por la sismicidad y que las estructuras neotectónicas pueden ya no estar activas. Esto se debe a que la deformación neotectónica (e.g. levantamiento, subsidencia, basculamiento, desplazamiento, etc.) puede darse de forma muy lenta y continua en ausencia de sismicidad (deformación intersísmica y postsímica) o, manifestarse de forma abrupta y periódica asociada a sismos (deformación cosísmica) (Figura 3). Esto se debe al comportamiento elástico de la corteza terrestre y al comportamiento viscoelástico del manto sobre el cual se deslizan las placas tectónicas (Dixon, Norabuena y Hotaling, 2003; Wang, Hu y He, 2012).

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Figura 3 Formas simplificadas del ciclo de deformación tectónica (Thatcher, 1993, p. 20)

La sismología por sí sola está limitada hacia el pasado por el momento de la instalación de los instrumentos necesarios para el registro de los eventos símicos (i.e. sismógrafos, acelerógrafos, estaciones GPS etc.), los cuales, en el caso de Colombia, fueron por primera vez instalados durante el año de 1941 con la fundación del Instituto Geofísico de los Andes Colombianos, adscrita a la Pontificia Universidad Javeriana.

Por su parte, la sismicidad histórica puede aportar información anterior a la sismología instrumental, proveniente de anotaciones o registros personales, principalmente de historiadores, que datan desde tiempos coloniales. Esta información ha permitido estudios en temas como: “La zona de influencia sísmica, las fuentes sismogénicas, la propagación de la energía sísmica, la recurrencia de sismos y los efectos locales e inducidos” (Espinosa, 2003, p. 271). En la aplicación web Sismicidad Histórica de Colombia del Servicio Geológico Colombiano (http://sish.sgc.gov.co/visor/) el evento sísmico más antiguo del cual se tiene registro fue el ocurrido el 16 de enero del año 1644, acontecido en el municipio de Pamplona al NE de Colombia.

Según Wallace (1981) la paleosismología es una disciplina que estudia la ubicación, edad y tamaño de terremotos prehistóricos, centrándose en la deformación casi instantánea registrada en los sedimentos y la geomorfología durante terremotos individuales (Allen, 1986). A través de la paleosismología se puede llegar a conocer fallas sismogénicas con un intervalo de recurrencia muy largo que no serían posibles de identificar sólo mediante los

21

registros históricos (McCalpin, 1996). Si embargo, la evidencia utilizada por la paleosismología generalmente sólo es producida por los sismos con magnitud mayor 6.5 en la escala de Richter ya que sismos de menor magnitud no suelen generar deformaciones perdurables cerca de la superficie terrestre (McCalpin, 1996). De manera general, la evidencia paleosísmica puede ser dividida en: Evidencia geomorfológica, cuando es preservada en geoformas, y evidencia estratigráfica, cuando es registrada en depósitos y estructuras (McCalpin, 1996).

La neotectónica se encarga del estudio de la deformación reciente o activa de la corteza terrestre (tasas de deformación, geometría y cinemática) (Strecker, Hilley, Blisniuk y Reuther, 2009).

La morfoneotectónica (morpho-neotectonic) es una disciplina de las geociencias dedicada al estudio y evaluación de la actividad tectónica durante el cuaternario1, evidenciada en la geomorfología (Cavallin y Marchetti, 1995). Por lo tanto, se encuentra estrechamente relacionada con la neotectónica y la geomorfología tectónica. (Panizza et al., 1987), (Panizza, 1991), (Panizza, 1996). Una de las principales herramientas utilizadas en estudios morfotectónicos es el cálculo de índices morfométricos, los cuales miden características del terreno que se ven afectadas por la actividad tectónica (levantamiento, subsidencia, basculamiento, desplazamiento etc.) permitiendo inferir el grado relativo de actividad tectónica de una región.

En la Figura 4 se observan los rangos de tiempo estudiados por las distintas disciplinas que estudian los sismos y la magnitud potencialmente capaces de detectar. Nótese que la neotectónica abarca el mayor rango de tiempo entre las disciplinas que estudian la actividad sísmica y sus efectos.

1

Algunos autores (Obruchev (1948) citado en Pavlides (1989)) extienden este límite hasta la segunda mitad del terciario (aprox. 35 millones de años).

22

.

Figura 4 Rango de observación según la disciplina (Montes et al., 2004, p. 23)

Desde que los Modelos Digitales de Elevación (MDE) están ampliamente disponibles para prácticamente la totalidad del planeta Tierra, la popularidad de los SIG ha aumentado en las geociencias (e.g. Cornelius, Sear, Carver y Heywood, 1994; Gustavsson, Kolstrup y Seijmonsbergen, 2006; Mihai, Sandric y Chitu, 2008; Shahabi y Hashim, 2015; Siart, Bubenzer y Eitel, 2009; Slama, Deffontaines y Turki, 2015) dado su potencial en la visualización, procesamiento y análisis de datos. En el campo de la morfoneotectónica se han desarrollado metodologías y herramientas basadas en SIG para calcular índices morfométricos asociados con procesos tectónicos a partir de modelos digitales de elevación (e.g. Andreani, Gloaguen y Shahzad, 2014; Chen y Willett, 2016; Daxberger, Dalumpines, Scott y Riller, 2014; Pérez-Peña, 2009; Rahnama y Gloaguen, 2014a, 2014b; Shahzad y Gloaguen, 2011a, 2011b; Wobus et al., 2006).

Estudios morfoneotectónicos basados principalmente en el análisis de índices morfométricos calculados a partir de modelos digitales de elevación con la ayuda de herramientas SIG han sido realizados en España (Silva, Goy, Zazo y Bardajı,́ 2003), Costa Rica (Wells et al., 1988), Grecia (Zovoili, Konstantinidi y Koukouvelas, 2004), Estados Unidos (Figueroa y Knott, 2010), Irán (Faghih, Nourbakhsh y Kusky, 2015; Saberi, Pourkermani, Nadimi y Asadi, 2014), Turquía (Usta, 2015), Alemania y República Checa (Andreani, Stanek et al., 2014).

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Algunos de los estudios morfotectónicos con el uso de índices morfométricos realizados en Colombia son los elaborados por Botero, García, Hernández, Sepúlveda y Torres (2005) quienes analizaron el frente montañoso occidental de la Cordillera Central en el municipio del Quindío. Oviedo (2015) estudió la actividad tectónica asociada al Sistema de fallas del Zulia en el departamento de Norte de Santander. Cuéllar-Cárdenas, Palechor-Benavidez, López-Isaza y Osorio-Naranjo (2015) analizaron el Altiplano de Popayán en el departamento del Cauca mediante el Índice de Actividad Tectónica Relativa (IATR). El Servicio Geológico Colombiano y Corporación Autónoma del Tolima (2016) realizaron la zonificación de la amenaza por movimientos en masa en el municipio de Villarica, departamento del Tolima y calcularon un índice de actividad tectónica Relativa (IATR) para la zona. Aristizábal (2016) estudió los abanicos aluviales de los ríos Chiriaimo, Guatapurí y sus respectivas cuencas hidrográficas mediante índices morfométricos y morfotectónicos para entender la relación con la tectónica. Oviedo (2017) encontró evidencia de actividad tectónica reciente cerca de la ciudad de Bogotá mediante índices geomorfológicos.

En la serranía de San Lucas no se han desarrollado estudios morfotectónicos basados en índices morfométricos que permitan establecer el grado relativo de actividad tectónica de la región.

1.2. Objetivos 1.2.1. Objetivo General Analizar el grado relativo de actividad tectónica de la serranía de San Lucas (Colombia) mediante índices morfométricos.

1.2.2. Objetivos Específicos •

Calcular índices morfométricos indicativos de actividad tectónica reciente en .la serranía de San Lucas (Colombia)

•

Analizar e interpretar índices morfométricos indicativos de actividad tectónica reciente a serranía de San Lucas (Colombia).

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•

Zonificar la serranía de San Lucas (Colombia) en base al grado relativo de actividad tectónica.

1.3. Preguntas de Investigación •

¿En la serranía de San Lucas (Colombia), hay rasgos geomorfológicos asociados a la actividad tectónica reciente, y cuál es su distribución?

•

¿Cuál es el grado de actividad tectónica relativa en la serranía de San Lucas (Colombia), según los índices morfométricos calculados?

•

¿Cómo se relacionan espacialmente las zonas según el grado relativo de actividad tectónica en la serranía de San Lucas (Colombia)?

1.4. Hipótesis Existen variaciones en el grado de actividad tectónica relativa en la serranía de San Lucas, detectables mediante índices morfotectónicos.

1.5. Justificación La actividad tectónica reciente de una región se ve representada por un conjunto de geoformas que pueden permitir estimar el grado relativo de actividad tectónica (Argyriou, Teeuw, Rust y Sarris, 2016; Panizza et al., 1987). Estos rasgos geomorfológicos se expresan a diferentes escalas y por ello es necesario estudiarlos mediante técnicas remotas basada en SIG y la teledetección, complementadas por técnicas de campo (Panizza et al., 1987). En zonas con pocos datos geológicos o geodésicos, los análisis morfotectónicos son una valiosa herramienta (Wobus et al., 2006) que permite detectar variaciones espaciales y temporales de la actividad tectónica más allá del rango de observación de otras técnicas.

Treinta y ocho municipios se localizan en la zona de estudio y juntos tienen una población aproximada de 537,760 habitantes según las proyecciones del Departamento Administrativo Nacional de Estadística (DANE, s.f.) para el año 2018. Conocer el grado de actividad tectónica de la región es de suma importancia para los organismos de planeación, control y

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gestión de riesgos ya que permite mejorar los modelos de amenaza por movimientos sísmicos (McCalpin, 1996; Panizza et al., 1987; Panizza, 1991), los cuales orientan al momento de realizar los planes de ordenamiento territorial de los municipios de la región y elegir los mejores lugares para la construcción de grandes obras civiles como presas, puentes, túneles, plantas de energía nuclear etc. (International Atomic Energy Agency [IAEA], 2015).

1.6. Alcance Este trabajo pretende estudiar la serranía de San Lucas-Colombia con el fin de identificar rasgos geomorfológicos indicativos de actividad tectónica reciente mediante el análisis de índices morfométricos obtenidos a través del procesamiento de modelos digitales de elevación del terreno. Mediante los índices calculados se elabora un mapa de zonificación cualitativa basada en el grado relativo de actividad tectónica y un mapa con medidas de dispersión del índice morfotectónico. Se espera obtener coherencia entre los índices morfotectónicos y como consecuencia una baja desviación estándar (menor a 0.5).

El mapa obtenido puede ser utilizado por los organismos de gobierno para ajustar los planes de ordenamiento territorial y escenarios de amenazas geológicas, siendo un insumo para posteriores investigaciones más detalladas y con control de campo, que en conjunto podrían facilitar el entendimiento de los procesos que endógenos y exógenos que controlan la evolución del terreno en la serranía de San Lucas y el potencial impacto sobre su población.

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2. Marco teórico La morfoneotectónica (morpho-neotectonic) es una disciplina de las geociencias dedicada al estudio y evaluación de la actividad tectónica durante el cuaternario, evidenciada en la geomorfología (Cavallin y Marchetti, 1995). Por lo tanto, se encuentra estrechamente relacionada con la neotectónica y la geomorfología tectónica (Panizza et al., 1987; Panizza, 1991, 1996).

La neotectónica se encarga del estudio de la deformación reciente o activa de la corteza terrestre (tasas de deformación, geometría y cinemática), para esto es apoyada por disciplinas relacionadas como la teledetección, geología estructural, la geofísica, paleosismología, la geomorfología entre otras dependiendo de la escala espacial y temporal del estudio (Strecker et al., 2009). Esta definición deja abierta la interpretación de reciente, ya que no hay un consenso generalizado que permita establecer un periodo fijo al cual hacer referencia; Obruchev (1948) fue el primero en utilizar el término neotectónica, refiriéndose a la actividad tectónica originada a partir del final del terciario y la primera mitad del cuaternario, otros autores hacen referencia a los últimos 3 millones de años o sólo el periodo cuaternario (Strecker et al., 2009). Otras definiciones no hacen alusión directa a un periodo de tiempo en concreto, es el caso de la definición propuesta por Sengör (1982) (Pavlides, 1989) y Hancock y Williams (1986) la cual considera como fase de neotectónica el periodo iniciado cuando se estableció la configuración actual de los límites y movimientos de las placas tectónicas correspondientes.

La geomorfología tectónica (o morfotectónica) surge del estudio integrado entre la geomorfología y la tectónica, apoyada por la geodesia, la geofísica, la geoquímica, la paleoclimatología, la arqueología y la geocronología con el fin de estudiar las relaciones entre los procesos endógenos (tectónicos) y exógenos que dan lugar al paisaje (Owen, 2017).

En la Figura 5 se observa esquemáticamente el relieve resultante ante diferentes escenarios de tasas de precipitación y de levantamiento tectónico. Nótese que altas tasas de levantamiento y de precipitaciones producen un alto relieve con laderas muy inclinadas y valles profundos causados por la rápida disección del drenaje. En ambientes con bajas precipitaciones y bajo levantamiento tectónico el relieve resultante es de baja altura con pendientes moderadas, valles menos profundos y más anchos.

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Figura 5 Efecto combinado del levantamiento tectónico y la erosión sobre el terreno (Tooth y Viles, 2014, p. 4)

El terreno responde ante cambios medio ambientales y tectónicos que provocan alteraciones en el nivel base (Figueroa y Knott, 2010). Basados en este principio, se han definido algunos índices morfométricos que describen propiedades del terreno y de su red de drenaje. Estos índices cuantifican la respuesta geomorfológica a cambios en la actividad tectónica (Usta, 2015). El valor de estos índices y su distribución espacial permiten reconocer y diferenciar zonas con un grado de control tectónico diferente (e.g. Daxberger y Riller, 2015; Demoulin, 2011).

A continuación, se enuncian los índices morfométricos más comúnmente utilizados, los principios físicos en los cuales se basan, cómo se calculan y cómo se interpretan en estudios morfoneotectónicos.

2.1. Análisis del perfil longitudinal de ríos (Stream Profile Analysis)

El análisis del perfil longitudinal de las corrientes no es un índice morfométrico propiamente dicho, pero a partir de esta técnica se han propuesto varios índices morfotectónicos.

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El perfil longitudinal de un río es una propiedad de la geometría de la corriente que puede proveer pistas sobre la historia geomorfológica de una región, los procesos geológicos que la han afectado y los materiales por donde circula la corriente de agua (Hack, 1973, p. 421).

Es muy utilizado para diagnosticar estados de evolución del paisaje, levantamiento o subsidencia tectónica, variaciones en la resistencia de las rocas y cambios climáticos o ambientales que afectan el paisaje (Phillips, J. D. y Lutz, 2008), ya que todos esos factores tienen influencia en el desarrollo de los perfiles longitudinales de los ríos. En la Figura 6 se muestran las complejas relaciones entre los distintos agentes que influyen en la forma de los perfiles longitudinales de los ríos.

Figura 6 Factores que influencia el desarrollo de los perfiles longitudinales de los ríos (Demoulin, 1998, p. 190)

Los perfiles longitudinales se obtienen al graficar la longitud del drenaje contra su altura, luego se analiza la forma de la línea obtenida. La longitud denota la distancia de un punto en el drenaje hasta la divisoria de aguas en la cabeza de la corriente más larga (Hack, 1957).

Hovius (2000) definió 4 tipos principales de formas de perfiles de acuerdo a las tasas de levantamiento tectónico y las lluvias (tasas de erosión): A) Perfiles cóncavos: Indican estados de equilibrio a largo plazo entre el levantamiento y la erosión.

B) Perfiles cóncavo-convexos con escalones de erosión (knickpoints) en la parte media: Indican procesos a largo plazo con predominio erosivo.

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C) Perfiles convexos: Indican ĂĄreas donde el levantamiento es predominante.

F) Perfiles graduales: Estos tienen una morfologĂ­a similar al perfil teĂłrico de un rĂ­o desarrollado netamente por procesos erosivos.

L) Perfiles lineales ligeramente cĂłncavo convexos.

Adicionalmente Seidl, Dietrich y Kirchner (1994) estudiaron y caracterizaron perfiles longitudinales de rĂ­os caracterĂ­sticos de islas volcĂĄnicas, denominados tipo L. En la Figura 7 se observan los tipos de perfiles longitudinales de rĂ­os.

Figura 7 Tipos principales de perfiles longitudinales de rĂ­os segĂşn Hovius (2000) y Seidl et al. (1994)

El modelo de incisiĂłn Stream Power (ec. (1)) es ampliamente usado para predecir patrones de deformaciĂłn de perfiles longitudinales de canales2, modelar la migraciĂłn de knickponts y la evoluciĂłn del paisaje (Lague, 2014). En el modelo I es la tasa de incisiĂłn del rĂ­o, K representa la erodabilidad3, A es el ĂĄrea de drenaje aguas arriba (una aproximaciĂłn a la descarga (Q)), S es la pendiente topogrĂĄfica, m y n son constantes positivas que reflejan las mecĂĄnicas de los procesos de erosiĂłn, hidrologĂ­a de la cuenca y geometrĂ­a de los canales (Howard, Dietrich y Seidl, 1994; Whipple, 2001). đ??ź = đ??žđ??´đ?‘š đ?‘† đ?‘›

2 3

Canales, rĂ­os, quebradas etc.

Factor que representa la facilidad con la cual se erosiona la roca

(1)

30

A partir del modelo Stream Power se obtiene la siguiente ecuaciĂłn que modela la evoluciĂłn del drenaje: đ?‘‘â„Ž đ?‘‘â„Ž đ?‘› = đ?‘ˆ − đ??ź = đ?‘ˆ − đ??žđ??´đ?‘š đ?‘† đ?‘› = đ?‘ˆ − đ??žđ??´đ?‘š ( ) đ?‘‘đ?‘Ą đ?‘‘đ?‘Ľ

(2)

Donde h es la elevaciĂłn del lecho de roca, t es el tiempo, x es la distancia corriente abajo y U es la tasa de elevaciĂłn relativa al nivel base (Lague, 2014).

Por mucho tiempo se ha pensado que los perfiles suavemente cĂłncavos (tipo A), que pueden ser descritos por una ecuaciĂłn exponencial (McKeown, Jones-Cecil, Askew y McGrath, 1988), representan situaciones de equilibrio entre la incisiĂłn del drenaje y el levantamiento tectĂłnico (i.e. I=U), esta clase de perfiles son conocidos en la literatura como Steady-State profiles, graded profile o equilibrium profiles (Phillips, R.T.J. y Desloges, 2014; Phillips, J. D. y Lutz, 2008); en este estado, consecuentemente la topografĂ­a permanecerĂĄ estadĂ­sticamente invariante a largo tiempo (Whipple, 2004, p. 176). Se piensa que este un estado natural al cual tiende la naturaleza a modo de un atractor (Phillips, J. D. y Lutz, 2008; Whipple, 2001). Esta idea se basa en la teorĂ­a de Stream Power. Tradicionalmente se ha pensado que cualquier desviaciĂłn de este comportamiento (i.e. perfiles irregulares, convexos, cĂłncavos-convexos, ver Figura 7) representa perfiles transitorios producto de un desequilibrio en los procesos, debido a deformaciĂłn local, propagaciĂłn de knickpoints, caĂ­das en el nivel del mar, o incisiĂłn despuĂŠs de erupciones volcĂĄnicas (Goldrick y Bishop, 2007) o debido a efectos de erosiĂłn glacial (Phillips, R.T.J. y Desloges, 2014).

2.2. Knickpoints-Knickzones – Puntos de inflexión El tÊrmino knickpoints se utiliza para nombrar los sitios puntuales donde hay cambios bruscos (puntos de inflexión) en la pendiente del lecho del rio a lo largo de su perfil longitudinal (Castillo y Lugo Hubp, 2011). Estos cambios bruscos en el perfil se pueden reconocer en gråficos elevación vs altura, tanto en escala natural como semilogarítmica (Figura 8) o gråficos doblemente logarítmicos de pendiente vs årea de drenaje. En espaùol MenÊndez, Betancur y Silva (2004) se refiere a ellos como escalones erosivos. Whittaker y Boulton (2012) utilizan el tÊrmino knickzone para referirse a tramos empinados de un río que crean una convexidad local. TambiÊn pueden ser entendidos como tramos de ríos que

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son más empinados (tiene un gradiente mayor) que los segmentos adyacentes (Hayakawa y Oguchi, 2006).

Figura 8 Perfil longitudinal del Río de Peixe, en la izquierda con escala aritmética y en la derecha en escala semi logarítmica en el eje de la distancia (Etchebehere, Saad, Fulfaro y Perinotto, 2004)

Como se ve en la Figura 9 los knickpoints y knickzones se pueden originar por procesos tectónicos asociados a zonas activas de levantamiento; procesos climáticos como descensos en el nivel base y procesos de erosión diferencial asociada a contactos litológicos entre otros procesos (Phillips, J. D. et al., 2010). Las dos primeras causas generan knickpoints caracterizados por un quiebre en la pendiente en el perfil, estos migran aguas arriba con el transcurso del tiempo hasta alcanzar una nueva condición de equilibrio. Por el contrario, los knickpoints asociados a heterogeneidades en la litología del lecho rocoso, suelen representar cambios o saltos verticales en el perfil y no cambian de lugar con el paso del tiempo (Kirby y Whipple, 2012, p. 62).

La formación y retroceso de los knickpoints por medio de la erosión fluvial expresan la presencia de un nuevo régimen al cual debe ajustarse el sistema erosivo (Castillo y Lugo Hubp, 2011), por ello es importante conocer su localización y distribución ya que son criterios esenciales para entender la evolución del paisaje. En muchos casos el patrón espacial de la distribución de los knickpoints es un mejor diagnóstico de un estado transitorio que la forma del perfil longitudinal de un río (Wobus et al., 2006, p. 60). En la Figura 10a se muestran knickpoints dispersos pero asociados entre sí aproximadamente por una misma curva de nivel, esta disposición es indicador de un origen asociado a la propagación de una onda erosiva debida a la caída en el nivel base. En la Figura 10b se observa a los knickpoints alineados, dicha disposición puede indicar la separación entre dos zonas de distinta tasa de elevación (Wobus et al., 2006, p. 60).

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Figura 9 Principales mecanismos de formación de los Knickpoints (Castillo y Lugo Hubp, 2011, p. 361)

Figura 10 Distribución espacial de los knickpoints. Modificado de (Wobus et al., 2006, p. 62)

2.3. Índice de Hack o SL (Longitud de Corriente – Gradiente de Corriente), Índice SL normalizado (SLk) - Stream Length–Gradient Index Este índice fue definido por Hack (1973) originalmente como Gradient Index pero en la literatura moderna es más conocido simplemente como SL. Este índice relaciona la pendiente de un canal en un sitio y la distancia de este hasta la divisoria de aguas, sirviendo como una base de comparación entre tramas de canales de distinto tamaño (Hack, 1973). Se originó a partir del estudio de los canales del valle Shenandoah en Virginia, Estados Unidos, realizado por Hack (1957), al notar que algunos perfiles longitudinales de ríos graficados en escala aritmética, tenían una forma suavemente cóncava y, una forma lineal al ser graficados en una escala semilogarítmica, con la altura en el eje de las ordenadas en escala aritmética y

33

en el eje de abscisas la distancia hasta la divisoria de aguas (o fuente del drenaje) en escala logarĂ­tmica. Los perfiles con forma lineal en la escala semilogarĂ­tmica se pueden representar por la siguiente ecuaciĂłn: đ??ť = đ??ś − đ?‘˜ ln đ??ż

(3)

Donde H es la altura en un punto del perfil y L es la longitud de la corriente (distancia horizontal desde la divisoria de aguas hasta el punto de medida a lo largo del drenaje), C y k son constantes (Hack, 1973). Al derivar la ecuación anterior con respecto a L se obtiene la pendiente (S) dada por la siguiente ecuación: �=

đ?‘˜ đ??ż

(4)

Reescribiendo la anterior ecuaciĂłn se obtiene el Ă­ndice SL = k. Siendo S la pendiente, se tiene que: ∆đ??ť ∆đ??ż ∆đ??ť đ?‘†đ??ż = Ă—đ??ż ∆đ??ż đ?‘†=

(5) (6)

La ecuaciĂłn (6) es vĂĄlida en la escala semilogarĂ­tmica ya que se deriva de la lĂ­nea recta en dicho grĂĄfico. En escala natural el Ă­ndice SL estĂĄ dado por la siguiente ecuaciĂłn: đ?‘†đ??żđ?‘Ľđ?‘Ś =

â„Žđ?‘Ľ − â„Žđ?‘Ś ln đ?‘‘đ?‘Ś − ln đ?‘‘đ?‘Ľ

(7)

En la Figura 11 se observa el esquema de cĂłmo medir los parĂĄmetros necesarios para el cĂĄlculo del Ă­ndice SL. Aunque la mayorĂ­a de los drenajes naturales no tengan una forma logarĂ­tmica a lo largo de todo su recorrido, este se puede expresar como segmentos unidos de distinta longitud, cada uno con forma logarĂ­tmica (Figura 12). El valor de k cambiarĂĄ a lo largo del drenaje, pero serĂĄ constante para cada segmento logarĂ­tmico, ademĂĄs debido a que k representa la pendiente del perfil logarĂ­tmico en cada segmento, se puede considerar como un Ă­ndice de la pendiente relativa del perfil “realâ€? en cada punto (Hack, 1973).

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Figura 11 Forma idealizada de un perfil longitudinal de un río en equilibro y parámetros para calcular el índice SL. Modificado de (Goldrick y Bishop, 1995, p. 228)

Este índice es una herramienta práctica para medir perturbaciones a lo largo los ríos ya que es sensible a la litología y a las estructuras (Monteiro, Missura y Correa, 2010). Debido a esto, su uso en análisis morfotectónicos se fundamenta principalmente en que, un canal con un sustrato litológicamente homogéneo, con valores anómalos (muy altos o muy bajos) de este índice podrían interpretarse como relacionados a movimientos tectónicos necesariamente más recientes que la implantación del drenaje (Hack, 1973; Larue, 2008; Monteiro et al., 2010). Keller y Pinter (2002) indican que el índice SL se incrementará en ríos que fluyen sobre zonas de levantamiento activo y puede tener valores menores en ríos que fluyen paralelos a fallas rumbo deslizantes.

Figura 12 Ejemplo del índice SL en perfiles longitudinales de ríos con formas rectas por tramos en escala semilogarítmica de altura vs longitud (Hack, 1973, p. 424)

Kirby y Whipple (2012) señalan que el uso e interpretación de este índice como evidencia de deformación reciente a través de comparaciones entre distintos drenajes debe hacerse con cuidado ya que cualquier desviación de la forma lineal del perfil longitudinal del río en un diagrama semilogarítmico resulta en variaciones sistemáticas del índice a lo largo del drenaje, además, este índice es sensible a la forma de la cuenca (Figura 13).

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Pérez-Peña, Azañón, Azor, Delgado y González-Lodeiro (2009) propusieron el índice SLk el cual consiste de una normalización del índice SL (Hack, 1957) para permitir la comparación de ríos de distinta longitud.

Algunos ejemplos de estudios morfotectónicos realizados mediante el cálculo del índice SL son: Seeber y Gornitz (1983) quienes analizaron los perfiles longitudinales de ríos y el índice SL como indicadores de actividad tectónica en los Himalayas. Etchebehere et al. (2004) analizaron el índice SL (Relação Declividade-Extensão, RDE) en la cuenca del Río Peixe en Brasil obteniendo como resultado zonas con valores anómalos que asociaron a procesos neotectónicos de levantamiento cortical.

Figura 13 Influencia de la forma de la cuenca en el índice SL de Hack. (Kirby y Whipple, 2012, p. 57)

2.4. Análisis Pendiente-Área (Slope - Area Plot) Los estudios realizados por Hack (1957) sobre los perfiles longitudinales de ríos en Virginia y Maryland en Estados Unidos y los estudios de Flint (1974) permitieron reconocer la relación entre la pendiente local de un canal (S) y su área de drenaje aguas arriba (A) denominada como la Ley de Flint (Flint, 1974), la cual caracteriza ríos o segmentos de ríos, que fluyen a través de rocas con tasa de levantamiento y precipitaciones uniformes y que se encuentran en estado de equilibrio (Lague, 2014):

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đ?‘† = đ?‘˜đ?‘ đ??´âˆ’đ?œƒ

(8)

Donde đ?‘˜đ?‘ es denominado como channel steepness index y θ es denominado Ă­ndice de concavidad (Flint, 1974). La anterior ecuaciĂłn sĂłlo es vĂĄlida para ĂĄreas mayores a un valor crĂ­tico (normalmente entre 0.1 a 5 Km2) el cual marca la transiciĂłn entre ambientes dominados por procesos tipo flujos de escombros a procesos fluviales (Kirby y Whipple, 2012, p. 56; Montgomery y Foufoula-Georgiou, 1993; Whipple, 2004, pp. 159–160; Wobus et al., 2006, p. 56). Whipple (2004, p. 161) enfatiza que se debe tener cautela en los estudios de ĂĄreas menores a 10 Km2 (Stock y Dietrich, 2003) que utilicen modelos basados en procesos fluviales que no tengan en cuenta la posible influencia de procesos de tipo flujo de escombros (e.g. slope-area) ya que estos podrĂ­an tener una fuerte influencia en los resultados. Por encima de la regiĂłn con ĂĄrea crĂ­tica de drenaje, el efecto de los flujos de escombros se refleja en una curvatura en el diagrama slope-area reflejo de una ley de incisiĂłn diferente (Stock y Dietrich, 2003, p. 23) como se observa en la Figura 14.

Los anålisis pendiente-årea consisten en realizar gråficas de pendiente vs årea de drenaje aguas arriba en un diagrama doblemente logarítmico, se analiza la forma del perfil para detectar knickpoints, luego se realizan regresiones lineales en los tramos rectos para obtener los valores del índice de concavidad (θ) el cual estå representado por la pendiente de la recta obtenida; el índice de verticalidad (ks) serå el valor del intercepto de la línea de regresión con el eje de la pendiente (Kirby y Whipple, 2012, p. 57).

El anĂĄlisis pendiente-ĂĄrea se ha convertido en una herramienta comĂşn para el anĂĄlisis de perfiles longitudinales individuales y para evaluar variaciones en las fuerzas tectĂłnicas en escalas locales y regionales (e.g. Giano, Pescatore, Agosta y Prosser, 2018; Kobor y Roering, 2004; Miller, Baldwin y Fitzgerald, 2012; Snyder, Whipple, Tucker y Merritts, 2000).

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Figura 14 Efecto de los flujos de escombros en el diagrama slope-area. Modificado de (Stock y Dietrich, 2003, p. 2)

Los diagramas pendiente-área también pueden ser utilizados para detectar knickpoints. En la Figura 15a se observa un knickpoint vertical en un perfil elevación distancia y en la Figura 15b el mismo perfil en un diagrama slope-area, nótese como el knickpoint se destaca como puntos con distribución vertical separando dos tramos rectos y alineados. En la Figura 15c se observa un perfil con un knickpoint del tipo quiebre de pendiente y en la Figura 15d su representación en el diagrama slope-area; en este caso el knickpoint produce un desplazamiento vertical del perfil, conservando la pendiente.

Figura 15 knickpoints en diagramas elevación vs distancia y Logaritmo de la pendiente vs Logaritmo del área de drenaje. (Kirby y Whipple, 2012, p. 61)

38

2.5. Índice de concavidad - Concavity index Como se vio en la ecuación (8), el índice de concavidad θ es el exponente en la ecuación que relaciona la pendiente con el área de drenaje. Si las suposiciones del modelo stream-power son correctas, entonces el índice de concavidad será igual a los exponentes de la ecuación (1) m/n (Roe, Montgomery y Hallet, 2002, p. 143). Debido a que la forma de la cuenca aguas arriba influencia la tasa de descarga aguas abajo y en consecuencia la tasa a la cual cambia la pendiente a lo largo de un río, θ se relaciona con la concavidad del perfil (Kirby y Whipple, 2012, p. 56), sin embargo, no se debe confundir con los índices de concavidad obtenidos mediante la comparación entre el perfil longitudinal con una línea recta que une la fuente con la boca del río (sensu. Larue (2008), Demoulin (1998), Antón, Vicente, Muñoz-Martín y Stokes (2014), Langbein (1964)).

Análisis realizados en ambientes de litología, clima, tasa y patrón de levantamiento uniforme indican que θ toma valores entre 0.4 a 0.6 (Kirby y Whipple, 2012, p. 56). En Whipple (2004, p. 161) se reportan valores entre 0.3 y 1.2.

Análisis de tipo slope-area realizados en zonas con altas y bajas tasas de levantamiento conocidas independientemente, con clima y litología similar, indican que este índice de concavidad (θ) tiene poca relación con las tasas de levantamiento (Whipple, 2004, p. 161).

Esto se observa en la Figura 16 en la cual se muestran dos líneas casi paralelas entre sí (casi igual índice de concavidad θ); las líneas y puntos más oscuros representan drenajes en zonas de mayor tasa de levantamiento.

Figura 16 Comparación entre perfiles longitudinales slope-area, A) Montañas San Gabriel, B) Colinas SiwalikNepal (Whipple, 2004, p. 159)

También se ha observado que este índice es relativamente insensible a diferencias en clima o litología, siempre y cuando, tales diferencias sean uniformes a lo largo de la longitud del

39

canal (Kirby y Whipple, 2012, p. 56). En ambientes montaĂąosos con Ă­ndices de lluvia variables este Ă­ndice se ve fuertemente influenciado (Roe et al., 2002).

2.6. Ă?ndice de verticalidad - channel steepness index (ks) e Ă­ndice de verticalidad normalizado (ksn) El Ă­ndice de verticalidad (ks) es Ăştil para estudios morfotectĂłnicos por cuanto este varĂ­a por factores como la litologĂ­a, el clima y la tasa de elevaciĂłn del terreno (Kirby y Whipple, 2012, p. 56). Como se mencionĂł antes, este Ă­ndice se puede obtener a partir de la regresiĂłn lineal (intercepto) de los datos en un diagrama slope-area, sin embargo, este Ă­ndice puede variar fuertemente debido a pequeĂąas variaciones o incertidumbre en el valor de θ (pendiente de la regresiĂłn) (Kirby y Whipple, 2012, p. 57). Para evitar dicho inconveniente se utiliza un Ă­ndice normalizado (ksn) evaluando la regresiĂłn usando un Ă­ndice de concavidad de referencia (θref) (ec. (9)) con valor de 0.5 el cual es el valor esperado en un canal en estado de equilibrio (Kirby y Whipple, 2012, p. 57), alternativamente se puede utilizar como Ă­ndice de concavidad de referencia el valor promedio de los valores medidos en la zona de estudio (Gallen y Wegmann, 2017, p. 166). Este Ă­ndice permite comparaciones entre perfiles de drenajes con ĂĄreas de drenaje distinta (Wobus et al., 2006). Otro mĂŠtodo de normalizaciĂłn fue propuesto por Sklar y Dietrich (1998), el cual consiste en calcular una pendiente de referencia (Sr) a partir de un ĂĄrea de referencia (Ar) (ec. (10)). đ?‘† = đ?‘˜đ?‘ đ?‘› đ??´âˆ’đ?œƒđ?‘&#x;đ?‘’đ?‘“ đ?‘†đ?‘&#x; =

(9)

đ?‘˜đ?‘ đ??´âˆ’đ?œƒ đ?‘&#x;

(10) Sobre el uso de uno u otro Ă­ndice de verticalidad, Wobus et al. (2006) indican que la ventaja del Ă­ndice de verticalidad normalizado ksn es que no se requiere de una misma ĂĄrea de referencia, sin embargo, cuando no hay un Ă­ndice de concavidad regional tĂ­pico es preferible el uso del Ă­ndice SL. Cuando las formas de las cuencas son similares en una regiĂłn puede ser apropiada la comparaciĂłn de diferentes canales por medio del Ă­ndice SL de Hack (Wobus et al., 2006, p. 61).

El Ă­ndice ksn se encuentra relacionado directamente con la tasa de levantamiento tectĂłnico (ec. (11)) donde p puede variar ampliamente entre sitios con diferencias en los procesos erosivos dominantes y distribuciĂłn en frecuencia y magnitud de la escorrentĂ­a (Kirby y Whipple, 2012). đ?‘˜đ?‘ đ?‘› âˆ? đ?‘ˆ đ?‘?

(11)

40

Tanto el índice de concavidad (θ) y el índice de verticalidad (ks) pueden ser medidos directamente mediante regresión lineal en un gráfico doblemente logarítmico de pendiente vs área (Giano et al., 2018, p. 176; Snyder et al., 2000, p. 1255).

En la Figura 17 se observa como los índices de verticalidad normalizados son calculados para tramos individuales de ríos y con estrellas se indica la localización de knickpoints. Los valores del índice ks o ksn pueden ser interpolados para obtener isolíneas (e.g. Bagha et al., 2014) o superficies continuas (e.g. Kobor y Roering, 2004). La interpretación consiste en analizar la distribución espacial de los valores y la presencia de datos anómalamente altos.

Cristea (2015) utilizó indicadores locales de autocorrelación espacial (LISA) para detectar agrupamiento de datos.

Figura 17 Ejemplo de un mapa del índice ksn medido en los principales drenajes (Giano et al., 2018, p. 185)

2.7. Amplitud del relieve (Ar) Este índice (también conocido como “relieve local”) representa la distribución espacial de la actividad tectónica activa evaluando el relieve relativo de una región, resaltando áreas de levantamiento y de subsidencia (Argyriou, Teeuw, Soupios y Sarris, 2017) ya que se ha verificado que bajo condiciones litológicas y climáticas iguales, la distribución espacial de este índice puede dar información sobre desplazamientos verticales activos o recientes (Della Seta, Del Monte, Fredi y Lupia Palmieri, 2004). En una región tectónicamente activa, las zonas con valores anómalamente altos en la amplitud del relieve coinciden con regiones e

41

incisión activa de las corrientes como respuesta al levantamiento del terreno siempre y cuando las demás variables sean constantes.

Una forma de calcular la amplitud del relieve es hallando la diferencia entre la máxima y mínima altura dentro de una ventana móvil de área igual a 1 Km2 (e.g. Argyriou et al., 2017; Centamore, Ciccacci, Del Monte, Fredi y Lupia Palmieri, 1996; Della Seta et al., 2004).

Molin, Pazzaglia y Dramis (2004) y Azañón et al. (2015) han medido este índice calculando la topografía residual entre la superficie envolvente del terreno (i.e. una superficie imaginaria une todos las crestas, picos y divisorias de aguas) y la superficie sub-envolvente (i.e. una superficie imaginaria que une todos los fondos de los valles).

2.8. Factor de asimetría de la cuenca (Af) Como producto de un levantamiento o subsidencia diferencial en el terreno, se pueden producir cuencas asimétricas que reflejan la inclinación producida en el terreno (Figura 18).

Este índice morfotectónico permite identificar dichos basculamientos.

En la Figura 18 se observa un esquema que representa el significado del índice Af y la ecuación para calcularlo. Ar es el área de la cuenca localizada a mano derecha (mirando aguas abajo) de la corriente principal, At es el área total de la cuenca (Keller y Pinter, 2002).

Valores de Af mayores a 50 indican que la cuenca está basculada hacia la izquierda (mirando aguas abajo), valores mayores a 50 indican un basculamiento hacia la derecha (mirando aguas abajo).

Figura 18 Esquema representando un bloque basculado en el cual se ha desarrollado una cuenca asimétrica.

(Molin et al., 2004, p. 566)

42

PĂŠrez-PeĂąa, Azor, Azaùón y Keller (2010, p. 80) sugieren expresar este Ă­ndice mediante el valor absoluto menos 50 (el valor de una cuenca completamente simĂŠtrica) (ec. (12)) y una flecha para indicar la direcciĂłn. Los valores obtenidos son divididos en 4 clases: Af<5 (cuencas simĂŠtricas), Af =5 a 10 (cuencas ligeramente asimĂŠtricas), Af = 10 a 15 (cuencas moderadamente asimĂŠtricas), Af > 15 (cuencas fuertemente asimĂŠtricas) (PĂŠrez-PeĂąa et al., 2010, p. 80). đ??´đ?&#x2018;&#x201C; = |50 â&#x2C6;&#x2019;

đ??´đ?&#x2018;&#x; Ă&#x2014; 100 | đ??´đ?&#x2018;Ą

(12)

2.9. Factor de simetrĂ­a topogrĂĄfica transversal - Transverse topographic symmetry factor (T-Factor) Este Ă­ndice fue propuesto por Cox (1994) para medir posibles inclinaciones de las cuencas causadas por rotaciones de bloques alrededor de ejes horizontales o por elevaciĂłn diferencial a lo largo de fallas (Daxberger et al., 2014, p. 154). El Ă­ndice describe la migraciĂłn de flujo preferida dentro de una cuenca y, por lo tanto, puede usarse para detectar la inclinaciĂłn del bloque (Viveen et al., 2012, p. 17). El Ă­ndice se calcula mediante la siguiente ecuaciĂłn: đ?&#x2018;&#x2021; = đ??ˇđ?&#x2018;&#x17D; /đ??ˇđ?&#x2018;&#x2018;

(13) Donde Da es la distancia desde el cauce principal hasta la lĂ­nea media de la cuenca y Dd es la distancia desde la divisoria de aguas de la cuenca hasta la lĂ­nea media de la cuenca (Figura 19). Las cuencas simĂŠtricas tendrĂĄn un valor de T=0 y a medida que aumenta la simetrĂ­a, este valor se acercarĂĄ a cero.

El Ă­ndice se puede calcular para cualquier punto a lo largo del cauce y tendrĂĄ una magnitud y una direcciĂłn. Por lo tanto este Ă­ndice es mĂĄs detallado que el Factor de asimetrĂ­a de la cuenca ya que trabaja en base a segmentos del rĂ­o y no a escala de una cuenca (Viveen et al., 2012, p. 18).

Algunas de las aplicaciones con funcionalidad para el cĂĄlculo de este Ă­ndice son: T-Vector (Viveen et al., 2012), TecDEM (Shahzad y Gloaguen, 2011b, 2011a) y ValleyMorph Tool (Daxberger et al., 2014); esta Ăşltima puede funcionar como una herramienta para ArcGIS.

43

Figura 19 a) Parámetros para calcular el índice T-factor, b) las flechas rojas indican los vectores entre la línea media de la cuenca y el cauce principal, c) diagrama polar con los vectores proyectados (puntos negros), el punto rojo representa el vector medio. Modificado de (Daxberger et al., 2014, p. 155)

2.10.

Curva e integral hipsométrica (HI)

La curva hipsométrica fue propuesta por Strahler (1952) como una forma de representar la relación entre el área de sección transversal horizontal de una cuenca de drenaje con una elevación relativa por encima de la boca de la cuenca (Figura 20). Normalizando la altura y el área se puede obtener una curva con parámetros adimensionales que permita la descripción y comparación entre cuencas de distinto tamaños (Strahler, 1952). De esta forma la curva hipsométrica representa la proporción relativa del área por debajo (o por encima) de una altura dada (Pérez-Peña, Azañón, Booth-Rea, Azor y Delgado, 2009).

La curva hipsométrica ha sido asociada con estados de desarrollo y/o edad de las cuencas, Strahler (1952) asoció curvas cóncavas con estados juveniles (estado en desequilibrio), curvas con forma de S a estados maduros (estado en equilibrio) y curvas cóncavas a estados de peneplanicie con presencia de inselbergs4 a lo que denominó fase monadnock, Esta evolución se basa en la suposición de que el levantamiento de las montañas se produce rápidamente sin ser fuertemente afectadas por la erosión, luego aumenta la erosión resultando en la disminución de la altura. Sin embargo, Ohmori (1993) al estudiar las montañas de Japón y a través de simulaciones por computador encontró que es posible tener

4

Término geomorfológico para referirse a colinas aisladas en una llanura

44

cuencas jĂłvenes con curvas hipsomĂŠtricas en forma de S o incluso cĂłncavas, concluyendo que la suposiciĂłn de un levantamiento rĂĄpido sin ser afectado por fuerte erosiĂłn no se cumple en el caso de JapĂłn.

La hipsometría es afectada principalmente por la tectónica, la litología y factores climåticos (PÊrez-Peùa, Azaùón, Booth-Rea et al., 2009, p. 2). Hurtrez, Lucazeau, LavÊ y Avouac (1999) hallaron una correlación positiva significativa entre la integral hipsomÊtrica y la tasa de levantamiento del terreno, lo cual concuerda con las simulaciones realizadas por computador realizadas por Lifton y Chase (1992) pero contradice sus observaciones en las montaùas San Gabriel en California. Estas diferencias fueron atribuidas por Lifton y Chase (1992) a cambios en la litología y a la compleja actividad tectónica de la región. Hurtrez et al. (1999) opinan que dicha contradicción tambiÊn puede deberse a que Lifton y Chase (1992) calcularon la integral hipsomÊtrica en regiones cuadradas y no en cuencas.

En la Figura 21 se muestra un ejemplo de curva hipsomĂŠtrica y los posibles cambios que puede presentar debidos a ciclos de levantamiento y erosiĂłn recurrentes, los cuales producen rejuvenecimiento de cuencas maduras (Ohmori, 1993).

La integral hipsomĂŠtrica es el ĂĄrea bajo la curva hipsomĂŠtrica, la cual puede ser calculada por la ecuaciĂłn (14) propuesta por Pike y Wilson (1971) y representa el volumen de la cuenca que no ha sido erosionado. Es considerada un Ă­ndice apropiado para distinguir el desarrollo del paisaje ya que refleja la interacciĂłn entre la tectĂłnica y la erosiĂłn (Al-Maamar y AlObaidi, 2016, p. 456). Valores de HI mayores a 0.6 indican una cuenca juvenil poco erosionada, valores entre 0.35 y 0.6 indican un estado maduro (moderadamente erosionado) y valores menores a 0.35 son caracterĂ­sticos de terrenos fuertemente erosionados o peneplanizados denominados fase monadnock.

đ??ťđ??ź =

đ??ťđ?&#x2018;?đ?&#x2018;&#x;đ?&#x2018;&#x153;đ?&#x2018;&#x161; â&#x2C6;&#x2019; đ??ťđ?&#x2018;&#x161;đ?&#x2018;&#x2013;đ?&#x2018;&#x203A; đ??ťđ?&#x2018;&#x161;đ?&#x2018;&#x17D;đ?&#x2018;Ľ â&#x2C6;&#x2019; đ??ťđ?&#x2018;&#x161;đ?&#x2018;&#x2013;đ?&#x2018;&#x203A;

(14)

Donde Hprom es la altura promedio de la cuenca, Hmin es la altura mĂ­nima y Hmax es la altura mĂĄxima.

45

Figura 20 Representación esquemática de los parámetros para construir la curva hipsométrica (Siddiqui y Soldati, 2014, p. 281)

Figura 21 a) Curva hipsométrica e integral hipsométrica (HI), b) cambios producidos en la curva hipsométrica debidos a ciclos tectónicos y erosivos recurrentes (Pérez-Peña, Azañón, Booth-Rea et al., 2009, p. 2)

Aunque originalmente la curva hipsométrica y su integral se definieron para ser calculadas en cuencas y subcuencas, algunos autores como Lifton y Chase (1992), Siddiqui y Soldati (2014), Pérez-Peña, Azañón, Booth-Rea et al. (2009) y Azañón et al. (2015) han medido la integral hipsométrica en regiones divididas en cuadrados regulares (Figura 22) para luego aplicar técnicas de análisis de autocorrelación espacial para detectar tendencias y

46

agrupaciones de valores altos o bajos de HI. Azaùón et al. (2015) utilizaron celdas de 1.5 Km de lado, siendo esta la mitad de la del ancho promedio de las cuencas en su zona de estudio.

Figura 22 Diagrama esquemĂĄtico mostrando la forma de medir la integral hipsomĂŠtrica en una grilla regular (Siddiqui y Soldati, 2014, p. 282)

2.11.

Sinuosidad del frente montaĂąoso - Mountain front sinuosity (Smf)

Este Ă­ndice relaciona la longitud planimĂŠtrica de una lĂ­nea imaginaria que marca el contacto entre las montaĂąas y el piedemonte (Lj) y, la longitud del trazo de la estructura (falla) que delimita la montaĂąa (Ls) (Bull, 2007) (Figura 23). đ?&#x2018;&#x2020;đ?&#x2018;&#x161;đ?&#x2018;&#x201C; =

đ??żđ?&#x2018;&#x2014; đ??żđ?&#x2018;

(15)

Este Ă­ndice se basa en que las fallas o pliegues son generalmente rectos o ligeramente curvos (en vista de planta), los cuales en un ambiente de rĂĄpido levantamiento mantienen el carĂĄcter rectilĂ­neo del frente montaĂąoso, mientras que, en un ambiente donde el levantamiento tectĂłnico ha cesado o es menor en comparaciĂłn con la erosiĂłn, se generan frentes montaĂąosos irregulares y sinuosos debido a procesos erosivos (Bull, 2007; Wells et al., 1988).

Este Ă­ndice toma como mĂ­nimo valor 1 cuando el frente montaĂąoso es completamente recto coincidiendo con la estructura que bordea la montaĂąa. TeĂłricamente no hay un valor mĂĄximo para este Ă­ndice pero tĂ­picamente es menor a 3 (Bull, 2007). Cuanto mĂĄs lejano sea el valor de este Ă­ndice a 1, menor serĂĄ el grado relativo de actividad tectĂłnica. Valores mayores a 2 son asociados con poca actividad tectĂłnica (Burbank y Anderson, 2001).

47

Como se ve en la Figura 23, el cálculo de este índice puede ser un tanto subjetivo por tanto se requiere la definición manual de las líneas que representan el frente montañoso y la estructura que los bordea (Burbank y Anderson, 2001). Esto no siempre es fácil, ya que se requiere de un buen control cartográfico de la estructura en cuestión y puede haber depósitos aluviales tipo abanicos o conos de deyección que “enmascaren” la verdadera forma del frente montañoso y aumenten el valor de índice, produciendo una clasificación menor en la actividad tectónica relativa (Bull, 2007). Otra complicación surge cuando hay valles muy amplios ya que el trazado de la línea del frente montañoso puede verse afectado al incluir los lados del valle, dejando de reflejar el frente montañoso, debido a esto Bull (2007) sugiere un procedimiento consistente en el trazado de todas las líneas. En el caso de la presencia de valles amplios y largos, se debe trazar la línea del frente montañoso a una distancia constante (0.5 a 1 Km) valle arriba para evitar valores de J innecesariamente grandes influenciados por los lados del valle. En la Figura 24 se observa el trazado de la falla o estructura en el borde montañoso en zonas de erosión avanzada y poca actividad tectónica, en estos casos Bull (2007) sugiere utilizar como referencia (Js) una línea recta entre dos puntos de la línea del frente montañoso (Js). En caso de haber presencia de inselbergs, estos deben ser delimitados y su perímetro debe ser sumado como parte de la longitud del frente montañoso y, en casos de valles muy amplios y largos se recomienda el trazo de Lj a menos de 2 Km valle arriba.

Figura 23 Ejemplo del trazado del frente montañoso y de la falla que delimita la montaña para el cálculo del Smf. Q2b Q2c Q3 y Q4 indican abanicos. Modificado de (Bull, 2007, p. 132)

Burbank y Anderson (2001) indican que esta técnica puede ser poco sensible a fallas antiguas reactivadas, especialmente si las fallas reactivadas no han podido restaurar un frente montañoso lineal.

48

Al evaluar este índice a lo largo de grandes cadenas montañosas es útil hacer subdivisiones para formar segmentos con características similares teniendo en cuenta intersecciones con los mayores drenajes, cambios mayores en la dirección de la cadena montañosa, cambios litológicos, cambios mayores en los aspectos generales del terreno como relieve, disección, pendientes etc. (Wells et al., 1988).

Figura 24 Trazado de Lj y Ls en un frente montañoso inactivo. Las líneas blancas indican el perímetro de los inselbergs (Bull, 2007, p. 133)

En la Tabla 1 se muestran algunos rangos para el valor del índice Smf y la clasificación correspondiente en cuanto a la actividad tectónica según algunos autores.

Tabla 1 Calificación según Keller y Pinter (1996) y Bull y McFadden (1977) del grado de actividad tectónica según el índice Smf (SGC y Corporación Autónoma del Tolima, 2016)

49

2.12.

RazĂłn del ancho del piso y altura del valle - Valley floor widthâ&#x20AC;&#x201C;valley

height ratio (Vf) Este Ă­ndice relaciona el valor del ancho del fondo del valle (Vfw) y la altura de las divisorias de agua del valle a mano derecha (Ard), mano izquierda (Ald) (viendo en sentido del flujo del agua) y la altura a la cual se encuentra el drenaje (Asc) mediante la siguiente ecuaciĂłn (Bull, 2007). En la Figura 25 se muestra un esquema del perfil de un valle con los parĂĄmetros necesarios para calcular el Ă­ndice. đ?&#x2018;&#x2030;đ?&#x2018;&#x201C; =

đ?&#x2018;&#x2030;đ?&#x2018;&#x201C;đ?&#x2018;¤ (đ??´đ?&#x2018;&#x2122;đ?&#x2018;&#x2018; â&#x2C6;&#x2019; đ??´đ?&#x2018; đ?&#x2018;?) + (đ??´đ?&#x2018;&#x;đ?&#x2018;&#x2018; â&#x2C6;&#x2019; đ??´đ?&#x2018; đ?&#x2018;?)

2

(16)

Bull y McFadden (1977) encontraron diferencias significativas en los promedios de este Ă­ndice entre zonas tectĂłnicamente activas e inactivas.

Este Ă­ndice se basa en que valles con fondo estrecho y paredes altas (valles con forma V) son formados en ĂĄreas con mayor actividad tectĂłnica, mientras que valles con fondos amplios (forma de U) son formados en ambientes menos activos. Por lo tanto las zonas tectĂłnicamente mĂĄs activas tendrĂĄn valles en forma de V con Ă­ndice Vf muy bajos debido a que el levantamiento produce incrementos en la incisiĂłn del drenaje (Figueroa y Knott, 2010), mientras que altos valores del Ă­ndice indican procesos erosivos que amplĂ­an el valle y disminuyen la altura de las crestas del valle (Burbank y Anderson, 2001).

Ard Ald

Figura 25 Medidas para el cĂĄlculo del Ă­ndice Vf AsĂşmase que el flujo va en sentido del observador. (Bull, 2007, p. 135).

50

Para medir este Ă­ndice es necesario elegir con cuidado el sitio ya que este Ă­ndice tambiĂŠn puede variar como funciĂłn del tamaĂąo del ĂĄrea de drenaje de la cuenca (Bull, 2007; Wells et al., 1988). AdemĂĄs, el tipo de roca puede influir ya que al ser mayor la erodabilidad de la roca, se producirĂĄn valles con fondos mĂĄs amplios. Bull (2007) y Burbank y Anderson (2001) recomiendan medir este Ă­ndice a una distancia constante del frente montaĂąoso, usualmente a 1 Km rĂ­o arriba, y evitar medirlo muy cerca al frente montaĂąoso porque puede coincidir con una zona intensamente fracturada (Bull, 2007; Burbank y Anderson, 2001).

Silva et al. (2003) calcularon este Ă­ndice a 250m corriente arriba del frente montaĂąoso.

Viveen et al. (2012) midieron este Ă­ndice en 35 tributarios del rĂ­o MiĂąo en el NW de la penĂ­nsula IbĂŠrica. TomĂł 5 medidas desde 5,000m desde el frente montaĂąoso hasta 1,000m aguas arriba para luego promediar los valores.

El valor de Vf considerado como indicador de actividad tectĂłnica activa varĂ­a entre autores: Silva et al. (2003) consideran un valor menor a 1, Bull (2007) utiliza como lĂ­mite el valor de 0.5 y Viveen et al. (2012) utilizan 0.64.

2.13.

RelaciĂłn de forma de la cuenca (Bs)

Este parĂĄmetro morfomĂŠtrico representa la elongaciĂłn de la cuenca de drenaje y se calcula mediante la siguiente ecuaciĂłn: đ??ľđ?&#x2018; =

đ??ľđ?&#x2018;&#x2122; đ??ľđ?&#x2018;¤

(17)

Donde Bl es la longitud de la cuenca medida desde su boca hasta la divisoria de aguas mĂĄs distante y Bw es el ancho de la cuenca medido travĂŠs del eje mĂĄs corto en su lugar mĂĄs ancho (Figura 26).

Bajos valores del Ă­ndice Bs sugieren una cuenca circular asociada con baja actividad tectĂłnica, mientas que valores altos son indicativos de cuencas alargadas â&#x20AC;&#x153;cortadasâ&#x20AC;? verticalmente por los arroyos debido a levantamientos del terreno (Giano et al., 2018, p. 175).

51

Figura 26 Diagrama esquemático mostrando los parámetros necesarios para calcular el índice BS

2.14.

Índices de actividad tectónica relativa

Lo índices de actividad tectónica relativa son obtenidos a partir de la combinación de varios índices morfotectónicos (e.g. El Hamdouni, Irigaray, Fernández, Chacón y Keller, 2008) con el fin de obtener un único indicador que refleje varios aspectos del terreno asociados con la actividad tectónica en el territorio. De esta manera se puede realizar una zonificación del grado de actividad tectónica en una región5.

Se han propuesto varios índices, los cuales se diferencian entre sí en los índices morfotectónicos utilizados (incluso en la forma de medir un mismo parámetro), la ponderación de cada índice individual y la manera en que se clasifican los valores obtenidos6.

A continuación, se describen las particularidades de algunos de los índices de actividad tectónica relativa reportados en la literatura.

5

A diferencia de algunos índices morfotectónicos que fueron concebidos para ser medidos en un sitio específico (e.g. un frente montañoso en particular - Smf) 6 Un ejemplo de esto es la rugosidad del terreno la cual es medida por Faghih et al. (2015) como la desviación estándar de la elevación en una zona medida. En Troiani y Della Seta (2008) la rugosidad se mide como el cociente entre la superficie topográfica y la superficie plana. Otro ejemplo son las distintas formas de medir el índice de concavidad de los perfiles longitudinales (ver subcapítulo 2.5)

52

2.14.1. Iat (Index active tectonic) Este índice fue definido por El Hamdouni et al. (2008). Se basa en el uso de 6 índices morfotectónicos: 1) Índice SL (Hack, 1973), 2) factor de asimetría de la Cuenca (Af), 3) integral hipsométrica, 4) razón del ancho del piso y altura del valle (Vf), 5) relación de forma de la cuenca (Bs), 6) sinuosidad del frente montañoso (Smf).

En la Tabla 2 se muestra el método de clasificación del índice Iat utilizada por El Hamdouni et al. (2008). Los índices morfotectónicos individuales son clasificados en 3 clases (1: Alta actividad, 2: Moderada actividad, 3: Baja actividad), luego se suman las categorías (S) y se divide entre el número de índices medidos (n), luego son arbitrariamente divididos en 4 clases de actividad tectónica: Clase 1 (muy alta actividad tectónica) 1<S/n<1.5, clase 2 (alta actividad) 1.5<S/n<2, clase 3 (moderada actividad) 2<S/n<2.5, clase 4 (baja actividad) 2.5<S/n.

Tabla 2 Método de clasificación del índice Iat. Modificado de (El Hamdouni et al., 2008, p. 167)

Este índice ha sido utilizado en la sierra Nevada - España (El Hamdouni et al., 2008) y en Irán (Dehbozorgi et al., 2010). Alipoor, Poorkermani, Zare y El Hamdouni (2011) calcularon el índice Iat modificado: Sin tener en cuenta los índices Smf ni Bs, pero incluyeron el Tvector. Además, utilizaron el análisis analítico jerárquico para obtener el índice Iat a partir de los índices individuales. Bagha et al. (2014) utilizaron este índice en la cuenca de Tehran al norte de Irán y también emplearon un proceso analítico jerárquico. Saberi et al. (2014) emplearon el índice Iat calculado a partir de solo 3 índices morfotectónicos (Vf, Smf, HI) para analizar la cuenca Tozlogol en Irán.

53

2.14.2. IRTA (Index of Relative Tectonic Activity) Este índice fue definido por Faghih et al. (2015) y se obtiene a través de 6 índices morfotectónicos que representan la fuerza relativa de la deformación tectónica en la topografía: 1) Integral hipsométrica (HI), 2) factor de asimetría de la cuenca (Af), 3) densidad de drenaje, 4) relación de forma de la cuenca (Bs), 5) pendiente axial promedio del canal (mean axial slope of the channel) y 6) rugosidad de la topografía (topographic roughness). Faghih et al. (2015) analizaron 76 sub cuencas en las montañas Zagros en Irán utilizando la técnica de clúster k-medias para dividir los valores de cada uno de los índices morfotectónicos en 3 grupos homogéneos (alto, bajo y medio). Para agrupar todos los índices en uno solo (índice IRTA) se utilizó los centros obtenidos en el análisis de clúster de cada variable y se utilizaron como centros de entrada en el análisis de clúster general. Como resultado se obtuvo 3 grupos clasificados como zonas de baja, media y alta actividad tectónica relativa. Para validar la significancia de los grupos obtenidos se utilizó la prueba estadística de Análisis de Varianza (ANOVA).

2.14.3. IATR (Índice de Actividad Tectónica Relativa) Este índice fue utilizado por Cuéllar-Cárdenas et al. (2015) para analizar el altiplano de Popayán en Colombia. Está conformado por los siguientes 7 índices morfotectónicos: 1) Sinuosidad del frente montañoso (Smf), 2) Razón del ancho del piso y altura del valle (Vf), 3) Gradiente del perfil longitudinal del cauce del río (SL), 4) Curva Hipsométrica (CH); 5) Integral Hipsométrica (HI), 6) Factor de Asimetría de la cuenca (Fa), 7) forma de las cuencas y subcuencas (Bs). Como resultado se obtuvo 5 categorías según el grado de actividad tectónica: Clase 1 (muy alta), clase 2 (alta), clase 3 (moderada), clase 4 (baja), clase 5 (muy baja).

El SGC y Corporación Autónoma del Tolima (2016) emplearon este índice en el estudio de la cuenca del Río Prado en el municipio de Villarrica - Colombia.

Este índice es muy parecido al Iat propuesto por El Hamdouni et al. (2008) ya que utilizan los mismos índices morfotectónicos individuales y la metodología de “promediar” las categorías para obtener el IATR. La diferencia con el Iat (El Hamdouni et al., 2008) radica en los valores que usa para diferenciar las clases de cada índice individual y el índice final

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IATR, ya que para todos los índices se consideran 5 categorías de actividad tectónica. En la Figura 27 se observa los rangos de valores para cada índice y las clases de actividad tectónica correspondientes en la metodología de IATR.

Figura 27 Clasificación del IATR y los índices morfotectónicos individuales. (SGC y Corporación Autónoma del Tolima, 2016)

2.14.4. NLDI (Neotectonic Landscape Deformation Index) Este índice fue propuesto por Argyriou et al. (2016) para evaluar y cartografiar la deformación neotectónica en el occidente de Creta, Grecia. Este índice se basa en la integración de datos mediante un proceso analítico jerárquico (AHP - Analytic Hierarchy Process) y una combinación lineal ponderada (WLC - Weighted Linear Combination) de atributos geológicos: Lineamientos y litologías, índices morfométricos: Pendiente, densidad de drenaje, frecuencia de drenaje y el índice de humedad topográfica), índices morfotectónicos: Amplitud del relieve y el índice SL). Como resultado se obtiene un mapa de distribución del índice NLDI clasificado en 5 clases: Muy bajo, bajo, medio, alto y muy alto.

Esta metodología se diferencia considerablemente de los otros índices de actividad tectónica relativa descritos anteriormente ya que utiliza parámetros morfológicos y geológicos que los demás índices no utilizan.

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3. Metodología En este capítulo se presenta la metodología utilizada en el desarrollo de esta investigación.

Primero se describe la zona de estudio, su localización y sus principales características fisiográficas. Luego se presenta el marco geológico regional y las características geológicas locales después se describen los materiales y métodos utilizados.

3.1. Aspectos Generales del Área de Estudio En la Figura 28 se muestra a localización de la zona de estudio la cual se encuentra al norte de Colombia y abarca parte de los departamentos de Antioquia, Bolívar, Cesar, Sucre y Santander, comprendiendo parte del territorio de 38 municipios con una población aproximada de 537,760 habitantes según las proyecciones del DANE para el año 2018.

Geográficamente la Serranía de San Lucas se localiza en la parte más norte de la Cordillera Central, tiene aproximadamente 85 Km en dirección E-W y 228 Km en dirección N-S, con alturas que van desde 10 a más de 2,200 m.s.n.m y está comprendida en las planchas topográficas 64, 65,74, 75, 83, 84, 85, 94, 95, 96, 106, 107, 108, 117, 118, 119, 132 y 133 del Instituto Geográfico Agustín Codazzi (IGAC).

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Figura 28 Localización del área de estudio delimitada en color rojo

3.2. Marco Geológico En la Figura 29 se muestra el complejo marco tectónico regional de la serranía de San Lucas, localizada en la parte más norte de la Cordillera Central de Colombia, en la esquina noroccidental de Sudamérica, en una zona activa sísmicamente (Egbue y Kellogg, 2010)

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afectada por la convergencia entre las placas tectónicas de Nazca y Suramérica (a razón de 6cm por año), Caribe (de 1 a 2cm por año) y la microplaca de Panamá (Kellogg y Bonini, 1982). Mediciones geodésicas con GPS (Global Positioning System) y análisis de mecanismos focales sugieren que una gran parte de los Andes del norte se mueve hacia el NE en relación a Sudamérica a una tasa de aproximadamente 6 milímetros por año (Egbue y Kellogg, 2010).

En la Figura 30 se muestra un detalle de las principales estructuras en la serranía de San Lucas y sus alrededores. Nótese que la serranía se encuentra limitada al occidente por el sistema de fallas Palestina-Bagre, al norte por el sistema Espíritu Santo Santo-Murrucucú, al oriente por la falla inferida de Morales y al sur por la falla de Cimitarra (Clavijo, Mantilla, Pinto, Luis y Adrián, 2008, p. 50) y corresponde a un relieve del basamento de la Cordillera Central que fue exhumado por la terminación transpresiva del Sistema de Fallas Palestina, ocurrida principalmente durante el Jurásico (Barrero, 2001 en INGEOMINAS (2006b)).

Figura 29 Mapa neotectónico del norte de los Andes. SLR: Serranía de San Lucas, PR: Serranía del Perijá, MB: Bloque Maracaibo, CC: Cordillera Central, BC: Bloque Chocó, MA: Andes de Mérida, SM: Macizo de Santander, RFS: Sistema de Fallas de Romeral. Las flechas negras indican la dirección y la velocidad de desplazamiento de las placas tectónicas (Dimate et al., 2003; Taboada et al., 2000)

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Figura 30 Diagrama esquemático mostrando las principales estructuras relacionadas a la serranía de San Lucas y alrededores. Modificado de (INGEOMINAS, 2006a)

3.2.1. Unidades geológicas En la Figura 31 se muestran las Unidades Cronoestratigráficas aflorantes en la zona de estudio según el mapa geológico de Colombia a escala 1:1,000,000 (SGC, 2015c) las cuales corresponden a: MP3NP1-Mag2:

Unidad

cronoestratigráfica

de

edad

comprendida

entre

el

Mesoproterozoico a Neoproterozoico, conformada por rocas metamórficas de alto y muy alto grado tipo gneises cuarzofeldespáticos, migmatitas, granulitas, anfibolitas, ortogneises, cuarcitas y mármoles.

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C-Pi: Unidad cronoestratigráfica de edad Carbonífero conformada por rocas ígneas plutónicas félsicas tipo dioritas, granodioritas, cuarzodioritas y tonalitas.

P-Pf: Unidad cronoestratigráfica de edad Pérmico conformada por granitos de anatexia, gneises cuarzofeldespáticos, gneises migmatíticos, anfibolitas y granulitas T?-Sc: Unidad cronoestratigráfica de edad Triásico conformada por roas sedimentarias clásticas tipo limolitas, arenitas de grano fino hasta conglomeráticas, conglomerados y brechas.

T-Mbg3: Unidad cronoestratigráfica de edad Triásico medio conformada por rocas metamórficas de grado medio tipo esquistos grafíticos, cuarzomoscovíticos, cloríticos y anfibólicos, filitas, cuarcitas, mármoles y serpentinitas.

T-Mmg3: Unidad cronoestratigráfica de edad Triásico medio conformada por rocas metamórficas de grado alto y medio tipo gneises cuarzofeldespáticos algunos con sillimanita, cordierita y hornblenda; anfibolitas; migmatitas; esquistos, y mármoles.

T-Mm: Unidad cronoestratigráfica de edad Triásico superior conformada por rocas metamórficas tipo mármoles con intercalaciones menores de cuarcitas.

T-Pf: Unidad cronoestratigráfica de edad Triásico superior conformada por rocas metamórficas de alto grado tipo ortogneises graníticos.

J1J2-VCct: Unidad cronoestratigráfica de edad comprendida entre el Jurásico inferior y Jurásico medio conformada por rocas sedimentarias tipo arenitas, limolitas y calizas intercaladas con rocas volcanoclásticas tipo tobas, brechas, aglomerados y lavas riolíticas a andesíticas.

J-Hf: Unidad cronoestratigráfica de edad Jurásico medio conformada por pórfidos dacíticos y andesíticos.

J-Vf: Unidad cronoestratigráfica de edad Jurásico medio conformada por rocas volcánicas tipo riolitas.

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J-Pi: Unidad cronoestratigráfica de edad Jurásico medio conformada por rocas ígneas plutónicas tipo Granodioritas que varían de sienogranitos a tonalitas y de cuarzomonzonitas a cuarzomonzodioritas.

J2J3-VCc: Unidad cronoestratigráfica de edad comprendida entre el Jurásico medio y Jurásico superior conformada por rocas volcanoclásticas tipo ignimbritas félsicas, tobas y lavas riodacíticas. b2b6-Sm: Unidad cronoestratigráfica de edad Cretácico inferior conformada por rocas sedimentarias de origen marino tipo shales con yeso, cherts, calizas y arenitas.

K1-Pf: Unidad cronoestratigráfica de edad Cretácico inferior conformada por rocas plutónicas félsicas tipo tonalitas y granitos.

K1-VCm: Unidad cronoestratigráfica de edad Cretácico inferior conformada por rocas volcánicas tipo basaltos y por rocas sedimentarias clásticas tipo lodolitas negras, arenitas y conglomerados. b6-Vf: Unidad cronoestratigráfica de edad Cretácico inferior conformada por rocas volcánicas félsicas tipo domos andesíticos, flujos de lava, de piroclastos y de brechas volcánicas. k1k4-Sm: Unidad cronoestratigráfica de edad Cretácico superior conformada por rocas sedimentarias marinas tipo lodolitas grises con intercalaciones medianas de calizas, cuarzoarenitas y lentes delgados de carbón. k1?k5?-Sm: Unidad cronoestratigráfica de edad Cretácico superior conformada por rocas sedimentarias marinas tipo lodolitas calcáreas con nódulos micríticos y biomicritas.

K2-Pi: Unidad cronoestratigráfica de edad Cretácico superior conformada por rocas ígneas plutónicas tipo granodioritas, tonalitas y cuarzodioritas.

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n4n6-Sc: Unidad cronoestratigráfica de edad Mioceno conformada por rocas sedimentarias clásticas tipo arenitas líticas con intercalaciones de arcillolitas de color gris verdoso y conglomerados.

N2-Sc: Unidad cronoestratigráfica de edad Plioceno conformadas por rocas sedimentarias clásticas tipo conglomerados, y arenitas líticas conglomeráticas intercaladas con arcillolitas, limolitas y turbas.

N2Q1-VCc: Unidad cronoestratigráfica de edad comprendida entre el Plioceno y el Pleistoceno conformada por arenitas feldespáticas y líticas, arcillolitas y conglomerados con abundantes líticos de andesitas y dacitas.

Q-ca: Unidad cronoestratigráfica de edad Pleistoceno conformada por abanicos aluviales y depósitos coluviales.

Q-t: Unidad cronoestratigráfica de edad Pleistoceno conformada por terrazas aluviales.

Q-al: Unidad cronoestratigráfica de edad Pleistoceno conformada por depósitos aluviales y llanuras aluviales.

Q2-l: Unidad cronoestratigráfica de edad Holoceno conformada por depósitos paludales.

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Figura 31 Mapa geológico de Colombia a escala 1:1,000,000, sector serranía de San Lucas (SGC, 2015c) UC: Unidades Cronoestratigráficas

3.2.2. Geología estructural En la Figura 32 se muestra el mapa de las principales fallas geológicas en el área de estudio.

Nótese que la serranía de San Lucas puede ser dividida en dos bloques según el patrón estructural presentado.

Bloque occidental: conformado por fallas con tendencia NS caracterizadas por presentar trazos largos y continuos (SGC, 2015b). Las principales fallas en este bloque son: Falla Palestina: Tiene orientación NS/90 con algunas variaciones en el rumbo debido a saltos estructurales que evidencias un escalonamiento sinestral (SGC, 2015b).

Falla El Bagre: hace parte del sistema de fallas de Palestina, tiene orientación NS a N20E con buzamiento vertical y cinemática de rumbo sinestral. Page (1986) la considera con componente inverso en su movimiento y potencialmente activa (Paris, Machette, Dart y Haller, 2000).

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Falla Nus: .Falla de aproximadamente 80 km de longitud con rumbo norte y movimiento inverso con componente sinestral (Correa y Alfaro, 2011, p. 87) Bloque oriental: está conformado principalmente por falla con rumbo NE-SW. Las principales fallas en este bloque son: Falla Cimitarra: Es una falla con rumbo entre N35-40E y buzamiento subvertical con movimiento dextral. Deflecta el rumbo del río Alicante (INGEOMINAS y UPTC, 2011) y es considerada como más reciente que la falla El Bagre por su expresión topográfica (SGC, 2015a).

Falla Resbalón: Falla de rumbo dextral con dirección general N20E y buzamiento subvertical (SGC, 2015a).

Falla Las Brisas: Falla de rumbo dextral que controla la transcurrencia del sistema de flor positiva de Las Brisas (INGEOMINAS, 2006b).

Falla Pozo Azul: Falla de rumbo sinestral con direcciónN45E y buzamiento subvertical (SGC, 2015b).

Falla Simití: Hace parte del sistema Las Brisas y rumbo SW-NE con buzamiento subvertical y movimiento dextral (SGC, 2015b).

Falla Ororia: Falla de rumbo con dirección N40E y movimiento dextral (INGEOMINAS, 2006a).

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Figura 32 Principales fallas geológicas en el área de estudio según el mapa geológico de Colombia a escala 1:1,100,000 versión 2015 (SGC, 2015c)

3.3. Flujograma En la Figura 33 se observa los pasos para el desarrollo de esta investigación, los cuales consisten en el cálculo de 8 índices morfotectónicos, su normalización y el cálculo del valor promedio para obtener el Índice de Actividad Tectónica Relativa Normalizado (IATRN).

Figura 33 Diagrama metodológico

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3.4. Datos utilizados Como insumo para la elaboración de los perfiles longitudinales de los ríos, los cálculos de los índices morfotectónicos, la obtención de la red de drenaje y las cuencas, se utilizó un mosaico de modelos digitales de elevación realizado a partir de las escenas individuales producidas por el satélite ALOS (Advance Land Observation) y el sensor PALSAR (Phased Array L-band Synthetic Aperture Radar) de la Agencia de Exploración Aeroespacial Japonesa (JAXA), disponibles de forma gratuita a través de la plataforma web Alaska Satellite Facility (https://vertex.daac.asf.alaska.edu) (ASF DAAC, 2011).

Este modelo digital de elevación se eligió debido a que posee una resolución espacial de 12.5m, significativamente mejor que la resolución de ~30 metros (1 arco de segundo) ofrecida por los modelos digitales de elevación SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) (Farr et al., 2007) y ASTER (Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer). Además, el MDE ALOS-PALSAR tiene la ventaja de ser generado por técnicas de radar en la banda L (1,270 MHz), a diferencia de las bandas C y X utilizadas por la misión SRTM y la técnica estereoscópica utilizada por ASTER. La banda L es más apropiada para estudios de este tipo, en los cuales se necesita reconocer las características del terreno, ya que esta banda tiene mejor capacidad de penetración en la cobertura vegetal (Abelleyra, Mari y Gaute, 2010, p. 13).

A pesar del ruido intrínseco en los modelos digitales de elevación (Oksanen, 2006), su utilidad como fuente de datos en estudios morfotectónicos ha sido evaluada y comprobada por estudios como los de Snyder et al. (2000) quienes compararon los resultados obtenidos al elaborar y analizar perfiles longitudinales de ríos por medios manuales a partir de mapas topográficos, métodos de campo y uso de modelos digitales de elevación; obteniendo resultados similares como se observa en la Figura 34.

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Figura 34 Comparación de perfiles longitudinales de ríos obtenidos por técnicas de campo, manuales y con el uso de un MDE. Izquierda: (Snyder et al., 2000, p. 8), derecha: (Kirby, Whipple, Tang y Chen, 2003, p. 10)

3.5. Red de Drenaje y Cuencas Hidrográficas La red de drenaje y las cuencas hidrográficas se obtuvieron mediante el procesamiento del modelo digital de elevación ALOS-PALSAR mediante las herramientas de hidrología de ArcGIS. Al igual que en el estudio de Castillo, Muñoz-Salinas y Ferrari (2014), se delimitaron cuencas con área mayor a 10 Km2 (excepto la cuenca 15 la cual tiene un área de 9.8 Km2) para asegurar el predominio de procesos fluviales (Montgomery y FoufoulaGeorgiou, 1993). De este modo se analizaron 62 cuencas hidrográficas mostradas en la Figura 35.

Figura 35 Cuencas hidrográficas y principales ríos seleccionados para el estudio

67

3.6. Índices Morfométricos utilizados El estudio del efecto de la actividad tectónica sobre el terreno ha permitido reconocer características del paisaje que dan cuenta de dicha actividad (Bull, 2007; Burbank y Anderson, 2001). Es así como se han propuesto diferentes índices que miden varios aspectos del paisaje que se pueden asociar con la actividad tectónica. Si embargo, varios estudios morfotectónicos se han centrado en el uso de índices específicos en sitios particulares como una cuenca de drenaje o un frente montañoso (El Hamdouni et al., 2008, p. 152), Ejemplos de esto son los estudios basados en el índice de Hack (e.g. Etchebehere et al., 2004; Font, Amorese y Lagarde, 2010; Monteiro et al., 2010; Seeber y Gornitz, 1983), curvas e integrales hipsométricas (e.g. Siddiqui y Soldati, 2014) y el uso de la combinación de los índices Smf y Vf (e.g. Bull y McFadden, 1977; Silva et al., 2003).

Otros estudios utilizan una amplia gama de índices morfotectónicos en conjunto, pero son interpretados individualmente y luego contrastados entre sí para dar una interpretación conjunta de los resultados teniendo en cuenta el marco geológica de la región y las observaciones de campo (e.g. Antón et al., 2014; Botero et al., 2005; Giano et al., 2018; Troiani y Della Seta, 2008).

Demoulin (1998) sugiere que para evidenciar la influencia tectónica y evitar malinterpretaciones en regiones con una historia geológica y geomorfológica compleja, con actividad tectónica moderada, es esencial considerar varios parámetros (índices) y contrastar su significado teniendo en cuenta las características geológicas de la zona.

Este estudio adopta una metodología inspirada en los trabajos de El Hamdouni et al. (2008); Faghih et al. (2015); SGC y Corporación Autónoma del Tolima (2016); Silva et al. (2003), Argyriou et al. (2016); Bagha et al. (2014) y Cuéllar-Cárdenas et al. (2015), en los cuales se calculan varios índices morfotectónicos y luego son combinados para obtener un único índice de actividad tectónica relativa (Tabla 3) con el propósito de detectar evidencias de actividad tectónica reciente y entender cómo esta varía a lo largo del tiempo y espacio en una región. Además de los índices morfotectónicos, se analizaron los perfiles longitudinales de los ríos y se utilizó la técnica slope-area para detectar knickpoints y generar un índice denominado en este trabajo como “densidad de knickpoints”, el cual consiste en dividir el

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área de la cuenca entre la cantidad de knickpoints. Como parámetro complementarios se utilizó la densidad de fallas y lineamientos (Dfgl_lmt) empleada por Argyriou et al. (2016) en su índice NLDI (ver Tabla 3).

Los índices morfotectónicos utilizados en este estudio fueron: •

ksn: Medido a lo largo de los principales drenajes mediante el plugin Stream Profiler (Whipple, Wobus, Crosby, Kirby y Sheehan, 2007) de ArcMap, el cual funciona con con scripts de MATLAB y se encuentra disponible de forma gratuita en http://geomorphtools.geology.isu.edu/Tools/StPro/StPro.htm. Como concavidad de referencia (θref) se utilizó el valor de 0.45. Los valores del índice ksn fueron interpolados mediante la construcción de un TIN (Triangulated Irregular Net) que posteriormente fue convertida a formato ráster para obtener una superficie continua.

Este índice fue seleccionado debido a que hay diferencias considerables en la forma y tamaño de las cuencas, por lo cual según Wobus et al. (2006) este índice es preferible en comparación al índice SL (Hack, 1973).

•

HI: medido en las cuencas junto a las curvas hipsométricas para estimar su estado de desarrollo. Para calcularlo se utilizó el plugin CalHypso para ArcMap desarrollado por Pérez-Peña, Azañón y Azor (2009).

•

Af: Medido en las cuencas para detectar posibles basculamientos del terreno. Se utilizó la metodología propuesta por Pérez-Peña et al. (2010).

•

Smf: Medido en los bordes de la serranía y asignado a toda la zona de estudio según el valor medido más próximo mediante la función Euclidean Allocation de ArcMap. La digitalización de los segmentos lj y ls se realizó manualmente.

•

Ar: Medido en grillas de 4x4 Km mediante la función Zonal Statistics de ArcMap. Las dimensiones fueron seleccionadas por analogía al criterio utilizado por Azañón et al. (2015) para elegir el tamaño de la grilla para medir el índice HI el cual consiste en elegir aproximadamente la mitad del ancho de las cuencas con el fin de detectar variaciones intracuenca. En este estudio se utilizó como referencia las cuencas del margen oriental de la serranía por ser las cuencas más estrechas.

69

•

Bs: Medido en las 62 cuencas mediante la digitalización manual de las líneas Bl (longitud de la cuenca) y Bw (Ancho de la cuenca).

•

Densidad de lineamientos y fallas (Dfgl_lmt): Los lineamientos son rasgos lineales rectilíneos o curvilíneos presentes en el terreno que pueden tener un origen tectónico (Sivakumar, 2016). Las fallas geológicas y los lineamientos fueron obtenidos a partir de los mapas geológicos a escala 1:100,000 publicados por INGEOMINAS, actualmente Servicio Geológico Colombiano. Este parámetro fue calculado mediante la función Kernel Density de ArcMap. A mayor densidad de lineamientos y fallas, se asume mayor grado de actividad tectónica.

•

Densidad de knickpoints: calculado mediante la función Kernel Density de ArcMap. Utilizado como una forma de integrar en un índice morfotectónico la información suministrada por la forma de los perfiles longitudinales de los ríos.

3.7. Método de cálculo y clasificación del Índice de Actividad Tectónica Relativa Normalizado (IATRN) Esta investigación pretende dar resultados cualitativos referentes al grado relativo de actividad tectónica en la serranía de San Lucas, expresados en un mapa de zonificación.

Debido a que en general no hay un consenso de cómo deben ser categorizados los valores de cada índice morfométrico y, no se conoce la forma de calcular las tasas de levantamiento y de erosión a partir exclusivamente de los índices morfométricos; ya que para esto se requiere de dataciones independientes que permitan “calibrar” los resultados (e.g. Larue, 2008 y Oskin et al., 2014). Tampoco hay consenso sobre las ponderaciones y clasificaciones a utilizar para cada índice morfométrico pues, cada índice de actividad tectónica relativa propuesto en la literatura difiere de los demás en los índices morfométricos utilizados y en la forma de clasificar los valores obtenidos (Tabla 3 y subcapítulo 2.14).

Por las razones anteriormente expuestas, y con el fin de detectar pequeñas variaciones en el índice de actividad tectónica relativa, en este estudio cada índice morfotectónico fue calculado y luego normalizado a una escala entre 0 y 1 mediante la ecuación (18). Para el índice Smf, además de la normalización, fue necesario realizar un ajuste debido a que este

70

Ă­ndice presenta una interpretaciĂłn contraria a los demĂĄs, ya que altos valores de Smf son relacionados con baja actividad tectĂłnica. Para obtener una escala comparable del Ă­ndice Smf con los demĂĄs, se utilizĂł la ecuaciĂłn (19).

Los valores normalizados de los Ă­ndices morfotectĂłnicos individuales fueron sumados y se dividiĂł entre el nĂşmero de Ă­ndices utilizados7 en cada regiĂłn (pĂ­xel) para obtener el valor del Ă?ndice Normalizado de Actividad TectĂłnica Relativa (IATRN). En ausencia de una escala absoluta para medir el grado de actividad tectĂłnica relativa, los resultados de este Ă­ndice fueron clasificados en 3 categorĂ­as de menor a mayor valor: Baja, Media y Alta, haciendo referencia al grado relativo de actividad tectĂłnica segĂşn el mĂŠtodo de intervalos iguales.

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(18)

(19)

Ă?đ?&#x2018;&#x203A;đ?&#x2018;&#x2018;đ?&#x2018;&#x2013;đ?&#x2018;?đ?&#x2018;&#x2019; đ?&#x2018;&#x2020;đ?&#x2018;&#x161;đ?&#x2018;&#x201C; đ?&#x2018;˘đ?&#x2018;Ąđ?&#x2018;&#x2013;đ?&#x2018;&#x2122;đ?&#x2018;&#x2013;đ?&#x2018;§đ?&#x2018;&#x17D;đ?&#x2018;&#x2018;đ?&#x2018;&#x153; = 1 â&#x2C6;&#x2019; đ?&#x2018;&#x2030;đ?&#x2018;&#x17D;đ?&#x2018;&#x2122;đ?&#x2018;&#x153;đ?&#x2018;&#x; đ?&#x2018;&#x2020;đ?&#x2018;&#x161;đ?&#x2018;&#x201C; đ?&#x2018;&#x203A;đ?&#x2018;&#x153;đ?&#x2018;&#x;đ?&#x2018;&#x161;đ?&#x2018;&#x17D;đ?&#x2018;&#x2122;đ?&#x2018;&#x2013;đ?&#x2018;§đ?&#x2018;&#x17D;đ?&#x2018;&#x2018;đ?&#x2018;&#x153;

Tabla 3 ComparaciĂłn de los distintos Ă­ndices de actividad tectĂłnica relativa segĂşn los parĂĄmetros utilizados

Ă?ndice o parĂĄmetro

IATRN Ă?ndice de actividad tectĂłnica relativa normalizado

IRTA (Index of Relative Tectonic Activity) (Faghih et al., 2015)

IAT (Index Active Tectonic) (El Hamdouni et al., 2008)

IATR (Ă?ndice de Actividad TectĂłnica Relativa) (CuĂŠllarCĂĄrdenas et al., 2015)

Integral hipsomĂŠtrica (HI)

X

X

X

X

Factor de asimetrĂ­a de la cuenca (Af)

X

X

X

X

Densidad de drenaje (Dd) RelaciĂłn de forma de la cuenca (Bs) Pendiente axial promedio del canal (MASC) Rugosidad de la topografĂ­a

7

X X

X

NLDI (Neotectonic Landscape Deformation Index) (Argyriou et al., 2016)

X X

X

X

X*

Debido a que algunos parĂĄmetros son medidos a nivel de cuenca hidrogrĂĄficas y otros a nivel de grilla cuadriculada, no toda el ĂĄrea de estudio es medida con los mismos Ă­ndices morfomĂŠtricos; es el caso del Ă­ndice Bs y Af, los cuales dadas sus caracterĂ­sticas no pueden ser medidos en algunos sectores.

71

Índice SL (Hack, 1973) Razón del ancho del piso y altura del valle (Vf) Sinuosidad del frente montañoso (Smf) Curva hipsométrica ** Amplitud del relieve (Ar) SLk***

X

X

X

X

X

X X**

X

X X

Pendiente (S) Densidad de lineamientos (Ld)

X

X X

X

Frecuencia de lineamientos (Lf)

X

Frecuencia de drenajes (Fu)

X

Índice de humedad topográfica (TWI)

X

Litología (Lth)****

X

Índice de verticalidad normalizado (ksn)

X

* Medida como la desviación estándar de la topografía. ** La curva hipsométrica es un parámetro que se evalúa cualitativamente según su forma, para el cálculo del IATR se utilizó la integral hipsométrica. *** índice SL normalizado **** Clasificación de la litología con respecto a su resistencia según el Geological Strength Index (Marinos y Hoek, 2000).

72

4. Resultados A continuación, se presentan los resultados obtenidos a partir del cálculo de los índices morfotectónicos individuales, el índice de actividad tectónica relativa normalizado y el análisis de los perfiles longitudinales de los principales ríos.

4.1. Curva e integral hipsométrica (HI) En la Figura 36 se muestra el mapa de distribución de los valores del índice HI para las 62 cuencas hidrográficas analizadas, clasificadas en 3 grupos según los valores utilizados por Giano et al. (2018, p. 176). En color rojo las cuencas en estado juvenil, en amarillo las cuencas en fase madura y en verde las que se encuentran en fase monadnock.

Figura 36 Mapa de valores de la integral hipsométrica (HI)

En la Figura 37 se muestran las curvas hipsométricas obtenidas para las 62 cuencas analizadas, clasificadas según su forma en 4 tipos: A) curvas cóncavas, B) curvas rectas, C) curvas complejas y D) curvas convexas.

73

Figura 37 Curvas hipsométricas A) tipo cóncavas, B) tipo rectas, C) tipo complejas, D) tipo convexas (cuencas 18, 19, 24, 25, 46, 47)

En la Tabla 4 se muestran los resultados de HI y la clasificación de la curva hipsométrica de las 62 cuencas analizadas, 30 correspondientes a curvas complejas, 15 a cóncavas, 11 rectas y 6 convexas.

74

Tabla 4 Resultado del índice HI y la curva hipsométrica

Cuenca

HI

1 2

0.271 0.342

3 4 5 6 7 8

0.219 0.236 0.307 0.213 0.324 0.4

9 10 11 12 13 14

0.433 0.426 0.467 0.325 0.446 0.501

15 16 17 18 19 20

0.501 0.461 0.419 0.563 0.533 0.474

21 22 23 24 25 26

0.469 0.458 0.534 0.52 0.595 0.531

27 28 29 30 31

0.387 0.443 0.491 0.431 0.462

Tipo curva hipsométrica Cóncava

Cuenca

HI

32 33

0.397 0.355

34 35 36 37 38 39

0.373 0.231 0.325 0.297 0.36 0.378

40 41 42 43 44 45

0.375 0.418 0.443 0.321 0.602 0.488

46 47 48 49 50 51

0.629 0.567 0.402 0.256 0.26 0.334

52 53 54 55 56 57

0.399 0.379 0.308 0.384 0.221 0.257

58 59 60 61 62

0.191 0.188 0.229 0.346 0.289

Cóncava Cóncava Cóncava Cóncava Cóncava Compleja Recta Recta Recta Recta Compleja Compleja Compleja Compleja Recta Compleja Convexas Convexas Recta Recta Compleja Compleja Convexas Convexas Recta Compleja Compleja Compleja Compleja Recta

Tipo curva hipsométrica Compleja Cóncava Compleja Cóncava Cóncava Compleja Compleja Compleja Compleja Compleja Compleja Compleja Compleja Compleja Convexas Convexas Recta Compleja Compleja Compleja Compleja Compleja Compleja Compleja Cóncava Cóncava Cóncava Cóncava Cóncava Recta Cóncava

4.2. Sinuosidad del frente montañoso (Smf) El índice Smf se calculó en 19 tramos alrededor de la serranía. Los valores obtenidos van desde 1.02 hasta 3.17; con los valores más altos en la sección norte y noroeste del área de estudio como se muestra en la Figura 38.

75

Figura 38 Resultado del cálculo del índice Smf en 18 tramos alrededor de la serranía de San Lucas

En la Figura 39 se presenta el mapa con el índice Smf reclasificado en 3 grupos: zona activa tectónicamente (rojo, 1<Smf<1.6), zona poco activa (amarillo, 1.6<Smf<3) y zona inactiva (verde, Smf>3) según la clasificación propuesta por Keller y Pinter (1996).

Figura 39 Índice Smf reclasificado según los intervalos sugeridos por Keller y Pinter (1996)

76

4.3. Índice Relación de forma de la cuenca (Bs) El índice Bs se midió en 62 cuencas en las cuales se obtuvo valores que van desde 0.57 hasta 6.15. En la Figura 40 se muestra el mapa de valores del índice Bs clasificados en 3 grupos (cuencas subredondeadas en verde, elongadas en amarillo y muy elongadas en rojo) según el método Natural Breaks (Jenks, 1967). Nótese como los valores más altos del índice Bs (correspondientes a las cuencas más alargadas) se presentan preferencialmente al NE y E de la serranía.

Figura 40 Mapa de distribución del índice Bs

4.4. Índice Amplitud del Relieva (Ar) Como se muestra en la Figura 41, la mayor amplitud del relieve se encuentra en la zona oriental de la serranía, donde se alcanzan valores hasta de 1,344 metros. Los valores más bajos se localizan en la zona alrededor de la serranía, la cual está conformada principalmente por depósitos aluviales.

77

Figura 41 Mapa de distribución del índice Ar

4.5. Densidad de Knickpoints A partir de los perfiles longitudinales de los ríos y el análisis slope-area, se identificaron 319 knickpoints, los cuales se concentran en el margen E y SE de la serranía como se muestra en la Figura 42 mediante tonos rojizos. También se observa un cúmulo de knickpoints en la zona central del margen W de la serranía.

Figura 42 Mapa de densidad de knickpoints

78

4.6. Densidad de lineamientos y fallas La mayor densidad de fallas y lineamientos se localiza en el margen W de la serranía, donde las estructuras tienen orientación NS. También se observan algunas otras acumulaciones en los bordes N y NE de la serranía, sectores en los cuales las estructuras tienen una orientación NE-SW (Figura 43).

Figura 43 Mapa de densidad de lineamientos y fallas (índice Dfgl_lmt)

4.7. Índice de verticalidad normalizado del drenaje (ksn) En la Figura 44 se muestran los drenajes coloreados según el valor del índice ksn clasificado en 3 grupos según el método Natural Breaks (Jenks, 1967) y en la Figura 45 el ráster de valores de ksn obtenidos por interpolación. Se observa que el índice de verticalidad normalizado toma valores desde 0 hasta 1,012. Los valores más bajos se encuentran principalmente en la parte central de la serranía y en los alrededores donde el drenaje fluye a través de depósitos aluviales. En la zona NE de la serranía se observan algunas zonas con valores altos (mayores a 111) cerca del borde, en cambio, los valores más altos en las cuencas que fluyen hacia el W se localizan más alejados del borde de la serranía. Los valores más altos están presentes en un tramo del río Alicante localizado en el sector sur de la serranía, donde fluye controlado estructuralmente por la falla Cimitarra (INGEOMINAS y UPTC, 2011).

79

Figura 44 Mapa de los drenajes segĂşn el Ă­ndice ksn

Figura 45 Mapa del Ă­ndice ksn interpolado

80

4.8. Índice factor de asimetría de la cuenca (Af) El factor de asimetría fue medido en 61 cuencas hidrográficas, divididas siguiendo el drenaje principal para obtener la cuenca del margen derecho (color celeste) y la cuenca del margen izquierdo (color rosado) como se muestra en la Figura 46.

Los resultados del índice Af se observan en la Figura 47, clasificados en 4 grupos según los intervalos sugeridos por Pérez-Peña et al. (2010). Nótese que los valores van desde 0.16 hasta 30.47 sin una tendencia clara ya que cuencas fuertemente asimétricas (Af>15) identificadas con color rojo se localizan de forma intercalada con cuencas moderadamente asimétricas (anaranjado, 10<Af<15)), ligeramente asimétricas (verde claro, 5<Af<10) y simétricas (verde oscuro, Af<5).

Figura 46 Cuencas divididas por el drenaje principal para medir el índice Af

81

Figura 47 Mapa de distribución del índice Af

4.9. Índice de actividad tectónica normalizado Como resultado del análisis combinado de 8 índices morfotectónicos se obtuvo el índice IATRN, el cual toma valores desde 0 hasta 0.59 como se muestra en la Figura 48. En la Figura 49 se muestra el mapa del índice IATRN con las curvas de igual valor cada 0.1. En este mapa las curvas de igual valor del IATRN no presentan una tendencia clara.

82

Figura 48 Mapa del IATRN sin reclasificar

Figura 49 Mapa del índice IATRN con las curvas de isovalor cada 0.1

En la Figura 50 se muestra el mapa municipal junto a la zonificación de la actividad tectónica relativa mediante la reclasificación del IATRN en 3 categorías (baja, moderada y alta) según intervalos iguales. La mayor parte del área de estudio corresponde a la categoría de actividad tectónica baja, la cual abarca el 52% del área de estudio y se presenta en su mayoría en los alrededores de la serranía. La categoría de actividad tectónica moderada representa el 29%

83

de la zona estudiada y corresponde en términos generales a la parte central de la serranía, en los municipios de Santa Rosa del Sur, Montecristo y Remedios, las cuencas hidrográficas del sector norte y noroeste (municipios de Norosí, San Martín de Loba, Tiquisio), los bordes occidentales (municipios de Zaragoza, Nechí) y oriental (municipio de Cantagallo) y buena parte del sector sur (municipio de Yolombó, Puerto Berrío y Remedios). El restante 19% de la zona de estudio corresponde a la categoría de alta actividad tectónica relativa, la cual se localiza principalmente en las cuencas que drenan hacia el margen oriental de la serranía, zona perteneciente a los municipios de Arenal, Morales y buena parte de Santa Rosa del Sur y Simití. También hay zonas calificadas con alta actividad en la parte alta de las cuencas en el margen occidental, en territorio de los municipios El Bagre y Segovia. En el sector sur los municipios de Vegachí y Yalí también fueron catalogados como de alta actividad tectónica relativa.

Figura 50 Mapa de zonificación mediante el índice IATRN con la división político-administrativa a nivel municipal

En la Tabla 5 se muestra el porcentaje del área estudiada por municipio correspondiente a cada una de las tres categorías de actividad tectónica relativa obtenidas mediante el IATRN.

84

Tabla 5 Área en porcentaje de cada municipio por categoría de actividad tectónica relativa

Municipio Vegachí Yalí Arenal Santa Rosa del Sur Yolombó

Área Analizada (Km2) 284.89 230.48 461.58 2381.85 173.04

Bajo 1.4% 1.6% 11.8% 0.0% 1.3%

Moderado 1.7% 1.8% 14.9% 44.6% 49.4%

Alto 97.0% 96.6% 73.3% 55.4% 49.3%

El Bagre Morales Segovia Simití• San Pablo Remedios

1554.17 1196.20 1085.52 1355.38 2023.88 1922.62

12.2% 26.7% 1.5% 33.4% 26.9% 6.3%

39.2% 28.3% 54.6% 31.8% 51.6% 73.8%

48.6% 45.0% 43.9% 34.8% 21.5% 20.0%

Montecristo Cantagallo Zaragoza Nechí• Norosí Rioviejo

2094.81 881.86 778.76 494.20 417.31 763.66

11.6% 27.1% 50.3% 58.9% 27.5% 51.8%

70.9% 56.2% 36.1% 28.1% 66.2% 42.1%

17.5% 16.7% 13.6% 13.1% 6.3% 6.2%

Puerto Berrío San Martín de Loba Tiquisio (Puerto Rico) Maceo Barranco de Loba Yondó (Casabe)

280.90 430.26 762.06 77.98 332.85 1179.81

36.3% 63.4% 66.0% 4.4% 72.4% 90.8%

60.1% 36.6% 34.0% 95.6% 27.6% 9.2%

3.7% 0.0% 0.0% 0.0% 0.0% 0.0%

Altos del Rosario Amalfi San Jacinto del Cauca Puerto Wilches Achí Regidor

297.16 0.07 491.15 338.07 382.12 168.88

96.7% 97.3% 97.7% 99.0% 99.2% 99.9%

3.3% 2.7% 2.3% 1.0% 0.8% 0.1%

0.0% 0.0% 0.0% 0.0% 0.0% 0.0%

El Peñón Pinillos Guaranda Caucasia Cimitarra Tamalameque

254.89 125.68 109.92 85.36 64.63 62.53

100.0% 100.0% 100.0% 100.0% 100.0% 100.0%

0.0% 0.0% 0.0% 0.0% 0.0% 0.0%

0.0% 0.0% 0.0% 0.0% 0.0% 0.0%

La Gloria Anorí Pelaya

13.55 0.94 0.54

100.0% 100.0% 100.0%

0.0% 0.0% 0.0%

0.0% 0.0% 0.0%

85

4.10.

Perfiles longitudinales de los ríos – análisis Slope-Area

Se elaboraron 78 perfiles longitudinales de ríos tipo altura vs distancia y slope-area localizados como se muestra en la Figura 51. Mediante los perfiles se identificaron 319 knickpoints. Los perfiles longitudinales de los ríos y los respectivos diagramas slope-area pueden ser consultados en el Anexo A.

Figura 51 Mapa de los ríos analizados. Los puntos amarillos muestran la localización del nacimiento de cada río

Teniendo en cuenta la forma general de los perfiles y la presencia de knickpoints mayores y knickzones, los perfiles fueron agrupados en 4 categorías como se aprecia en la Tabla 6.

Tabla 6 Clasificación de los perfiles longitudinales de los ríos según su forma

Clasificación

Perfiles/Ríos (drenajes) 1, 2, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 17, 23, 27, 28,

Cóncavos

30, 31, 32, 33, 34, 35, 38, 48, 57, 58, 59, 61, 62, 63, 71, 73, 75, 76, 77

Cóncavo-convexos

24 y 70

Lineales

18, 19, 42, 55, 56

Complejos

3, 16, 25, 26, 29, 36, 39, 40, 41, 43, 44, 45, 46, 47, 49, 5, 52, 53, 60, 64, 66, 67, 68, 69, 72, 74, 78

86

•

Perfiles cóncavos: estos perfiles tienen una forma cóncava sin la presencia de knickpoints mayores ni knickzones. Este tipo de perfiles pueden ser clasificados como tipo A o F según la clasificación de Hovius (2000). Como ejemplo representativo de este tipo de perfil se muestra el correspondiente al río 1 en la Figura 52. Nótese en los perfiles que la línea fucsia representa el perfil “real” elaborado con un suavizado correspondiente a una ventana de 250m para remover picos. La línea color azul oscuro representa la forma del perfil modelada según la concavidad (θ) calculada en el diagrama slope-area. La línea color celeste representa el perfil modelado utilizando la concavidad de referencia (θref=0.45). Los knickpoints son representados por cruces (+) en el perfil altura vs distancia, y en el diagrama slope area por un círculo con un punto en el medio. Las cruces (+) en el diagrama slope-area representan los valores medidos y los cuadrados rojos los valores promedio.

•

Perfiles cóncavo-convexos: pueden ser clasificados como tipo B según la clasificación de Hovius (2000). Como ejemplo representativo de este tipo de perfil se muestra el correspondiente al río 70 en la Figura 53. Nótese la forma suavemente cóncava en el primer tramo del perfil seguido de un tramo convexo (ver Anexo A).

•

Perfiles lineales: se caracterizan por presentar una forma casi lineal entre el nacimiento hasta la boca del río, exceptuando el tramo inicial desde el nacimiento y el tramo que fluye en terreno aluvial el cual es casi plano como se ve en la Figura 54 correspondiente al río 42, en el cual la línea roja muestra una tendencia curva en el perfil slope-area, debido posiblemente a flujos de escombros que predominan en el primer tramo del río, por debajo del área crítica para que se cumplan las leyes de erosión fluvial (Montgomery y Foufoula-Georgiou, 1993; Stock y Dietrich, 2003).

•

Perfiles complejos: En esta categoría se han incluido los perfiles que presentar tramos cóncavos, convexos, rectos y presencia de knickzones y knickpoints mayores. Como ejemplo representativo de este tipo de perfil se muestra el correspondiente al río 46 en la Figura 55.

87

Figura 52 Ejemplo de los perfiles tipo cóncavos. En la parte superior el perfil longitudinal número 1, en la imagen inferior el perfil slope-area.

Figura 53 Ejemplo de los perfiles cóncavos-convexos (tipo B). Perfil longitudinal número 70, en la imagen inferior el perfil slope-area.

88

Figura 54 Ejemplo de los perfiles lineales. Perfil longitudinal número 42, en la imagen inferior el perfil slopearea. Ac: área crítica

Figura 55 Ejemplo de los perfiles tipo complejos. Perfil longitudinal número 46, en la imagen inferior el perfil slope-area.

89

5. Discusión de Resultados Como se vio anteriormente en el capítulo de antecedentes, la actividad tectónica se estudia desde varios enfoques dependiendo de la disciplina. Este estudio aborda el problema desde el campo de la morfotectónica ya que, el relieve puede preservar evidencia de la historia evolutiva y de deformación de una región por mucho más tiempo que otras fuentes de información como la arqueológica, la sedimentológica o la sismológica (Montes et al., 2004).

Para evaluar el grado de actividad tectónica en la serranía de San Lucas, en este trabajo se ha diseñado un índice morfotectónico denominado Índice de Actividad Tectónica Relativa Normalizado (IATRN), el cual está conformado por 8 índices morfotectónicos, 6 de ellos (Smf, Ar, HI, Bs, ksn y Af) comúnmente utilizados y 2 índices denominados “densidad de fallas y lineamientos” (Dfgl_lmt) y “densidad de knickpoints” (Dknick). El primero fue utilizado por Argyriou et al. (2016) como índice morfotectónico en su índice NLDI (Tabla 3) y el segundo diseñado en este estudio con el fin de incluir en un índice la presencia de knickpoints y la forma de los perfiles longitudinales de los ríos como evidencia de posible actividad tectónica reciente. Los 8 distintos índices morfotectónicos fueron seleccionados con el fin de detectar características del terreno que puedan estar asociadas con la actividad tectónica, ya sea levantamiento, subsidencia o basculamiento debido a movimientos relativos a lo largo de fallas.

Los resultados de este estudio son preliminares y deberán ser validados con estudios de campo posteriores ya que la metodología utilizada, basada en índices morfométricos, parte del supuesto de que los resultados se deben principalmente a la tectónica, siendo necesario estudios de campo que permitan descartar posibles efectos litológicos y climáticos en los resultados.

5.1. Curva e Integral Hipsométrica (HI) Según la clasificación utilizada por Geach, Stokes y Hart (2017) las curvas hipsométricas cóncavas corresponden a cuencas estables o antiguas, dominadas por procesos erosivos. Las cuencas con curvas hipsométricas rectas y complejas son agrupadas en una misma categoría

90

por Geach et al. (2017) e interpretadas como un estado intermedio en la evolución de las cuencas, es decir, cuencas en proceso de rejuvenecimiento. Por su parte, las curvas hipsométricas convexas son señal de actividad tectónica (Geach et al., 2017).

Como se muestra en la Figura 36, de las 62 cuencas hidrográficas analizadas, 23 presentan un valor de la integral hipsométrica (HI) menor a 0.35, clasificándose según Giano et al.

(2018) como cuencas fuertemente erosionadas o estables. Dichas cuencas se encuentran principalmente en el norte y occidente del área estudiada. 37 cuencas presentan valores de HI comprendidos entre 0.36 y 0.6, la mayoría localizadas en el margen oriental de la serranía.

Estas

cuencas

corresponden

a

cuencas

maduras,

moderadamente

erosionadas,

aproximadamente en equilibrio entre erosión y tectónica (Argyriou et al., 2017). Dos cuencas localizadas en el sector sur de la serranía tienen un HI mayor a 0.6, lo cual indica que son cuencas juveniles poco erosionadas.

5.2. Perfiles longitudinales de los ríos y densidad de knickpoints (Dnick) Aunque 35 de los 78 perfiles analizados tienen en términos generales una forma cóncava cercana a lo considerado como un perfil en estado de equilibrio, dicha forma está influenciada por la escala del perfil y en varios casos a que la mayoría del perfil corresponde a zonas muy planas conformadas por terreno aluvial (e.g. el perfil 9, ver Anexo A). Esto se debe a que la herramienta stream profiler (Whipple et al., 2007) elabora el perfil para cada drenaje desde el pixel de mayor elevación, hasta el pixel de menor elevación en el borde del DEM siguiendo la dirección del flujo, por lo cual los perfiles elaborados no corresponden en su totalidad a lechos rocosos. Debido a esto, la forma cóncava puede no ser representativa de condiciones de equilibrio. Además, la mayoría de los perfiles longitudinales con forma cóncava tienen algunos knickpoints que pueden ser evidencia de condiciones de desequilibrio entre la erosión y el levantamiento tectónico, siempre y cuando los knickpoints no sean producto de contactos litológicos. Aunque la morfología de los perfiles longitudinales de los ríos y sus respectivos diagramas slope-area pueden dar indicios del origen del knickpoint (Figura 15), Kirby y Whipple (2012) indican que no siempre se cumplen los comportamientos esperados. Por este motivo en este estudio se asume un origen tectónico de los knickpoints y knickzones hasta que estudios posteriores de campo permitan esclarecer su verdadera naturaleza.

91

El perfil longitudinal que más se acerca a la forma ideal de un perfil en condiciones de equilibrio sin knickpoints y con un diagrama slope-area casi completamente lineal es el perfil 76 mostrado en la Figura 56. Dicho río fluye en sentido hacia el SW controlado por la falla La Honda en el margen occidental de la serranía hasta llegar al sistema de Fallas de Palestina donde gira 90 grados para terminar en sentido NW como se muestra en la Figura 66. Dicho comportamiento coincide con el movimiento dextral de la Falla de Palestina (SGC, 2015b).

La forma del perfil 76 puede ser explicada por la ausencia de movimiento vertical relativo entre los bloques a ambos lados de la falla de Palestina y La Honda. También es destacable que el perfil 76 fluye en la cuenca 57, en una zona donde el índice IATRN presenta valores menores al resto de las cuencas vecinas como se mostró anteriormente en la Figura 48.

Figura 56 Perfil longitudinal del río 76 y en el recuadro interior el diagrama slope-area

Los knickpoints son puntos de quiebre en el perfil longitudinal de un río, originados por procesos tectónicos y/o ambientales (Phillips, J. D. y Lutz, 2008; Whittaker y Boulton, 2012). En este estudio se utilizó la herramienta Stream Profiler (Whipple et al., 2007) para reconocerlos y localizarlos en el mapa. La herramienta utilizada permite clasificar los knickpoints en “mayores” o “menores”, dicha clasificación fue utilizada para denotar la “magnitud” del knickpoint, entiéndase como magnitud, el grado relativo de cambio presentado en el perfil longitudinal del río, tanto en altura como en pendiente. Para ilustrar las diferencias entre los tipos de knickpoints se muestra el perfil del río 36 (Figura 57) en el cual se identificaron knickpoints menores y mayores. Nótese que muy cerca a la fuente del río hay un ligero cambio en la forma del perfil, dicho comportamiento fue visto en casi la totalidad de los perfiles examinados, este cambio puede deberse a la transición entre

92

procesos de flujos de escombros y procesos de incisión fluvial al alcanzar el área crítica (Ac) (Montgomery y Foufoula-Georgiou, 1993; Stock y Dietrich, 2003). Dichos puntos fueron catalogados como knickpoints menores, al igual que los puntos en los que inician tramos muy rectos y knickzones.

Figura 57 Perfil longitudinal del río 36. Ac= área crítica

Como fuente de elevación para elaborar los perfiles se utilizó un MDE ALOS PALSAR con resolución de 12.5m. La herramienta Stream Profiler (Whipple et al., 2007) utiliza una ventana de 250m para realizar el suavizado de los perfiles y así remover posibles picos debido a ruido presente en el modelo de elevación.

El suavizado utilizado en los perfiles longitudinales hace poco probable que los knickpoints sean producto de ruido en el MDE, pero dicha opción sigue siendo posible. Los puntos que reflejan la posible transición entre flujos de escombros y procesos fluviales pueden no representar estados alterados en las condiciones de equilibrio entre erosión y tectónica, sin embargo, en este estudio, ante la ausencia de evidencia de campo que pueda aclarar la naturaleza de dicho sector, estos puntos fueron tenidos en cuenta como knickpoints menores.

De los 319 knickpoints identificados, 231 corresponden al tipo “menor”. Para evaluar el efecto de la inclusión de los knickpoints menores (posiblemente originados por ruido en el DEM y putos de área crítica), se elaboraron 3 mapas alternativos de densidad de knickpoints construidos con cada tipo de knickpoints para ser comparados con el mapa del índice Dnick utilizado para el cálculo del IATRN. Todos los mapas fueron elaborados mediante la función

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Kernel Density de ArcMap y graficados con la misma escala de color para facilitar su comparación, ya que numéricamente (unidades de puntos por unidad de área) los mapas difieren considerablemente debido al número de entidades utilizadas para los cálculos y las distancias entre ellos y el radio de búsqueda utilizado en el algoritmo. Los resultados se ven en la Figura 58. Nótese que todos los mapas se identifican claramente las 3 mismas zonas (círculos negros en la Figura 58) con la mayor densidad de knickpoints. Sin embargo, en el mapa elaborado con los knickpoints menores (K. menores) se observan más zonas de alta densidad y prácticamente coincide con el mapa elaborado con la totalidad de los knickpoints (K. Total). Los tres primeros mapas (K. menores, K. mayores y K. Total) fueron graficados con los valores originales obtenidos mediante la función Kernel Density de ArcMap, mientras que el mapa K. Total 0-1 está escalado para tener valores entre 0 y 1 y fue el utilizado para el cálculo del IATRN. Nótese que en el mapa K. Total 1-0 las zonas en rojo (mayor densidad) disminuyen con respecto al mapa elaborado con solo knickpoints menores y al mapa elaborado con todos los knickpoints sin escalar (K. Total).

Figura 58 Comparación de mapas de densidad de knickpoints (K.) alternativos

En base a la comparación de las distintas versiones de mapas de densidad de knickpoints (Figura 58), se puede concluir que el haber incluido los knickpoints menores no afecta drásticamente los resultados ya que el re-escalado utilizado en el índice Dnick permitió tener en cuenta esta clase de knickpoints sin sobrevalorarlos; resaltando los clústeres de knickpoints comunes en todas las versiones.

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En la Figura 59 se observa que 23 knickpoints menores se localizan muy cerca de fallas geológicas y lineamientos, 8 están muy cerca (a menos de 250m) tanto de fallas y lineamientos como de contactos geológicos, 15 knickpoints menores localizados en contactos geológicos pueden atribuirse a contrastes en la erodabilidad de las rocas. También se observa que 5 de los knickpoints mayores se localizan en zonas de fallas o lineamientos, 3 coinciden en zonas de falla y contactos geológicos y sólo 2 pueden atribuirse diferencias en la erodabilidad.

También es de resaltar la presencia de varios knickpoints en los drenajes 49, 55, 56, 69, 70, y 73 (Figura 59, Figura 60, Figura 61 y Anexo A) que se encuentran alineados entre sí, coincidiendo con el trazo de la falla El Bagre (Figura 59 y Figura 60), lo cual puede ser interpretado como un indicio de actividad tectónica reciente. Sin embargo, esta falla pone en contacto la unidad cronoestratigráfica MP3NP1-Mag2 (compuesta por rocas metamórficas de alto grado) con las unidades J-Pi (rocas ígneas félsicas), T-Mbg3 (rocas metamórficas de grado medio y bajo) y la unidad K1-VCm (lodolitas, limolitas, arenitas y conglomerados, y basaltos). Con la mayoría de knickpoints presentes cerca (a menos de 250m) al contacto entre las rocas metamórficas de alto grado con las sedimentarias y los restantes en el contacto con las volcánicas félsicas; sin knickpoints (a menos de 250m de distancia) en el contacto con las rocas metamórficas de grado medio, hace pensar en dos posibilidades: 1) Los knickpoints se originan por diferencias en la resistencia a la erosión entre los tipos de roca a cada lado de la falla o, 2) la falla El Bagre presenta una segmentación por lo cual hay tramos en los que la actividad es menor. Al ampliar el radio de búsqueda ente los knickpoints y las fallas, se encuentra que a aproximadamente a 430m, en el drenaje 72 se localiza otro knickpoint mayor en las rocas metamórficas de la unidad T-Mbg3, lo cual inclina la balanza hacia la opción de actividad neotectónica de la falla El Bagre. Probablemente la distancia del knickpoint a la falla en el drenaje 72 se deba a pequeñas imprecisiones en la cartografía geológica, lo cual es completamente normal teniendo en cuenta la escala del mapa, ya que 430m representan menos de medio milímetro a escala 1:1,000,000.

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Figura 59 Mapa de la distribución de los knickpoints (cuadrados y estrellas) clasificados según su tipo y su cercanía con fallas (Fgl), lineamientos (lmt) o contactos geológicos (CG). Leyenda geológica en la Figura 31.

Geología tomada y adaptada del Mapa Geológico de Colombia a escala 1:1,000,000 (SGC, 2015c)

Figura 60 Detalle de trazado de la Falla El Bagre y los knickpoints (cuadrados y estrellas rojas) en su trazo.

Geología tomada y adaptada del Mapa Geológico de Colombia a escala 1:1,000,000 (SGC, 2015c)

En la Figura 61 se observa la presencia de un knickpoint mayor en el perfil 49 y un knickzone en el perfil 69 asociados a la falla El Bagre la cual pone en contacto las rocas metamórficas de la unidad MP3NP1-Mag2 con las rocas sedimentarias y volcánicas de la unidad K1-Vcm. Esta morfología en los perfiles 49 y 69 puede ser interpretada como un indicio de actividad neotectónica.

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Figura 61 Perfiles longitudinales de los ríos 49 y 69. Localización de los perfiles en la Figura 51

En la Figura 62 se muestra el sector SE de la zona de estudio, donde se presentan varios knickpoints representados por cuadrados de color rojo alineados, que coinciden con el trazo de la falla Resbalón. También se observan muchos otros knickpoints relativamente cerca (a más de 300m) a la falla, representados por círculos color fucsia. A diferencia de lo acontecido con la falla El Bagre (Figura 60), la falla Resbalón se localiza a través de la misma unidad cronoestratigráfica (J-Pi) compuesta por rocas ígneas plutónicas félsicas, razón por la cual el origen más más probable para los knickpoints alineados es tectónico por desplazamiento de la Falla Resbalón.

En la Figura 63 se observa los perfiles de tres drenajes que en su curso cruzan la falla Resbalón. En dichos perfiles se muestra la presencia de los knickpoints asociados a la falla y por su forma se pueden catalogar como perfiles en estado de desequilibrio probablemente por levantamiento del bloque occidental de la falla.

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Figura 62 Detalle del trazo de la falla Resbalón. Fgl_lmt: knickpoints cercanos a fallas geológicas y lineamientos, CG: knickpoints cercanos a contactos geológicos. Geología tomada y adaptada del Mapa Geológico de Colombia a escala 1:1,000,000 (SGC, 2015c)

Figura 63 Perfiles longitudinales de los ríos 40, 42 y 44 con evidencia de actividad neotectónica en la falla Resbalón

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5.3. Índice Factor de asimetría (Af) El índice factor de asimetría (Af) de las cuencas fue medido con el fin de detectar posibles levantamientos diferenciales que provoquen basculamiento y consecuentemente el desarrollo de cuencas asimétricas. Los resultados mostrados en la Figura 47 manifiestan la ausencia de un patrón claro ya que cuencas asimétricas se localizan contiguas a cuencas simétricas en toda la región de estudio. Esto posiblemente se deba al patrón estructural de la serranía, el cual consiste de dos regiones claramente diferenciables: 1) La región oriental donde predomina el fallamiento de rumbo dextral con dirección NE-SW y 2) la región occidental en la cual predomina el fallamiento inverso en dirección N-S. Dichas regiones estructurales se encuentran separadas por el sistema de fallas de Palestina (Figura 31).

En la región oriental, la dirección preferencial de las cuencas y por lo tanto del flujo de agua, es en dirección hacia el NE y E. En esta región las cuencas presentan un índice de relación de forma de forma (Bs) en su mayoría comprendido entre 2 y 6 (Figura 40), correspondiendo a cuencas elongadas, subparalelas a las fallas de rumbo, por lo cual no se observa un basculamiento generalizado debido al movimiento en rumbo de las fallas.

En la región occidental, tampoco se observa un patrón que permita establecer una dirección de basculamiento regional. En esta zona las cuencas son más redondeadas (valores bajos del índice Bs) (Figura 40), algunas cuencas muy asimétricas con valores de Af mayor a 13.26, se encuentran adyacentes a otras cuencas simétricas (Af<6.43) y con asimetría moderada (6.44<Af<13.25). Sin embargo, los valores de asimetría (Af) medidos en las cuencas 47 y 49 (las más asimétricas) pueden no ser representativos ya que presentan una red de drenaje muy bifurcada por lo cual el índice Af variará tanto en magnitud como en dirección dependiendo del drenaje elegido para su medición. Para ilustrar lo anterior se presenta el caso de la cuenca 49 en la Figura 64 donde se observa la bifurcación de la red de drenaje y como se obtienen resultados completamente distintos dependiendo del drenaje con respecto al cual se mida.

Otro inconveniente con el índice Af es la determinación de la dirección del basculamiento ya que este depende exclusivamente de la proporción de área localizada a la derecha (mirando en el sentido del flujo) con respecto al área total de la cuenca (Keller y Pinter,

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2002). En la cuenca 62, a diferencia de las cuencas 47 y 49, es fácilmente reconocible el drenaje principal, pero debido a que este inicia fluyendo desde su nacimiento en sentido hacia el NE, luego hace un giro de 180 grados para terminar en la boca de la cuenca con sentido hacia el SW, la dirección de inclinación podría ser cualquiera dependiendo del tramo del drenaje que se tome como referencia tal como se muestra en la Figura 65. Debido a esto la cuenca 62 no se tuvo en cuenta para medir el índice Af.

Figura 64 Cálculo del índice Af en la cuenca 49 con respecto a dos drenajes distintos. Las flechas indican la dirección de basculamiento inferida. Af*: Af medido según el método sugerido por Pérez-Peña et al. (2010)

El índice factor de simetría topográfica vertical T-Factor (Cox, 1994) fue diseñado al igual que el índice Af para detectar posibles basculamientos del terreno. Según Viveen et al.

(2012) el índice T-Factor es más detallado ya que mide la asimetría continuamente a lo largo de la cuenca y no se basa en un solo valor para toda la cuenca, además, permite medir la dirección de basculamiento mediante la suma vectorial de los tramos medidos, a diferencia del resultado en ocasiones ambiguo o impreciso (inclinación a la derecha o izquierda con

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respecto al drenaje principal visto en dirección del flujo) obtenido con el índice Af (ver capítulo 2.8 y 2.9).

Figura 65 Cuenca 62 con las posibles direcciones de basculamiento (flechas negras) si se hubiese medido el índice Af

5.4. Índice Sinuosidad del frente montañosos (Smf) El índice de sinuosidad del frente montañoso (Smf) es un parámetro que se mide linealmente, por lo general a lo largo de los bordes de una montaña. Este índice morfotectónico es muy utilizado e interpretado tanto de forma individual (e.g. Giano et al., 2018) como parte de un índice de actividad tectónica relativa en estudios regionales (e.g. El Hamdouni et al., 2008; Faghih et al., 2015) sin embargo, en esos estudios no se aclara la forma en que los valores de Smf medidos son interpolados o asignados a la región; es decir, espacialmente hasta dónde son válidos. En esta investigación se consideraron varias opciones para obtener un valor de Smf en toda el área de estudio. Una opción es asumir que el valor medido es válido para todas las cuencas que tienen su punto de fuga en el sector evaluado. Una posible ventaja de este enfoque es que se impondría un valor de Smf homogéneo a zonas limitadas por aspectos fisiográficos del terreno (divisorias de aguas), sin embargo, en el sector norte de la serranía hay cuencas con formas y tamaños variados que tienen su punto de fuga en un sector pero su área está más cerca de otro tramo (Figura 35), además, habrían cuencas en el sector sur a las que no se les asignarías valores de Smf pues sus puntos de fuga no estarían en zonas

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medidas (cuencas 46, 47 y 48). Otra opción es interpolar los valores de Smf entre los sectores medidos, sin embargo, no hay reportes en la literatura donde se haya utilizado esta metodología. En este estudio se optó por utilizar la función Euclidean Allocation de ArcMap para asignarle a cada celda del mapa el valor de Smf del tramo medido más cercano como se muestra en la Figura 39. De esta manera se cubre totalmente el área de estudio con este índice y se utiliza como criterio la proximidad a un valor conocido para evaluar el índice en las zonas no medidas.

5.5. Índice de verticalidad del drenaje normalizado (ksn) Los resultados obtenidos mediante la interpolación de los valores ksn medidos (Figura 44 y Figura 45) permitieron reconocer un patrón difícilmente reconocible sin la metodología utilizada. El patrón observado se muestra en la Figura 66, el cual consiste de dos lineamientos subaparalelos entre sí (líneas negras con signos de interrogación), con dirección NW-SE que cruzan la serranía y delimitan una región de valores moderados en el índice ksn.

En la trayectoria de ambos lineamientos hay varios knickpoints alineados y en el margen NW coinciden con un giro de 90 grados en el drenaje. Los lineamientos no coinciden con fallas reportadas en la cartografía oficial de la región ni con contactos geológicos (Figura 31). Dichas zonas deberían ser estudiadas en campo con el fin de conocer la naturaleza de dicho patrón. Si bien hay otros lineamientos en el mapa del índice ksn, los demás pueden ser explicados por el efecto de borde en el TIN utilizado.

Figura 66 Mapa del índice ksn interpolado. Las flechas rojas indican el cambio de 90 grados en la dirección del río 76

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Para calcular el índice ksn se tomó como concavidad de referencia (θref) 0.45, el cual resultó ser un buen valor para la zona de estudio ya que se obtuvo buenos ajustes en la mayoría de los perfiles longitudinales (ver Anexo A).

5.6. Índice Amplitud del relieve (Ar) Este índice depende de las dimensiones de la grilla utilizada para medirlo, ya que cuanto menor sea el área analizada (i.e. el tamaño de cada cuadrícula en la grilla), es más probable tener una baja amplitud del relieve pues el terreno será más homogéneo. En la Figura 67 se muestran 2 mapas del índice Ar normalizado entre 0 y 1 calculados con grillas de 2x2 Km y 8x8 Km y la versión utilizada para el cálculo del IATRN (4x4 Km). Nótese que en los tres mapas el patrón es el mismo, incluso se observa en los tres mapas una pequeña región con baja amplitud del relieve en el centro de la serranía (señalada con un círculo negro en la Figura 67). Por lo tanto, se puede concluir que, aunque el índice Ar depende de la escala, no se presenta grandes cambios.

Figura 67 Mapa del índice Ar normalizado entre 0 y 1 medido en grillas 2x2 Km, 4x4 Km y 8x8 Km

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5.7. Índice Dfgl_lmt Este índice fue calculado a partir de las fallas y lineamientos de la cartografía geológica oficial de Colombia a escala 1:100,000 publicadas por INGEOMINAS (actualmente Servicio Geológico Colombiano). Debido a esto se presentan algunos resultados anómalos en este índice, causados por algunas discontinuidades en las fallas y lineamientos al cruzar de una plancha a otra. Esto se debe a que los mapas geológicos fueron realizados por distintos grupos de trabajo y en distintas épocas, razón por la cual, las fallas y lineamientos fueron cartografiados bajo el criterio de cada autor. Esto puede causar que algunas zonas presenten un mayor valor en el índice Dfgl_lmt debido a una cartografía más detallada y valores menores en zonas donde las fallas y lineamientos no tienen continuidad de una plancha a otra. Como ejemplo, se muestra en la Figura 68 un detalle del mapa de la densidad de fallas y lineamientos junto con la grilla de las planchas cartográficas a escala 1:100,000 del IGAC donde se nota que varias fallas y lineamientos cartografiados en la plancha 75 no tienen continuidad en la plancha 85.

Figura 68 Detalle del mapa del índice Dfgl_lmt

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5.8. Índice de Actividad Tectónica Relativa Normalizado (IATRN) Varios índices de actividad tectónica relativa han sido propuestos para evaluar áreas utilizando distintos índices, distintas formas de cálculo, ponderaciones y rangos para las clases obtenidas. Metodologías como la propuesta por El-Hamdouni et al. (2008) consisten, de manera simplificada, en calcular índices y clasificar los valores obtenidos en 3 clases, siendo 1 el valor de la categoría con mayor actividad y 3 la de menor, luego los índices son sumados y divididos entre el número de índices medidos en cada sector, ya que, por su naturaleza, hay índices que no pueden ser medidos de forma continua en una región. Dicha metodología tiene el inconveniente de calcular el promedio para una variable categórica ordinal (categorías 1, 2 y 3 asignadas para cada índice según su valor) y no entre variables tipo razón para obtener la categoría final (de 1 a 4).

Para evaluar el grado de actividad tectónica en la serranía de San Lucas, en este trabajo se ha diseñado un índice morfotectónico denominado Índice de Actividad Tectónica Relativa Normalizado (IATRN).

Los índices medidos fueron reescalados para presentar valores comprendidos entre 0 y 1 con el fin de utilizar la misma escala numérica en todos los índices haciéndolos directamente comparables entre sí. Luego se halló el promedio entre los índices en cada sector (píxel).

La ventaja de la metodología utilizada en este estudio frente a la utilizada por El Hamdouni et al. (2008) es que utiliza escalas numéricas tipo razón en cada índice por lo cual el promedio entre índices tiene significado estadístico. Con respecto al método para obtener las clases finales del IATRN, en la literatura hay varios métodos, uno de ellos es el AHP (Analytical Hierarchical Process) utilizado por Alipoor et al. (2011), Bagha et al. (2014), Argyriou et al. (2016; 2017). El método AHP requiere de la asignación de “importancias” a cada índice por lo cual puede haber ambigüedades en dicho proceso (Faghih et al., 2015, p. 718). Otros estudios utilizan el análisis de clúster jerárquico (e.g. Rebai, Achour, Chaabouni, Bou Kheir y Bouaziz, 2013) o el análisis de clúster tipo k medias (e.g. Faghih et al., 2015), sin embargo, dichas metodologías basadas en clúster; aunque permiten agrupar valores para obtener zonas homogéneas (zonas con puntuaciones semejantes en los índices), no dan información sobre la “posición” que permita clasificar de manera ordenada los grupos hallados con respecto a

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la variable de salida (actividad tectónica relativa), es decir, no dan por sí mismas un orden que permita una clasificación ordenada de mayor a menor actividad tectónica relativa.

En esta investigación se utilizó el promedio de los valores normalizados de los índices medidos y el resultado fue clasificado en tres categorías (baja, moderada y alta) haciendo referencia al nivel de actividad tectónica relativa. El método utilizado para clasificar los valores del IATRN fue el de intervalos iguales con el fin de evitar imponer límites arbitrarios entre clases. Si bien, los resultados del índice IATRN son cuantitativos y sus valores pueden ir desde cero hasta 1, se decidió utilizar una reclasificación en categorías ya que el índice IATRN es adimensional y no es directamente relacionable con magnitudes físicas como la tasa de levantamiento tectónico, además, para las entidades gubernamentales y demás usuarios del mapa resulta más comprensible una representación por categorías de actividad tectónica relativa.

Una desventaja de la metodología utilizada en este estudio es que los resultados categorizados son sensibles al método elegido para la reclasificación de los valores del IATRN, sin embargo, nótese en la Figura 69 la similitud entre los resultados obtenidos mediante los métodos de clasificación Jenks Natural Breaks (Jenks, 1967), intervalo geométrico y por cuantiles.

Figura 69 Zonificación de la actividad tectónica relativa mediante el índice IATRN clasificado de 4 formas distintas. En verde la categoría Baja actividad, en amarillo Moderada actividad, en rojo Alta actividad.

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Otra desventaja de la metodología utilizada es que los resultados no son comparables con otros métodos ni con el mismo método utilizado en otra región, ya que los resultados dependen del rango medido en cada índice ya que se utilizan los valores máximo y mínimo de cada índice para su normalización. Sin embargo, la comparación con otras zonas de estudio podría realizarse si se utilizan los mismos valores máximo y mínimo para normalizar los índices.

La metodología utilizada permite detectar variaciones sutiles en el grado de actividad tectónica relativa en la zona de estudios que otras técnicas basadas en la categorización de los índices morfotectónicos individuales no podrían ya que se obtiene como resultado una variable continua, que luego puede ser categorizada según el criterio del investigador.

En ausencia de información de campo que permita contrastar los resultados obtenidos, se calculó la matriz de correlación mediante la función r.covar de GRASS GIS (Neteler, Bowman, Landa y Metz, 2012) como una medida de que tan coherente es el IATRN. Los resultados se observan en la Tabla 7. Nótese que la mayoría de los índices presentan correlación positiva, lo cual es de esperar ya que cada índice refleja cuanto mayor sea su valor8, mayor la actividad tectónica atribuida. Sin embargo, los índices Smf y Dfgl_lmt presentan correlación negativa (-0.11), lo cual indica que en las zonas donde los frentes montañosos son más rectilíneos (sector Sur), en general se presenta menor densidad de fallas y lineamientos, esto se puede constatar en la Figura 70.

En este estudio el valor más alto de correlación (0.57) fue obtenido entre los índices Bs y Dnick, Adicionalmente el índice Bs también tiene una alta correlación (0.53) con el índice Ar, lo cual es reflejo de la alta incisión en el terreno causada por drenajes que están en buena parte controlados estructuralmente por las fallas de rumbo en la región NE de la serranía.

Por otro lado, la correlación más baja (0.005) se da entre los índices Bs y Smf, lo cual se debe a que el margen SW de la serranía presenta frente montañoso rectilíneo pero las cuencas son redondeadas, en cambio, en el margen oriental también el frente montañoso es rectilíneo pero las cuencas son más alargadas.

8

El índice Smf fue recalculado para tener la misma escala de los demás índices

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Aunque la correlación positiva indica coherencia entre los índices, es un buen resultado el no haber presentado correlaciones mayores ya que sería señal de información redundante en el IATRN y en dicho caso sería mejor simplificar los índices involucrados para obtener un modelo más sencillo sin pérdida de información.

La presencia de correlación negativa entre índices morfotectónicos también ha sido reportada por Rebai et al. (2013) al estudiar la actividad tectónica relativa en Túnez. En dicho estudio las correlaciones negativas encontradas fueron entre los índices HI - E (razón de elongación de la cuenca, similar al índice Bs utilizado en este estudio), Af - E, SL - E, Smf - HI, SL - Vf, SL - Smf. Estas correlaciones negativas pueden ser el reflejo de estados asincrónicos entre índices debido posiblemente a tiempos de respuesta distintos ante perturbaciones tectónicas para cada aspecto del terreno.

Tabla 7 Matriz de correlación de los índices morfotectónicos utilizados en el IATRN

Índices morfotectónicos

Af

Af Ar Bs Dfgl_lmt Dnick HI ksn Smf

1.00 0.29 0.24 0.27 0.38 0.13 0.11 0.26

Ar

Bs

0.29 0.24 1.00 0.53 0.53 1.00 0.32 0.18 0.45 0.57 0.26 0.31 0.26 0.15 0.01 0.005

Dfgl_lmt Dnick 0.27 0.32 0.18 1.00 0.05 0.31 0.20 -0.11

0.38 0.45 0.57 0.05 1.00 0.41 0.18 0.31

HI

ksn

Smf

0.13 0.26 0.31 0.31 0.41 1.00 0.23 0.26

0.11 0.26 0.26 0.01 0.15 0.005 0.20 -0.11 0.18 0.31 0.23 0.26 1.00 0.12 0.12 1.00

Los resultados obtenidos en cada uno de los índices morfotectónicos individuales (Figura 70) y en la matriz de correlación (Tabla 7), demuestran que la metodología utilizada basada en un índice obtenido a través del procesamiento de varios índices individuales es una mejor manera de estudiar la distribución de los rasgos morfotectónicos indicativos de actividad neotectónica en comparación con estudios con índices individuales, ya que los resultados varían considerablemente de un índice a otro como se muestra en la Figura 70.

El índice IATRN propuesto tiene la ventaja que, al ser un promedio entre los índices individuales, se está teniendo en cuenta la evidencia acumulada por cada índice y los resultados numéricos son fácilmente interpretables ya que los valores cercanos a 1 corresponden a zonas donde todos los índices coinciden en que la actividad tectónica relativa

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es la mayor con respecto a las demás zonas estudiadas, mientras que valores cercanos a cero indican consenso en cuanto a la menor actividad. Sin embargo, al ser un promedio, el índice IATRN se ve afectado por la presencia de valores extremos. La metodología acá propuesta es la única que permite calcular un valor de incertidumbre en los resultaos ya que fácilmente se pueden calcular valores de dispersión (mínimo, máximo, desviación estándar etc.) entre los índices morfotectónicos individuales y así evaluar la consistencia de los resultados.

Figura 70 Mapa de zonificación de la actividad tectónica relativa mediante el índice IATRN junto con los mapas de los índices morfotectónicos individuales clasificados por el método Natural Breaks

En la Figura 71 se observan las principales medidas de dispersión del IATRN calculado en la serranía de San Lucas. Nótese que el IATRN (valor promedio entre los índices individuales) en la mayoría de la zona montañosa está comprendido entre 0.3 y 0.59. El valor máximo en la mayoría de la zona es cercano a 1, lo cual indica que en prácticamente toda la región de estudio presenta al menos un índice individual que la califica como la zona de mayor actividad relativa; a su vez, el valor mínimo cercano a 0 en casi toda el área indica lo

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contrario. En la mayoría del área estudiada la desviación estándar en los valores medidos para los índices morfotectónicos está comprendida entre 0.21 y 0.42. Las medidas de dispersión (Figura 71) confirman la considerable diferencia entre los índices individuales.

El índice IATRN ha sido diseñado para buscar diferencias en el grado aparente de actividad tectónica en una región, por la cual su carácter de “relativo”. Al no utilizar los valores fijos propuestos en la literatura (generalmente distintos entre autores, ver capítulo 2 y 3) para categorizar la actividad tectónica, los resultados del IATRN no son interpretables directamente en términos absolutos de actividad tectónica, su significado radica en la comparación entre sectores, es decir, la categoría de “Alta actividad tectónica relativa” corresponde a las zonas que en comparación con las demás, presentan en promedio mayores rasgos asociados a la actividad tectónica. Un índice de este estilo es especialmente útil para labores de zonificación en los planes de ordenamiento territorial, estudios de amenazas geológicas y en situaciones donde se busca elegir la zona más “estable” (independientemente si toda la zona es activa tectónicamente). Los resultados y mapas acá obtenidos también son útiles como un insumo para guiar futuras labores de campo al resaltar zonas de mayor actividad tectónica relativa.

Figura 71 Mapas del IATRN sin clasificar y sus medidas de dispersión (DesvStd: Desviación estándar)

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5.9. Respuestas a las preguntas de investigación •

¿En la región de estudio, hay rasgos geomorfológicos asociados a la actividad tectónica reciente, cuál es su distribución?

En la región de estudio se evidenció la presencia de knickpoints, frentes montañosos rectilíneos, altos valores de ksn, cuencas elongadas, asimétricas y con alto HI; todos estos parámetros son rasgos geomorfológicos asociados a la actividad neotectónica. Sin embargo, como se mostró anteriormente en la matriz de correlación (Tabla 7) y los mapas de valor mínimo, máximo y desviación estándar del índice IATRN (Figura 71), la localización de dichos rasgos se presenta en ocasiones de manera aparentemente contradictoria entre sí.

•

¿Cuál es el grado de actividad tectónica relativa según los índices morfométricos calculados?

El 52% de la zona de estudio fue categorizada como área de baja actividad tectónica relativa, el 29% de actividad moderada y el 19% restante de alta actividad.

•

¿Cómo se relacionan espacialmente las zonas según el grado relativo de actividad tectónica?

El índice IATRN sugiere que la actividad tectónica relativa es mayor hacia el NE de la serranía de San Lucas, donde el promedio los valores de los índices morfométricos así lo sugiere. Al categorizar el índice IATRN en 3 clases de igual intervalo, se obtiene que las zonas de baja actividad tectónica relativa (i.e. IATRN entre 0 y 0.2) corresponden a la zona plana en los alrededores de la serranía conformada por material aluvial. Por otro lado, las zonas de actividad moderada (i.e. IATRN entre 0.21 y 0.4) se localizan preferencialmente en la zona central de la serranía a lo largo de su eje longitudinal y el piedemonte oriental. Por su parte, las zonas categorizadas como de alta actividad tectónica relativa (i.e. IATRN entre 0.41 y 0.59) corresponden a las cuencas que drenan hacia el E y NE, la esquina SW y la parte media de las cuencas que drenan hacia el W.

111

5.10

Evaluación de la hipótesis de investigación

La hipótesis de investigación plantea la existencia de variaciones en el grado de actividad tectónica relativa en la serranía de San Lucas, detectables mediante índices morfotectónicos.

La metodología utilizada permitió detectar variaciones desde 0 hasta 0.59 en el Índice de Actividad Tectónica Relativa Normalizado, siendo las zonas alrededor de la serranía los lugares donde se presenta la menor actividad tectónica (IATRN cercano a 0). Por otro lado, la mayor actividad tectónica se presenta en las cuencas hidrográficas localizadas al NW de la zona de estudio. Esto permite confirmar un comportamiento tectónico diferenciado en el área de estudio lo cual conlleva a considerar como verdadera la hipótesis de investigación.

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6. Conclusiones Mediante el Índice de Actividad Tectónica Relativa Normalizado (IATRN) propuesto en este estudio, se ha obtenido un mapa de zonificación de la actividad tectónica relativa, el cual indica que el 52% del área estudiada presenta baja actividad, la cual se localiza mayoritariamente en los alrededores de la Serranía, en territorio de los municipios de Yondó, Caucasia, San Jacinto del Cauca, Puerto Wilches, Altos del Rosario y El Peñón. El 29% de la zona de estudio corresponde a zonas catalogadas como de actividad tectónica relativa moderada, presente principalmente en la zona central de la serranía de San Lucas, en territorio de los municipios de Montecristo, Santa Rosa del Sur, Remedios, parte de San Pablo y en el sector norte de la zona de estudio (municipios de Norosí y San Martín de Loba).

La categoría alta actividad tectónica relativa corresponde al 19% del área de estudio y se localiza principalmente en el margen oriental de la serranía, en los municipios Arenal, Morales, parte de Santa Rosa del Sur, la parte alta de Simití y Canta Gallo. Así mismo, parte de la zona sur, en los municipios Yalí y Vegachí, también en la parte alta y media de las cuencas del margen occidental de la serranía en territorio de los municipios El Bagre y Segovia.

La presencia de múltiples knickpoints alineados a lo largo de las fallas El Bagre, Resbalón y Cimitarra, así como la forma “transitoria” de varios de los perfiles longitudinales de los ríos que las cruzan y valores anómalamente altos del índice de verticalidad normalizado en un tramo al sur de la falla Cimitarra, permiten inferir actividad neotectónica en dichas estructuras.

Como parte de esta investigación se ha diseñado el índice Densidad de knickpoints (Dnick) como forma de incluir y cuantificar en un índice la presencia de los knickpoints identificados mediante los perfiles longitudinales de los ríos y el análisis slope-area. Este índice presenta correlación positiva con los otros siete índices morfotectónicos analizados, lo cual corrobora su utilidad como indicador de actividad tectónica.

El Índice de Actividad Tectónica Relativa Normalizado (IATRN) y la metodología propuesta en este estudio tienen la ventaja frente a otras metodologías basadas en índices morfotectónicos individuales en que, al considerar varios índices en conjunto (algunos

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medidos linealmente, otros a escala de cuenca y otros arealmente), se puede evaluar la posible presencia de cambios en la actividad tectónica en una región, sin estar limitado a un frente de montaña o a una cuenca. Dado el carácter numérico y continuo del IATRN, la metodología propuesta permite detectar variaciones sutiles en el grado de actividad tectónica relativa en la zona de estudio que otras técnicas basadas en la categorización de los índices morfotectónicos individuales no podrían. Además, debido a que el IATRN consiste en el valor promedio de los 8 índices individuales normalizados entre 0 y 1, se obtiene un valor numérico continuo con valor estadístico, del cual se pueden derivar curvas de igual valor que pueden ser de ayuda para la interpretación y zonificación.

El índice IATRN puede ser utilizado en futuras investigaciones sobre su relación con otras variables conexas con el desarrollo del paisaje como las tasas de precipitación y de levantamiento tectónico. La metodología utilizada también permite obtener medidas de dispersión de los resultados como el valor mínimo, el máximo, la desviación estándar y cualquier otra, las cuales sirven como ayuda en la interpretación y para evaluar la representatividad de los resultados.

En base a los resultados obtenidos en la matriz de correlación y en los mapas de los índices morfotectónicos individuales, se puede concluir que la combinación de índices utilizados para el cálculo del IATRN es adecuada por cuanto 7 de los 8 índices utilizados presentan correlaciones positivas y menores a 0.57, lo cual indica que hay coherencia entre ellos, sin presentar redundancia en la información suministrada por cada uno ya que cada índice capta información del terreno que no es manifestada por otros índices.

Debido a que el valor obtenido en el índice IATRN no es directamente correlacionable con magnitudes físicas y para facilitar el uso por parte de organismos gubernamentales y demás usuarios sin conocimiento en geología, los resultados del IATRN fueron categorizados utilizando intervalos iguales para obtener las categorías Baja, Moderada y Alta actividad tectónica relativa. Este mapa puede ser usado para el ordenamiento territorial de la región, en estudios de amenazas naturales y como guía para la planeación de futuros estudios geológicos que permitan corroborar o contrastar los resultados acá expuestos con evidencia de campo, ya que todos los índices morfotectónicos utilizados en este estudio no solo son sensibles a cambios en las tasas de levantamiento tectónico, también se ven afectados por

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factores climáticos y geológicos, por lo cual, se requieren de futuras investigaciones de campo para determinar hasta qué punto dichos factores afectan los resultados.

Se recomienda para futuras investigaciones el empleo de índices morfotectónicos adicionales, especialmente el índice factor de simetría trasversal (Cox, 1994) con el fin de obtener medidas más precisas de la simetría de las cuencas. También es recomendable analizar más drenajes para obtener medidas adicionales del índice de ksn que permitan establecer si el patrón anómalo (lineamiento) obtenido (Figura 66) se mantiene. Así mismo, el análisis de los drenajes tributarios permitiría establecer la presencia de knickpoints adicionales y analizar su distribución espacial tanto a nivel regional como a nivel intracuenca.

Durante el desarrollo de esta investigación se constató que los índices morfotectónicos más utilizados pueden presentar resultados muy distintos si son interpretados individualmente.

Esto posiblemente se deba a la naturaleza de cada índice y los diferentes tiempos de respuesta de las características del terreno ante cambios en las condiciones medioambientales y tectónicas. Debido a esto se recomienda el uso de múltiples índices morfotectónicos en conjunto y la realización de futuras investigaciones sobre la evolución del IATRN mediante modelos computarizados de evolución del paisaje que permitan comprender mejor las relaciones espaciales y temporales entre los índices morfométricos.

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