cm-cd-05 informe de geomorfologiaweb01eja.cormagdalena.com.co/aplicaciones/canaldique/informe final...

UNIVERSIDAD

NACIONAL DE COLOMBIAS E D E B O G O T Á

FACULTAD DE INGENIERÍADEPARTAMENTO DE INGENIERÍA CIVIL Y AGRÍCOLA

LABORATORIO DE ENSAYOS HIDRÁULICOS

ESTUDIOS E INVESTIGACIONES DE LAS OBRAS DE RESTAURACIÓN AMBIENTAL Y DE NAVEGACIÓN DEL

CANAL DEL DIQUE

Recopilación y síntesis de la información geológica y geomorfológica de la ecorregión del Canal de Dique

Informe CM - CD - 5

Bogotá D.C., Enero de 2007

ESTUDIOS E INVESTIGACIONES DE LAS OBRAS DE RESTAURACIÓN AMBIENTAL Y DE NAVEGACIÓN DEL CANAL DEL DIQUE

RECOPILACIÓN Y SÍNTESIS DE LA INFORMACIÓN GEOLÓGICA Y GEOMORFOLÓGICA DE LA ECORREGIÓN DEL CANAL DE DIQUE INFORME CM - CD - 5

CONVENIO INTERADMINISTRATIVO LEHUN-CM-I 037/2005 UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA

FACULTAD DE INGENIERÍA LABORATORIO DE ENSAYOS HIDRÁULICOS

EQUIPO DE TRABAJO

Profesores Universidad Nacional Carlos Eduardo Cubillos P. Director Silverio Farías Mendoza Coordinador del proyecto Leonel Vega Estudio y modelación Ambiental Jaime Iván Ordóñez Modelación Física, hidráulica y sedimentológicaGabriel Pinilla Limnología Luís Alejandro Camacho Modelación Matemática y de Calidad de Agua Erasmo Rodríguez Modelación Hidrológica Guillermo Ángel Geotecnia Manuel Moreno Geología y Geomorfología César Rodríguez Hidrogeología Rafael O. Ortiz Mosquera Comité asesor del convenio Francisco Gutiérrez Comité asesor del convenio

Asesores Externos Antonio Franco Espinel Especialista en Estructuras Claudia Mayorga Estudios Económicos Raquel Duque Asesor de Calidad

Personal LEH José Urián Ingeniero de Proyecto Andrés Vargas Ingeniero de Proyecto Enif Medina Ingeniera de Proyecto Diana Cortés Ingeniera de Proyecto Lizeth Granados Ingeniera de Proyecto Juliana Duarte Coy Bióloga Auxiliar Mily Rocío González Aldana Ingeniera de Sistemas Alejandro Logueira Ingeniero Auxiliar Gabriela Forero Ingeniera Auxiliar Andrés Zuluaga Ingeniero Auxiliar Juliana Tacha Ingeniera Auxiliar Angélica Rodríguez Ingeniera Auxiliar Claudia Amaya Ingeniera Auxiliar Henry Rodríguez Administrador Lucas Bernal Peñuela Inspector de Exploración de suelos Leonor Martínez R. Dibujante Ma. De los Ángeles Rivera P. Secretaria Yajaira Ortiz Auxiliar Administrativo





LISTA DE INFORMES

CM - CD - 1: Informe Principal CM - CD - 2: Estudio de sedimentos en el Canal del Dique y su efecto en la Bahía de Cartagena CM - CD - 3: Modelación física del Río Magdalena en la bifurcación del Canal de Dique CM - CD - 4: Aspectos climáticos e hidrológicos de la ecorregión del Canal del Dique CM - CD - 5: Recopilación y síntesis de la información geológica y geomorfológica de la ecorregión del Canal de Dique CM - CD - 6: Estado limnológico de la ecorregión del Canal de Dique CM - CD - 7: Modelación Matemática, Hidráulica y de Calidad del Agua del Canal del Dique CM - CD - 8: Evaluación ambiental de la ecorregión del Canal del Dique CM - CD - 9: Evaluación de la Hidrogeología del bajo Canal del Dique CM - CD - 10: Exclusor de Sedimentos: Predimensionamiento de Obras CM - CD - 11: Exploración Geofísica del sector de Calamar





CONTENIDO

Pág. LISTA DE ANEXOS ............................................................................................................. 6 LISTA DE FIGURAS ............................................................................................................ 7 LISTA DE TABLAS .............................................................................................................. 8 LISTA DE FOTOGRAFÍAS .................................................................................................. 9 INTRODUCCIÓN ............................................................................................................... 10 1. ASPECTOS GENERALES.......................................................................................... 11 1.1. OBJETIVO ............................................................................................................... 11 1.2. LOCALIZACIÓN....................................................................................................... 11 1.3. METODOLOGÍA ...................................................................................................... 12 1.4. DESCRIPCIÓN DE LA SITUACIÓN ........................................................................ 12 1.5. ANTECEDENTES .................................................................................................... 14 2. ASPECTOS TÉCNICOS ............................................................................................. 15 2.1. GEOMORFOLOGÍA GENERAL............................................................................... 15 2.1.1. Unidades de origen erosivo .................................................................................. 15 2.1.2. Unidades por depositación.................................................................................... 16 2.2. GEOMORFOLOGÍA LOCAL CANAL DEL DIQUE................................................... 21 2.2.1. Unidades de origen erosivo .................................................................................. 21 2.2.2. Unidades de depositación..................................................................................... 25 2.2.3. Unidades fluviodeltaicas y litorales ....................................................................... 26 2.3. GEOMORFOLOGIA DEL SECTOR DE CALAMAR ................................................ 33 2.3.1. Unidades geomorfológicas.................................................................................... 34 2.3.2. Depresiones inundables........................................................................................ 35 2.3.3. Estabilidad de las orillas del Río Magdalena, sector Calamar-Bocas de Ceniza.. 35 3. VOLCANISMO DE LODO EN ELCARIBE .................................................................. 44 3.1. INTRODUCCION ..................................................................................................... 44 3.2. VOLCANISMO EN EL CARIBE ............................................................................... 44 3.3. LOCALIZACIÓN DE LOS “VOLCANES DE LODO” ................................................ 45 3.4. CARACTERISTICAS DE LOS VOLCANES DE LODO ........................................... 45 3.5. CARACTERISTICAS ERUPTIVAS DE LOS VOLCANES DE LODO ...................... 48 3.6. ANÁLISIS DE INFORMACIÓN Y ESTADO ACTUAL DEL CONOCIMIENTO ACERCA DE LOS “VOLCANES DE LODO”...................................................................... 49 3.7. ZONIFICACION DE AMENAZAS GEOLÓGICAS ASOCIADAS AL FENÓMENO... 51 3.8. CONCLUSIONES .................................................................................................... 51 3.9. RECOMENDACIONES ............................................................................................ 52 4. EVOLUCIÓN DELTÁICA ............................................................................................ 53 4.1. EVOLUCIÓN DEL DELTA DEL CANAL DEL DIQUE .............................................. 53





4.2. EVOLUCIÓN GEOMORFOLOGICA DE LA BAHÍA DE CARTAGENA.................... 66 4.2.1. Universidad del Norte, 2004.................................................................................. 66 4.2.2. Universidad del Norte, 2000.................................................................................. 67 4.2.3. CIOH, 2004 (Andrade et al) .................................................................................. 67 4.2.4. CIOH, 2004 (Lonin et al (2004) ............................................................................. 69 5. SISMICIDAD EN LA REGIÓN DEL CANAL DEL DIQUE ........................................... 74 5.1. GENERALIDADES................................................................................................... 74 BIBLIOGRAFIA .................................................................................................................. 78





LISTA DE ANEXOS

ANEXO A: SÍNTESIS GEOLÓGICA





LISTA DE FIGURAS

Pág.

Figura 1-1: Imagen satelital obtenida en Google Earth 2006............................................. 11 Figura 1-2: Mapa tectónico regional de la esquina Norte de Suramérica .......................... 13 Figura 1-3: Mapa geológico regional.................................................................................. 14 Figura 3-1: Mapa de volcanes de lodo.............................................................................. 46 Figura 3-2: Imágenes submarinas en la Bahía de Cartagena (CIOH, 1988) ..................... 48 Figura 4-1: Imagen satelital Lansat.................................................................................... 53 Figura 4-2: Mapa elaborado por Don Juan López, 1787 ................................................... 55 Figura 4-3: Mapa elaborado por Joseph Díaz, 1788.......................................................... 56 Figura 4-4: Mapa elaborado por Arévalo, 1798 ................................................................. 57 Figura 4-5: Mapa elaborado por Fidalgo, 1811.................................................................. 58 Figura 4-6: Mapa de Fidalgo, Humbolt y el Sr. López, 1852.............................................. 58 Figura 4-7: Plano del IGAC, Delta del Canal del Dique, 1974 ........................................... 59 Figura 4-8: Imagen de satélite del delta del Canal del Dique, 1999 .................................. 60 Figura 4-9: Avance del delta actual del Canal del Dique, Bahía de Cartagena ................. 61 Figura 4-10: Avance del delta del Caño Lequerica, Bahía de Barbacoas ......................... 62 Figura 4-11: Avance del delta del Caño Matunilla, Bahía de Barbacoas........................... 63 Figura 4-12: Punta Barbacoas ........................................................................................... 63 Figura 4-13: Boca Flamenquito.......................................................................................... 64 Figura 4-14: Delta del Caño Rico, sector de Boca Cerrada............................................... 64 Figura 4-15: Delta del Caño Doña Luisa............................................................................ 65 Figura 4-16: Punta Comisario donde se aprecia las diferentes líneas de costa ................ 66 Figura 4-17: Análisis de 69 imágenes SPOT.................................................................... 71 Figura 5-1: Mapa de Colombia de aceleraciones de gravedad para construcciones

sismorresistentes .............................................................................................. 75 Figura 5-2: Mapa de los últimos 21 sismos registrados en la región ................................. 76 Figura 5-3: Ubicación del ultimo sismo registrado en cercanías a la zona del estudio...... 77





LISTA DE TABLAS

Pág.

Tabla 2-1: Clasificación de orillas en el Río Magdalena, sector km 110 Guacarí Buenavista - Bocas de Ceniza ......................................................................... 41

Tabla 4-1: Lista de mapas antiguos................................................................................... 54 Tabla 5-1: Valores de aceleración de la gravedad............................................................. 74





LISTA DE FOTOGRAFÍAS

Pág.

Fotografía 2-1: Unidad de colinas bajas, al fondo cerca de Ballestas ............................... 24 Fotografía 2-2: Caño Correa.............................................................................................. 28 Fotografía 2-3: Canal del Dique frente al corregimiento de Pasacaballos......................... 29 Fotografía 2-4: Zona deltaíca inundable del Caño Correa................................................. 31 Fotografía 2-5: Panorámica donde se observa el frente del delta del Caño Lequerica ..... 33 Fotografía 3-1: Volcán de Lodo.......................................................................................... 46





INTRODUCCIÓN

El presente informe describe, de manera general, las principales características geomorfológicas y geológicas de la región del Canal del Dique, desde Calamar hasta su desembocadura en la Bahía de Cartagena, con base en la información disponible, la cual ha sido ampliamente difundida en los informes previos a la presente recopilación.

Se integran y complementan aspectos relacionados con las características geomorfológicas, en especial las relacionadas con el diapirismo de lodo en el Caribe, fenómeno natural muy activo en la región, junto con un análisis histórico de la evolución del delta del Río Magdalena y se describe de manera general las condiciones de sismicidad de la región Caribe, asociada con la Bahía de Cartagena.





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1. ASPECTOS GENERALES

1.1. OBJETIVO

El objetivo del informe consiste en describir las principales características geomorfológicas y geológicas de la ecorregión del Canal del Dique, incluyendo su cauce principal y los diferentes brazos deltaicos existentes, con base en la información actualmente disponible.

El delta actual del Río Magdalena es el resultado de una intensa actividad dinámica de migración lateral desde la zona de la desembocadura del Caño Correa, hasta la Ciénaga Grande de Santa Marta, delta formado históricamente por varios canales que han migrado por los levantamientos tectónicos de la región, para hoy concentrarse hacia el oriente en el cauce principal actual que entrega su caudal en Bocas de Ceniza. La vigencia del actual Canal del Dique con sus aportes hídricos, favorece la continuidad del proceso de desarrollo del sistema deltaíco en la ecorregión.

1.2. LOCALIZACIÓN

El análisis de la información geológica y geomorfológica y evolutiva del sistema deltaíco comprende la región de influencia del Canal del Dique desde, Calamar hasta el kilómetro 115 en la desembocadura en la Bahía de Cartagena, incluyendo los caños Lequerica, Matunilla y Correa y su sistema deltaico. Véase la Figura 1-1, en donde se puede apreciar la ecorregión del Canal del Dique desde Calamar hasta su delta final, formado por los ancestrales paleocanales y los actuales caños Lequerica, Matunilla y Correa.

Figura 1-1: Imagen satelital obtenida en Google Earth 2006





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El Canal del Dique se bifurca del Río Magdalena en la población de Calamar (Bolívar), 110 km. arriba de la desembocadura del río en Bocas de Ceniza. Tiene una longitud de 115 km. hasta su desembocadura principal en la Bahía de Cartagena. Existen tres desembocaduras adicionales, una por el caño Correa, mar afuera sobre su mismo delta, y las otras dos por los caños Matunilla y Lequerica, hacia la Bahía de Barbacoas, generando sistemas deltaicos menores .

1.3. METODOLOGÍA

La metodología empleada para esta recopilación consistió en el análisis y selección de la información existente, la cual ha tenido como base los trabajos de INGEOMINAS, correspondientes a las planchas 29 - 30 Arjona de 1998 y del Instituto Geográfico Agustín Codazzi IGAC, las planchas 36 – 37 María La Baja del año 1998, los cuales han sido la base fundamental para cualquiera de los trabajos producidos.

El mapa geomorfológico más actualizado que se ha presentado corresponde a la versión preliminar a escala 1:100.000 presentado en el informe del estudio “Dinámica fluvial y deltáica y litoral del Canal del Dique”, realizado por La Universidad Nacional - Sede Medellín para el Ministerio de Ambiente en el año 2002.

Con base en lo anterior se realizaron los siguientes pasos:

• Recopilación y análisis de la información geológica y geomorfológica disponible y base de los estudios anteriores con el fin de sintetizar las características físicas de la región de influencia del Canal del Dique, desde Calamar hasta las desembocaduras en el sistema deltaico.

• Análisis fotointerpretativo a partir de imágenes satelitales y de fotografías aéreas existentes.

1.4. DESCRIPCIÓN DE LA SITUACIÓN

La evaluación y análisis de los estudios geológicos realizados en la región Caribe colombiana, permite evaluar la formación del sistema deltaíco del Río Magdalena, al cual pertenece la ecorregión del Canal del Dique, en relación con la evolución tectónica regional del Caribe en la zona de confluencia de las placas de Nazca, Caribe y Suramérica, que dio como resultado el levantamiento de las serranías de Sinú y San Jacinto, límites geomorfológicos del Canal y a la correspondiente sedimentación del delta desde el Mioceno (hace 30 millones de años). Véase la Figura 1-2, en la cual se aprecian las principales placas tectónicas, su desplazamiento y la afectación en la zona caribeña.





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Figura 1-2: Mapa tectónico regional de la esquina Norte de Suramérica

Asociado a estos levantamientos, se definen los sistemas de fallas geológicas presentes en el área. La actividad sísmica reciente evidencia que esta zona costera aún está en formación y es sismotectónicamente activa. Véase la Figura 1-3, en la cual se aprecian tanto el cinturón de San Jacinto como el del Sinú y las principales fallas relacionadas con la región del Canal del Dique, (Duque-Caro (1984).





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Figura 1-3: Mapa geológico regional

1.5. ANTECEDENTES

Se utilizaron los informes de cinco campañas hidrosedimentológicas realizadas por CORMAGDALENA (Universidad del Norte, en el período Noviembre/96 – Diciembre/98) y las cuatro campañas realizadas por el Ministerio del Medio Ambiente (Estudios y Asesorías, en el período Noviembre/1999 a Diciembre/2000). Los documentos de apoyo se encuentran ubicados en la bibliografía correspondiente.





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2. ASPECTOS TÉCNICOS

2.1. GEOMORFOLOGÍA GENERAL

En este capitulo se presenta una visión de la geomorfología de la zona, basada en la información secundaria utilizada en la reconstrucción de la dinámica de los paisajes más sensibles a la variación, de la zona de estudio. Se tiene en cuenta una visión de conjunto de toda la zona del Canal, desde su inicio en el Río Magdalena.El estudio de Dinámica fluvial deltáica y litoral del Canal del Dique (UNIVERSIDAD NACIONAL DE COLOMBIA - Medellín 2002), plantea que las unidades geomorfológicas se separaron en dos grandes grupos: unidades de origen erosivo y unidades de origen depositacional. En los siguientes numerales se describen las unidades más importantes, identificadas en ese trabajo.

2.1.1. Unidades de origen erosivo

Este grupo lo conforma un conjunto importante de superficies de erosión y varios sistemas de colinas.

2.1.1.1. Superficies de Erosión

Dentro del área de estudio, se identificaron dos superficies de erosión, bien conservadas y fácilmente identificables, lo que da, a la zona litoral un aspecto singular de gran atractivo paisajístico. La superficie de erosión más alta de la zona de estudio tiene una altura variable entre 160 y 200 m.s.n.m. aproximadamente; se denominó, para los efectos de este estudio, como Superficie de Erosión Turbaco, porque la cabecera municipal de este municipio está ubicada en una de las zonas mejor conservadas. La segunda superficie de erosión, denominada Turbana - Arjona, tiene una altura que varía entre 75 y 100 m.s.n.m.

2.1.1.2. Sistema de Colinas

Se identificaron tres sistemas de colinas y un sistema de cerros aislados. Se cartografiaron como colinas, los segmentos del paisaje que no fue posible correlacionar de manera segura, con las superficies de erosión; estas superficies incluyen áreas con diversos grados de ondulación y coligamiento, como consecuencia de los procesos de deterioro progresivo de las altillanuras o altiplanos, los cuales fueron originalmente las superficies donde se definen varias unidades de colinas:

• Unidad de colinas Turbana

• Unidad de colinas estructurales

• Unidad de Colinas San Onofre

• Unidad de Colinas Bajas Puerto Badel – Rocha

• Unidad de Colinas Barú y Tierra Bomba





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2.1.1.3. Unidad de Cerros Aislados

Con este nombre se definieron varios cerros de mediana altura que sobresalen en la topografía en forma aislada; se destaca el de Leticia, cerca al poblado del mismo nombre; otro en la Isla Barú, próximo a la planta de Cementos del Caribe y el cerro Loma El Siglo en el sector de Mamonal. Estos cerros tienen forma cónica, con pendientes cortas y de mediana inclinación.

2.1.2. Unidades por depositación

Corresponde a unidades formadas por procesos aluviales de depositación; se clasificaron como planicies aluviales antiguas, unidades fluvio deltaicas y unidades litorales.

2.1.2.1. Planicie Aluvial Antigua de Ballestas

Geológicamente corresponde a un depósito aluvial antiguo, excepto un pequeño sector en el área más occidental que corresponde a las gravas de Rotinet. Se caracteriza por presentar pendientes muy bajas y leve inclinación en dirección SE-NW, el drenaje es incipiente y con patrón subparalelo, los procesos erosivos en esta unidad son asociados al uso del suelo que corresponde básicamente a la ganadera extensiva.

Esta unidad está delimitada por un sistema de colinas bajas, cuyo tope coincide, en gran parte, con la altura de esta superficie; no están formadas por el mismo material geológico, pero corresponde, por altura, a un mismo nivel más erosionado, que posiblemente fue moldeado por este deposito aluvial.

2.1.2.2. Depósitos de Piedemonte

Corresponde a la franja paralela al sistema colinas de Turbana; esta unidad se caracteriza por tener una pendiente mediana correspondiente a depósitos coluvio-aluviales procedentes de las colinas; la red de drenaje es incipiente, levemente incisada y de patrón paralelo. Esta superficie geomorfológica es el resultado de los procesos erosivos que afectan los sistemas de colinas y que, por la acción de las corrientes y de la aceleración de la gravedad, se depositan en la zona de piedemonte.

2.1.2.3. Zona Deltaica y Litoral

El sistema deltaíco propiamente dicho lo conforman zonas bajas de acumulación de sedimentos, caños, humedales y el propio Canal, en una zona comprendida entre el estrecho de Correa y el mar.

Por estrecho de Correa, se conoce una zona del sistema deltaico, donde se aproximan los conjuntos de colinas de Correa, al Sur y la región de La Cruz del Jinete, al Norte. El estrecho marca un cambio de orientación de todo el sistema conocido como Canal de Dique; aguas arriba de este lugar, el curso del Canal y la orientación dominante del sistema de humedales que lo constituyen es NE-SW, cambiando a un tramo de orientación predominante E–W.





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A partir del estrecho, aparece la forma típica de delta; con el vértice en el estrecho, donde el delta tiene un ancho aproximado de 5 km; en la línea de costa actual está la parte distal emergida del delta, con una longitud total cercana a los 17 km. entre ambos extremos descritos. La parte distal emergida del delta se extiende desde la actual ubicación de la boca Matunilla, al sur del poblado de Leticia, y la Punta Comisario, en el Departamento de Sucre, con una longitud total aproximada de 30 km. IDEAM (1998), UNAL Medellín (2002) consideran como parte del delta la franja de sedimentos ubicados entre el punto descrito y el sur de la población de Pasacaballos. Los lados del triángulo que comprende el delta tienen longitudes cercanas a 25 km, lo que hace posible plantear que el Delta tiene la forma aproximada de un triángulo equilátero.

Desde un punto de vista morfológico, en su conjunto el Delta del Canal de Dique, también conocido como Delta de Barbacoas, se ajusta mejor a un delta fuertemente influenciado por la acción del oleaje; la forma típica en triángulo equilátero apoya esta opinión. Esta condición cambia de manera notable para el caso de los pequeños deltas formados en las bocas activas, dependiendo de su posición en la bahía de Barbacoas.

A partir del contorno demarcado por los afloramientos más externos de las unidades geológicas del Terciario Medio a Superior (Formaciones Arjona y Bayunca) y del Pleistoceno (Gravas de Rotinet y Formación La Popa), se puede suponer que a comienzos del Holoceno, el territorio ocupado hoy por el Delta, era un valle relativamente profundo, rodeado de colinas, por el cual corría un paleo-Río Magdalena que desembocaba muy probablemente al occidente del extremo de la Isla de Barú. Ese paleo-río depositó un antiguo delta que fue desplazándose paulatinamente hacia el Este, a medida que ascendía el nivel del mar como consecuencia del proceso de deglaciación ocurrido a finales del Pleistoceno.

• Prodelta

De acuerdo con la batimetría de la bahía de Barbacoas (CIOH 1988), existe un canal submarino muy bien definido que se inicia en las proximidades de la boca Lequerica, con una orientación NE–SW para terminar cerca de la isóbata de 30 m. Por su ubicación es difícil relacionar este cañón submarino con el recorrido del paleo-río ya que, de acuerdo con la morfología superficial, éste debió seguir un curso parecido al del actual delta del Canal del Dique o Delta de Barbacoas. Sin embargo, los depósitos aluviales en forma de abanico que conforman la superficie de Ballestas no están muy desvinculados geográfica y morfológicamente de este cañón submarino.

Una antigua desembocadura de un Paleo Magdalena por la Bahía de Barbacoas es una hipótesis que deberá estudiarse un poco más en el futuro; sedimentos aluviales continentales, como las Gravas de Rotinet del Pleistoceno temprano, podrían haber sido el resultado de antiguos cursos del Paleo río. Los levantamientos superiores a 200 m ocurridos durante el Holoceno han modificado la morfología superficial de este antiguo sistema.

El estudio mencionado (CIOH 1988), define como Prodelta a una amplia zona limitada al oeste por una isolínea de profundidad cercana a los 80 m, al norte por las Islas del Rosario, al sur por una línea que se prolonga hacia el mar desde Punta Comisario y al Este por la isóbata de 10 m. Este extenso Prodelta puede ser el resultado de la





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sedimentación desde un paleo-río desembocando en la bahía de Barbacoas o por la actual posición del Delta del Dique o por una combinación de ambas.

Este gran Prodelta debe estar subyacido por sedimentos aluviales de origen continental, ya que se estima que el nivel del mar durante el Pleniglacial máximo (Pleistoceno Tardío), estaba unos 80 m por debajo del nivel actual. El ascenso paulatino del mar estuvo, muy probablemente, ligado a un levantamiento de parte del actual litoral como se mencionó en párrafos anteriores. Los depósitos aluviales de origen continental que hoy conforman la denominada Superficie de Ballestas pueden corresponder a partes de esos sedimentos subaéreos, hoy levantados por procesos tectónicos, isostáticos, diapíricos o combinación de éstos.

• Frente deltaíco (Delta Front)

Siguiendo el mismo estudio mencionado anteriormente, el frente deltaíco (Delta Front), tiene su mejor expresión en un segmento paralelo, ubicado directamente frente al delta emergido entre la Punta Comisario al sur y la Punta de Barbacoas al norte; el extremo occidental del mismo coincide con la isóbata de 10 m, a partir de la cual se observa una fuerte inclinación de la batimetría, marcando claramente el límite de este rasgo geomorfológico.

Los estudios sedimentológicos (CIOH 1988), muestran que el frente deltaíco está compuesto, fundamentalmente, de sedimentos detríticos tipo arenas, arenas lodosas y lodos. La profundidad promedia es de 5 m.

• Delta Emergido

En el delta emergido, que como se dijo antes tiene forma de triángulo equilátero, el CIOH (1988), reconoció dos grandes zonas:

• Zona inactiva

Es un segmento triangular limitado al sur por una línea W–E que conecta la boca de Caño Calambre, la ciénaga de Ternera y el estrecho de Correa al sur y otra SE–NW que une el estrecho de Correa y el Caño Matunilla en la bahía de Barbacoas. El estudio mencionado plantea la posibilidad de que este segmento de delta haya sido desactivado como resultado de un levantamiento diapírico reciente. En este estudio parte de la llamada zona inactiva se denominó Delta antiguo, el cual será descrito mas adelante.

• Zona activa

Es un segmento alargado en dirección Este Oeste desde el estrecho de Correa y la línea costera entre Caño Calambre al Norte y Punta Comisario al Sur. Está recorrido en toda su extensión por el Caño Correa, el cual se subdivide a la altura de la población de Labarcé en Caño Rico que fluye al Norte y Caño Doña Luisa. En las bocas de cada uno de estos se están formando pequeños deltas.

En el estudio base (Universidad Nacional de Colombia 2002), se propone separar el delta emergido en tres unidades: Delta antiguo, delta activo y pequeños deltas





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en formación; existen además llanuras costeras y las islas de Barú y Tierra Bomba, descritos en detalle más adelante.

• Delta antiguo (Da)

Equivalente a la zona inactiva, según del CIOH (1988), se describe como un cono de arena que sobresale en la geomorfología. Esta unidad es más alta, que el resto del área fluvio-lacustre. Se diferenciaron los caños Sangre de Toro y Calambre; el primero tiene flujo dominante hacia la ciénaga de Palotal y el segundo se comporta como un canal de marea. Los sistemas de humedales que lo caracterizan son ciénagas mareales principalmente, entre las cuales se destacan los complejos de Arroyo Hondo y Descocotada.

En esta zona hay varias unidades modificadas para la explotación camaronera; son playones de humedales que fueron adecuados como piscinas para el cultivo de camarón; estas estructuras geométricas contrastan fuertemente con la geomorfología deltaica de la zona de estudio. Las camaroneras afectan los sistemas de humedales, porque la apertura de canales secundarios necesarios para su funcionamiento alteran el régimen hídrico del sistema.

• Delta Activo

Por Delta Activo se entiende una gran zona de acumulación limitada al norte por el Delta Antiguo y al sur por los sistemas de colinas. Al interior de esta unidad se diferenciaron un número importante de unidades geomorfológicas descritas como se indica a continuación:

2.1.2.4. Canales Naturales

Corresponde a las corrientes que por la dinámica fluvial natural, se forman en las partes más bajas de la zona, comunicando las ciénagas entre si, o desembocando directamente al mar. En esta categoría se identifican los caños Correa, Rico y Matuna.

Los caños Correa y Matuna son activos; sus canales no han sido modificados hasta el momento por acciones antrópicas, son navegables por embarcaciones pequeñas. El Caño Rico, en cuya desembocadura se encuentra la población de Boca Cerrada, desde hace aproximadamente siete años, se aisló del Caño Correa, lo que cambió sustancialmente su dinámica, pasando de ser un canal de agua dulce a uno de agua salada, influenciado por la marea, lo que trajo como consecuencia un cambio total del panorama físico-biótico asociado.

2.1.2.5. Canales Artificiales

Corresponden a canales que fueron abiertos, rectificados y/o modificados por acción humana; el principal ejemplo de esta categoría es el actual Canal del Dique; es completamente artificial en el sector del delta, ha sido rectificado y dragado en varias ocasiones para hacerlo navegable, lo cual ha implicado grandes intervenciones sobre la dinámica ecosistémica del Delta. Canales artificiales menores, comunican el Canal con las ciénagas.





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2.1.2.6. Complejos de Humedales

Estos se pueden dividir en dos grandes grupos, dependiendo de su dinámica natural. Se identifican los humedales asociados a regímenes continentales y los influenciados por la dinámica marina o costera.

2.1.2.7. Complejos de Humedales Continentales

Son complejos de ciénagas y bajos interconectados, alimentados por arroyos, nivel freático y escorrentía; son fuertemente influenciados por el régimen de lluvias, cambiando de tamaño y forma. Presentan espejo de agua permanente y a su vez playones que en épocas de aguas altas son inundados; su dinámica ha sido modificada notablemente por la construcción y rectificación del Canal del Dique, el cual dividió humedales como es el caso de la ciénaga de Palotal y sedimentó otros, como las ciénagas de Matunilla, Ternera y Biojó, entre otras.

2.1.2.8. Humedales costeros

Son depresiones ocupadas parcial o totalmente por agua, separadas del mar por una barrera, zona de manglar, espigas o franjas de cordones litorales; tienen comunicación directa o efímera con el mar. Su génesis está ligada a procesos marinos, aunque puede recibir aportes continentales de los riachuelos y arroyos que descargan sus aguas y sedimentos en forma temporal o permanente. Estos humedales están sometidos a la dinámica costera, fluvial y antrópica. En esta categoría se encuentran las ciénagas Pablo, Benítez, una denominada Oriente de Boca, la cual tiene comunicación con ciénaga Honda, (de agua dulce); al sur de Caño Correa hay un conjunto de pequeños humedales de este tipo que no estén denominados en la cartografía.

2.1.2.9. Bajos inundables

Corresponden a las zonas bajas aledañas a los canales y a los sistemas de humedales. Se caracterizan por presentar una humedad muy alta; en épocas de crecientes son inundados formando espejos de agua de poca profundidad y, en tiempos secos, se convierten en zonas pantanosas ocasionalmente pobladas por pastos bajos.

La mayor parte de estas zonas inundables corresponden a los depósitos de sedimentos que durante cientos de años se han acumulado por procesos fluviales de depositación y colmatación, dividiendo caños y ciénagas que años atrás formaban un sistema más grande de humedales. Esta unidad corresponde a la de mayor área en la zona fluvio-lacustre, es utilizada ocasionalmente para la ganadería y la agricultura en épocas de verano.

2.1.2.10. Diques

Son franjas alargadas paralelas a los canales y caños principales, se componen de material de tamaño arena fina y limos en la base y limos finos y arcilla en la superficie; los diques se dividen en dos partes, la cresta que es la parte mas alta, de los mismos y el talud de desborde que une la cresta con la zona de inundación.





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Los caños Correa, Lequerica, Matunilla, Sangre Toro y el Canal del Dique presentan diques de diferentes alturas y extensión, en su mayoría utilizados para actividades agrícolas. En la zona del delta del Canal se observan algunos diques abandonados que pertenecieron a antiguos canales y que actualmente están sedimentados, como los que se observan en el sector de las ciénagas Juan Gómez, Honda y Descocotada.

2.1.2.11. Llanuras intermareales o Zonas de Mangle

Son fajas de terreno localizadas en la interfase mar-continente que se encuentran poblados en su mayoría por vegetación de Mangle y otras especies asociadas; estos cordones de vegetación son claramente diferenciables desde Punta Comisario al Sur hasta la isla de Barú. En la fase de marea alta es influenciada directamente por la acción marina y se le puede asociar el sistema de humedales litorales de agua salada.

2.1.2.12. Deltas en Formación

Se diferencian dos grupos de deltas en formación, con características diferentes; Matunilla y Lequerica en la bahía de Barbacoas, con forma típica en pata de ave, formados a partir de la construcción de aliviaderos en el Canal del Dique, y los de Caño Rico, Portobelo y Doña Luisa, de forma lobada.

2.1.2.13. Islas de Barú y Tierra Bomba

La Isla de Tierra Bomba, ubicada en la Bahía de Cartagena, esté conformada por calizas arrecifales de la Formación La Popa, que dan lugar a colinas bajas; está bordeada por depósitos recientes de origen marino del tipo playas amplias.

En la isla de Barú, afloran las Gravas de Rotinet, en el sector más oriental y las calizas de la Formación La Popa. En estas islas se destaca la existencia de playas, que son pequeñas barras paralelas al mar, compuestas principalmente por arena fina; su forma y extensión está asociada a la dinámica marina.

2.2. GEOMORFOLOGÍA LOCAL CANAL DEL DIQUE

Los estudios geomorfológicos, son herramientas esenciales para diagnosticar el uso y manejo del suelo, suministrar información sobre la historia de los procesos externos que han actuado sobre un área determinada. Para la descripción geomorfológica se dividieron las unidades en dos grandes grupos; las de origen erosivo que incluyen principalmente las superficies de erosión y las unidades de colinas y de tipo depositacional, que son todas las fluvio deltáicas y litorales.

2.2.1. Unidades de origen erosivo

2.2.1.1. Superficies de erosión

Se identificaron dos superficies de erosión, la de Turbana-Arjona de menor altura y la de Turbaco, la más alta, denominadas de acuerdo con las poblaciones localizadas en ellas.





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• Superficie de erosión Turbaco

Es la de mayor altura; corresponde a una superficie bien conservada, sobre la cual se localiza la cabecera municipal de Turbaco; tiene poca extensión y muestra una inclinación general muy baja; a medida que se aleja del casco urbano del municipio de Turbaco, va perdiendo su condición de altillanura para dar paso a una morfología de levemente ondulada a ondulada, haciendo manifiesto el proceso de degradación de este paisaje. La altura de la superficie oscila entre 160 y 200 msnm con un valor predominante alrededor de 175 msnm. En el paisaje se observan colinas con mayor altura y que bien podrían corresponder a relictos de una superficie de erosión más antigua.

Desde el punto de vista geológico, las Superficies de erosión de Turbaco y Turbana fueron generadas sobre rocas sedimentarias del Terciario medio (Formación Arjona) y superior (Formación Bayunca), las cuales se encuentran sobreyacidas discordantemente por sedimentos de origen continental (Gravas de Rotinet) y la Formación la Popa de ambiente marino de edad Pleistoceno tardío.

Teniendo en cuenta lo anterior se asume que las dos superficies en cuestión comenzaron a formarse a principios del Holoceno, cuando el nivel del mar más bajo que el actual; el ascenso paulatino del nivel del mar experimentado durante el Holoceno, probablemente coincidió con un levantamiento, por razones tectónicas, isostáticas y diapíricas, de las superficies, las cuales alcanzaron alturas relativamente importantes en un período de tiempo muy corto.

• Superficie de erosión Turbana - Arjona

Tiene características morfológicas y genéticas similares a la de Turbaco; es de menor altura, pero tiene una mayor extensión, que se prolonga por fuera de la zona de estudio. La altura con respecto al nivel del mar, oscila entre 70 y 100 m, con una inclinación ligera que aumenta aparentemente hacia la zona del casco urbano del municipio de Arjona; en algunas partes se observan sectores ondulados.

Tiene un buen grado de conservación, aunque la incisión se hace más fuerte en las proximidades del casco urbano de Turbana, donde el paisaje es de colinas, con una red de drenaje bien entallada y relieves relativos de 50 m aproximadamente.

Las zonas mejor conservadas se encuentra en las proximidades de Arjona, por fuera del cuadrángulo de estudio; en este nivel de detalle no fue posible diferenciar los escarpes erosivos que posiblemente debieron existir entre estas dos superficies; en un párrafo posterior se describe un escarpe en la zona de Turbaco que no pudo identificarse claramente como tal. Al Igual que la superficie de Turbaco se considera de edad holocénica.

• Escarpe de Turbaco

Corresponde a una franja alargada que separa la superficie de erosión de Turbaco de la unidad de colinas bajas; se caracteriza por presentar altas pendientes, drenaje paralelo a subparalelo, denso, poco incisado y valles en forma de “V” característicos.





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2.2.1.2. Sistemas de colinas

Corresponde a los sistemas de colinas formados a partir de procesos erosivos superficiales, con características diferenciables que están asociadas a la geología, tectónica y procesos atmosféricos.

• Unidad de colinas bajas

No supera los 25 msnm; se localiza en tres sectores de la zona de estudio. El primero delimitando la parte norte de la superficie inclinada de Ballestas y el sector de Recreo y Piedrecitas (Fotografía 2-1). El segundo, en inmediaciones de las poblaciones de Puerto Badel y Rocha y el tercero al sur del Caño Correa; se caracterizan por presentar topes redondeados, pendientes cortas de baja inclinación; la red de drenaje es subdendrítica poco densa y de corrientes temporales. Presenta valles amplios en la base y de poca profundidad. Los procesos erosivos asociados, están muy relacionados con la deforestación y el uso ganadero.

• Unidad de colinas Turbana

Corresponde a un pequeño sistema en colinas ubicado entre las poblaciones de Pasacaballos y Turbaco. Son colinas bajas, con alturas que no sobrepasan los 150 msnm; presentan topes semiagudos a ligeramente redondeados; el drenaje es subdendrítico y bastante denso; las pendientes son cortas de mediana inclinación. Las colinas más orientales son ligeramente más altas y la red de drenaje es menos densa e incisada que en el segmento occidental. Es probable que este sistema dé paso gradual a la superficie de erosión de Turbaco.

• Unidad de colinas estructurales

Es un conjunto de colinas con formas asociadas a la estructura geológica, conocido como sistema de cuestas y hogbakc, propio de secuencias sedimentarias plegadas donde la cuesta es una vertiente corta pero de fuerte inclinación, perpendicular a los planos de estratificación de la secuencia; el hogbakc es por el contrario una pendiente suave y larga y cuya inclinación es completamente paralela a los planos de estratificación. La morfología resultante es un conjunto de colinas agudas que en perfil da el aspecto de un diente de sierra. Este paisaje es el resultado de un proceso de levantamiento de la secuencia sedimentaria en condiciones de clima árido o semiárido; el drenaje que se desarrolla en este tipo de morfología está determinado por la forma de la pendiente.

Este sistema se localiza al N-W de la población de Ballesta. Las cuestas tienen orientación Norte Sur con frente hacia el mar; los hogbakc son de pendientes suaves e inclinadas, hacia el oriente principalmente. Estas colinas están asociadas a fallas geológicas.





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Fotografía 2-1: Unidad de colinas bajas, al fondo cerca de Ballestas

• Unidad de Colinas San Onofre

Se localiza al Sur-Occidente de la zona de estudio, las colinas tienen alturas relativas entre 50 y 200 msnm, una red de drenaje con un patrón dendrítico espeso, valles medianamente incisados y en forma de “V” amplia; sus pendientes son cortas y de mediana inclinación. Presenta procesos erosivos superficiales asociados a la poca cobertura vegetal y a la actividad ganadera que se desarrolla en ella.

• Colinas de Barbacoas

Este sistema es de muy baja altura; oscila entre los 25 y 50 msnm. Está asociado a la cuenca del la quebrada Barbacoas, al sur occidente de la zona de estudio; tiene pendientes cortas de baja inclinación y los topes son redondeados. La red de drenaje es dendrítica, de densidad moderada; los valles tienen fondos amplios. Los procesos erosivos están asociados a la poca cobertura vegetal y a la ganadera.

• Colinas de Correa

Se localizan en el sector sur-oriental de la zona de estudio, a la altura del corregimiento de Correa; se caracteriza por presentar pendientes de mediana inclinación y longitud, topes redondeados, valles de fondo amplio; el patrón de drenaje es subdendrítico y denso, la mayor parte del tiempo es intermitente. Los procesos erosivos están asociados a la poca vegetación y a la actividad ganadera.

• Unidad de Colinas Barú y Tierra Bomba

Por altura se puede correlacionar con el sistema denomina colinas bajas; presentan alturas inferiores a 30 msnm; tiene pendientes cortas, convexas y de baja inclinación; la red de drenaje es incipiente, con patrón subdendrítico; la mayor parte del año es





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intermitente. Los valles son de fondo amplio. Los factores erosivos están asociados a la escasa vegetación que la mayor parte del año es escasa debido a la baja precipitación en la zona.

• Unidad de Cerros

Se identificaron dos cerros, uno en inmediaciones de la población de Leticia, de baja altura, de tope subredondeado y pendientes cortas; sobresale en la topografía debido a que se localiza en una unidad básicamente aluvial de muy baja pendiente; geológicamente está conformado por las gravas de Rotinet del Pleistoceno. El segundo cerro se localiza en inmediaciones de la Zona Industrial de Mamonal; sobresale dentro del sistema de colinas: es más alto que el de Leticia; tiene pendientes de mediana inclinación y el tope es agudo; la red de drenaje es incipiente y de patrón subparalelo.

• Superficie Ondulada de Barú

Corresponde al sector más occidental de la zona de estudio y parte media de la isla de Barú; geomorfológicamente es una unidad de colinas muy suaves que no superan los 10 msnm, las cuales se van haciendo más suaves en la dirección oriente-occidente. Los topes son redondeados y la base es amplia. Las pendientes son cortas y de baja inclinación; la red de drenaje es incipiente.

2.2.2. Unidades de depositación

Se distinguen varias unidades geomorfológicas generadas por distintos procesos de depositación; depositación aluvial antigua, la cual originó la Superficie Inclinada de Ballestas, depósitos de piedemonte, la depositación fluvio-deltaica que dio lugar a todo el complejo del Canal de Dique y la sedimentación litoral.

• Superficie inclinada de Ballestas

Corresponde a una superficie bien conservada, caracterizada por tierras bajas planas a levemente inclinadas; localmente pueden observarse zonas suavemente onduladas. La red de drenaje asociada es incipiente, poco incisada y de patrón subparalelo. La superficie identificada se denominó Ballestas por el nombre de la población ubicada en la parte oriental de ésta.

Geológicamente corresponde a depósitos de origen aluvial, de edad cuaternaria (INGEOMINAS, 1998), es de gran dimensión y se extiende aproximadamente desde el Canal del Dique, hasta las proximidades de la población de Arjona; la vegetación remanente es poca. El uso es básicamente ganadero.

Esta antigua planicie aluvial plantea el problema de su origen, ya que las corrientes actuales no tienen la capacidad de transporte necesarias para su formación. Aunque en el estudio fuente, no se abordó el tema con detalle, es factible que éste depósito sea el resultado de un antiguo curso del Río Magdalena. Algunas de las características geomorfológicas observadas en superficie y algunas a profundidad permiten plantear la hipótesis de que el Río Magdalena desembocó en la bahía de Barbacoas en el Holoceno,





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sin que se descarte que este curso pudo haber existido desde el Pleistoceno (gravas de Rotinet).

• Superficies de Piedemonte

Geológicamente corresponde a depósitos de piedemonte y depósitos aluviales más antiguos; presenta pendientes rectas, de mediana longitud y baja inclinación. La red de drenaje está poco definida. Esta unidad es de transición entre los sistemas de colinas y las unidades fluvio-deltaicas; fue cartografiada en proximidades de Pasacaballos y Piedrecitas.

2.2.3. Unidades fluviodeltaicas y litorales

Se indican las unidades geomorfológicas asociadas a la formación del sistema deltaíco y se incluyen algunas de origen litoral relacionadas con su evolución. El sistema deltaíco se dividió en las siguientes unidades mayores: Prodelta, Frente deltaíco (Delta front) y Delta Emergido. En el último se diferenciaron cuatro segmentos dependiendo de su dinámica particular; estos son: Delta Antiguo, Delta Activo, Deltas Recientes y Planicie Costera

• Delta Antiguo

Se considera como Delta Antiguo a una zona de forma aproximadamente triangular, cuyo vértice se ubica cerca del actual canal artificial en un punto entre las ciénagas de Corcovado y Palotal, definido como zona inactiva por CIOH (1998). La margen Norte, la define una línea SE–NW, que se inicia en el vértice y termina en la línea de costa, al sur de la Boca de Matunilla; la línea que lo demarca por el Sur, va desde el vértice hasta la boca del Caño Calambre.

La zona se caracteriza por tener una topografía ligeramente más alta que el resto de la planicie deltaica; esto ha hecho que canales como Caño Sangre de Toro, que en el pasado muy probablemente fluía de la ciénaga Palotal hacia el mar, hoy tenga flujo en dirección contraria y haya perdido su conexión con el mar. El CIOH (1988) considera que la mayor topografía relativa ha sido originada por levantamientos diapíricos recientes.

No obstante su condición topográfica particular, en el Delta Antiguo se puede separar una llanura deltaica mareal típica, y una llanura deltaica fluvial, no tan bien definida como la anterior. La llanura deltaica mareal la conforman dos pequeñas zonas con características de llanuras intermareales en el sector comprendido entre Boca Matunilla y una pequeña bahía al W de Punta Barbacoas; la segunda está entre la boca Flamenquito y el Caño Calambre; Punta Barbacoas parece ser una zona de mayor altura que separa las dos llanuras mencionadas.

Las franjas de llanuras intermareales tienen complejos de humedales conectados con el mar por medio de canales amplios. Es difícil apreciar las demás características morfológicas de estos subsistemas debido a que la mayor parte del territorio está ocupado por espesos bosques de mangle. Asociado al complejo de humedales salobres existen ciénagas aisladas de las cuales se desconoce su dinámica; muy probablemente son alimentadas por aguas lluvias pero no puede descartarse un aporte subsuperficial de agua salada.





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La Llanura deltaica fluvial está conformada por varios canales pequeños que convergen hacia el vértice del Delta Antiguo y que al parecer drenan agua, probablemente salobre, desde la llanura deltaica mareal. Este Delta tiene la forma de un gran cono de arena que se generó a partir de una ruptura de un antiguo canal que comunicaba la ciénaga Juan Gómez y la antigua ciénaga de Matunilla, hoy completamente sedimentada. La información disponible no permite establecerlo con claridad, pero es probable que las ciénagas Palotal y Corcovada reciban aguas salobres provenientes de la Llanura Deltaica mareal.

• Delta activo

Esta parte del Delta tiene forma de un triángulo alargado con los tres lados de dimensiones diferentes (triángulo escaleno), que se extiende desde el vértice del estrecho de Correa al oriente; el lado norte es aproximadamente una línea que une el estrecho de Correa y la boca del Caño Calambre; el sur es otra que conecta estrecho de Correa y la boca Doña Luisa. Entre boca Doña Luisa y Punta Comisario existe otra zona, que aunque se considera parte del Delta, tiene características diferentes.

Al igual que en Delta Antiguo, se diferencian unidades geomorfológicas asociadas a las llanuras deltaicas mareal y fluvial respectivamente. La llanura deltaica aluvial conforma la mayor parte del Delta y se extiende desde su vértice hasta el extremo Oriental de las ciénagas litorales, entre las cuales se encuentran Ciénaga Pablo y ciénaga Benítez.

• Humedales Continentales

Corresponde a los humedales de agua dulce alimentados por caños, escorrentía y nivel freático. Estos humedales se localizan alejados del sistema costero, las ciénagas más representativas de este tipo de humedales son Juan Gómez, Bohórquez, Palotal, Biojó, Florecita, Todos no Van, Honda, entre otras de menor tamaño y no identificadas en los planos.

Estos humedales presentan graves problemas de sedimentación proveniente del Canal del Dique y del Caño Correa específicamente, el área y la profundidad de estos humedales ha disminuido notablemente; en el sector comprendido entre Caño Correa y Caño Rico, en la década de los años cincuenta, se localizaba un gran espejo de agua, hoy en día el mismo lugar presenta las mismas características de los bajos inundables.

La sedimentación continúa evidenciándose con los conos de arena internos de las ciénagas de Palotal, Honda y Biojó; es de esperarse que en unos pocos años estos humedales se colmaten totalmente y desaparezcan como fuente de agua dulce para la región.

• Conos de arena

Son acumulaciones de arena y limos en forma de conos, en proceso de formación al interior de las ciénagas de Palotal, Biojó y Honda. Esta sedimentación se da por dos procesos diferentes; el primero por sedimentos en la boca de los caños que alimentan estos humedales, como en el caso de las ciénagas de Biojó y Honda; el otro proceso se





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da por desbordamientos del Canal, como está ocurriendo en la Ciénaga de Palotal actualmente.

Estos conos de arena van sedimentando los cuerpos de agua hasta colmatarlos completamente, formando grandes playones que muy posiblemente permitirán el crecimiento de la frontera agrícola y ganadera en la zona. Probablemente este proceso ha ocurrido desde tiempos de la apertura del Canal del Dique. Comparando el plano de escala 1:25.000 de 1992 y la imagen de satélite de 1999 se ve con claridad la gran importancia de este proceso; las ciénagas de Biojó y Florecita, están casi colmatadas por completo. El proceso de sedimentación de Palotal es más esporádico, ya que depende casi únicamente de los desbordamientos del actual Canal del Dique.

• Canales Naturales

Los caños Correa y San Antonio, que en realidad son un mismo caño que toma diferentes nombres, es el único caño natural de agua dulce en el sistema, como se menciono antes, Caño Rico, que aunque es un caño natural formado por la dinámica de Caño Correa, su comportamiento actual está influenciado por agua salada debido al cierre de la comunicación con el Caño Correa. Véase la Fotografía 2-2, en la cual se puede observar el caño Correa, el caño natural más importante dentro del Delta del Canal del Dique. (Fuente: Universidad Nacional de Colombia - 2002)

Fotografía 2-2: Caño Correa

Estos caños llevan una alta carga de sedimentos, gran parte de los cuales son depositados en los humedales, las planicies inundables y por último en el mar formando deltas emergidos y grandes plumas de sedimentos que distribuye la marea por varios kilómetros mar adentro.

La dinámica de Caño Rico, que antes era completamente fluvial y que estaba formando el delta de Boca Cerrada, ha cambiado para estar directamente influenciado por el mar; es muy posible que este delta, en particular, sea modificado por la acción marina ya que el





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flujo de sedimentos fue interrumpido desde hace unos siete años, aproximadamente, cuando se suspendió la comunicación con el Caño Correa.

• Canales Artificiales

Son canales que fueron abiertos con varios fines, navegación, comunicación de humedales, entrada y salida de agua de los cultivos de camarones, entre otros. El Canal del Dique es el más importante de todos éstos (Fotografía 2-3).

Fotografía 2-3: Canal del Dique frente al corregimiento de Pasacaballos

Los efectos ambientales de la apertura de estos canales han sido importantes; actualmente se encuentran varios humedales en estados avanzados de colmatación, como ocurre en las ciénagas Biojó y Florecita, entre otras. La zona más expuesta a esta sedimentación se presenta en la Bahía de Cartagena, como lo evidencia la pluma de sedimentos que puede verse en las imágenes de satélite y las fotografías aéreas.

• Canales abandonados y/o sedimentados

Corresponde a canales que por procesos de sedimentación fueron abandonados y otros perdieron la dinámica de transporte de agua dulce por cierre de las comunicaciones con las fuentes del sistema; el caso más reciente es el de Caño Rico que se taponó hace aproximadamente cuatro años cuando se interrumpió su comunicación con Caño Correa; hoy en día este caño, está completamente influenciado por la dinámica de la marea. La comunidad costera de Boca Cerrada ha sido notablemente perjudicada por este hecho ya que el caño era su única fuente de agua dulce; los habitantes de este poblado se han visto obligados a transportar el agua desde grandes distancias.

• Orillares

Corresponde a un conjunto de canales y diques abandonados en el proceso de divagación natural de las corrientes de bajo gradiente, como es el caso de los canales de





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la llanura deltaica fluvial. El ejemplo más sobresaliente de esto, es el complejo de orillares de Caño Correa, a la altura de la población del mismo nombre. Son de poca extensión y corresponden a canales y diques abandonados, en forma de media luna asociados con antiguos meandros.

• Diques

Son franjas paralelas relativamente más altas que el canal o caño y la llanura aledaña, formados por la sedimentación de arenas muy finas y limos, durante los procesos de desbordamientos. En la zona del Canal del Dique se encuentran tanto diques de origen natural como artificial; estos últimos creados durante la apertura de los canales artificiales o como resultado del dragado de los canales, ya que el material extraído es colocado en forma de barreras y diques paralelos a los mismos. Hoy es difícil separar cartográficamente los dos tipos de diques ya que se requiere de una identificación de campo exhaustiva.

En este estudio se diferenciaron algunos diques naturales recientes y otros antiguos que se describen a continuación:

• Diques recientes: Asociados al Canal del Dique, Caño Correa y Caño Rico; su altura varía de centímetros a metros en sectores no diferenciados en la cartografía por la dificultad de la fotointerpretación. Diques de este tipo se observan en el sector de la ciénaga de Palotal; los más representativos están asociados a Caño Correa; estas geoformas son utilizadas como suelo agrícola, ya que son de los pocos sectores asociados al delta, que no son inundados frecuentemente y son ricos en materia orgánica.

• Diques antiguos: Son cordones ubicados en el sistema del Canal del Dique; se localizan en el sector de la ciénaga Juan Gómez; entre las ciénagas Palotal y Honda; entre los Caños Rico y San Antonio y entre Caño Correa y el sistema de humedales de Biojó y ciénaga Honda. Corresponden a antiguos diques de canales que fueron cerrados o sedimentados naturalmente. Estos diques sobresalen en la topografía y se identifican en fotografías aéreas e imágenes de satélite.

• Bajos inundables

Se localizan en todo el delta; es una de las unidades de mayor área del delta activo. Son sectores circundantes de los complejos de humedales y de los caños (Fotografia 2-5); en épocas de lluvias y crecientes permanecen inundados; parte del año son utilizadas en ganadería y agricultura.

• Cordones litorales

Aunque son formas típicamente litorales, se presentan en este ítem por tratarse de un conjunto de antiguos cordones litorales paralelos, orientados según un eje SW–NE, que pueden ser vistos con claridad en algunas de las combinaciones de las imágenes de satélite y en las fotografías aéreas. Corresponden a antiguas líneas de costa, evidenciando el proceso de avance del delta. La franja de cordones litorales cartografiada se localiza entre las ciénagas Honda y Cotorra.





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La Llanura deltaica mareal es una zona estrecha, paralela a la línea de costa desde Punta Comisario al sur y Boca Flamenquito al norte. La llanura tiene entre 2.5 y 3.0 km. de ancho; en su mayor parte está cubierto por bosques de mangle, lo que hace difícil su descripción.

Fotografía 2-4: Zona deltaíca inundable del Caño Correa

• Humedales Litorales

Se localizan paralelos a la línea de costa en la llanura mareal; todos son de agua salada y en algunos casos presentan mezcla con agua dulce, proveniente de algunos caños intermitentes asociados a la escorrentía superficial. Su dinámica hidrológica, está directamente relacionada al ciclo de las mareas.

Los humedales más representativos son: Caimán, Pablo, Benítez, Cotorra y otros pequeños no identificados en la cartografía. A diferencia de los humedales continentales, el problema de sedimentación no es tan evidente, por cuanto no están comunicados ni con el Canal del Dique, ni con el Caño Correa.

• Humedales artificiales

Corresponden a las piscinas adecuadas para el cultivo de camarones, se localizan al sur, en cercanías de Punta Comisario.

• Deltas Recientes

Son geoformas correspondientes a los depósitos deltaicos, formados en las bocas activas de los caños. Se incluyen los deltas de las bocas de Flamenquito, Cerrada, Portobelo y Doña Luisa, todos en el delta activo. Los pequeños deltas presentan forma triangular, su base se localiza en el mar y el vértice principal en el continente, según lo observado en fotografías aéreas e imágenes de satélite; el avance de éstos no ha sido significativo en





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las últimas décadas, lo que podría considerarse un indicador de que la mayor parte de los sedimentos que entran al sistema deltaíco son depositados en las bahías de Barbacoas y Cartagena; el hecho que estén asociados a canales naturales implica que gran parte de los sedimentos transportados por éstos, se quedan en el sistema de humedales.

En las imágenes de satélite, se observa solo una gran pluma de sedimentos en boca Doña Luisa, donde desemboca el Caño Correa. Esta pluma de sedimentos está orientada hacia el SW, mostrando la dirección dominante de las corrientes de deriva litoral. La forma de estos deltas indica que en su formación predominan los procesos marinos, principalmente oleaje, sobre los fluviales propiamente. En esta unidad, ubicada toda al interior de la bahía de Barbacoas, se han formado recientemente los deltas asociados a los caños Matunilla y Lequerica que fueron abiertos en la década de los cincuenta como sistemas para aliviar la sedimentación de la Bahía de Cartagena.

2.2.3.1. Deltas recientes de la Bahía de Barbacoas

Son los rasgos geomorfológicos más sobresalientes de la bahía; se formaron como consecuencia de la apertura de accesos a la Bahía de Barbacoas, desde el Canal del Dique, después de la sedimentación del Caño del Estero. A diferencia de los deltas recientes ubicados al sur de punta Barbacoas, éstos tienen forma en pata de ave típica indicando que la dinámica fluvial predomina sobre la dinámica costera. Esto quiere decir que en la Bahía el oleaje tiene menor importancia que en la otra parte del delta.

En las imágenes de satélite y fotografías aéreas se evidencia el rápido avance de estos deltas; con base en esta información se estimó que el delta del Caño Lequerica avanzó aproximadamente 4 km. en 50 años. El de Matunilla por su parte apareció una vez sedimentada la ciénaga del mismo nombre; este delta avanzó unos 6 km. desde el Canal del Dique, en el mismo periodo de tiempo. Véase la Fotografía 2-5, en la cual se observa la panorámica del delta del Caño Lequerica, Fuente: Universidad Nacional de Colombia 2001.

Las dos plumas de sedimentos están orientadas hacia el SW, no obstante que el delta del caño Matunilla tiene una de sus bocas orientada al Norte, confirmando que también en la Bahía la corriente de deriva litoral es predominantemente hacia el sur.

2.2.3.2. Delta reciente del Canal del Dique en la Bahía de Cartagena

Este delta esta formado por la desembocadura del Canal del Dique, la cual se comunicó directamente con la Bahía de Cartagena en la década de los cincuenta y fue rectificada en la de los ochenta. Cuando se interconectó el Canal del Dique, se inició la sedimentación de una pequeña bahía que llegaba hasta la población de Pasacaballos; después, por influencia antrópica, comenzó a crecer un delta de forma diferente a los descritos en párrafos anteriores; lo constituyen dos diques o “lengüetas” paralelas entre sí, dentro de los cuales fluye el agua dulce del Canal. El avance de los diques o “lengüetas” se estimó en un (1) km. durante los últimos 10 años.





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Fotografía 2-5: Panorámica donde se observa el frente del delta del Caño Lequerica

La pluma de sedimentos tiene una forma simétrica, alargada en sentido paralelo a la costa, con un avance significativo hacia el norte. A diferencia de las plumas de sedimentos del delta y la Bahía de Barbacoas, esta no muestra un sentido predominante de la corriente litoral.

2.2.3.3. Playas

Solamente existen playas bien definidas en las islas Barú y Tierra Bomba. Son playas de arenas medias a gruesas, de origen principalmente coralino, resultantes de la desintegración de las calizas de arrecifes de la formación La Popa. Tienen gran importancia turística.

2.2.3.4. Planicie costera

Aunque en todos los estudios consultados, esta unidad se incluye como parte del delta del Canal del Dique; se considera aparte por sus características morfológicas, como una franja estrecha entre el litoral y los sistemas de colinas al este. Se extiende desde la antigua ciénaga de Matunilla, hoy casi completamente sedimentada, hasta las inmediaciones de la población de Pasacaballos.

2.2.3.5. Planicie costera de Mamonal

Es una planicie costera ubicada en la Bahía de Cartagena, en la parte oriental; toma su nombre de la zona industrial. Corresponde a una franja estrecha de sedimentación marina de aproximadamente 6 Km. de ancho.

2.3. GEOMORFOLOGIA DEL SECTOR DE CALAMAR

Mediante un análisis fotointerpretativo del sector Robles-Calamar-Canal del Dique, se distinguieron cuatro unidades geomorfológicas bien diferenciables, de origen morfoestructural y fluvial: colinas estructurales, orillares y aluviones recientes, dique





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aluvial y depresiones inundables (Basines). Estas unidades se distinguieron por los rasgos estructurales y fluviales claramente visibles en las aerofotografías, La resistencia relativa de los materiales de las orillas está estrechamente asociada a las unidades geomorfológicas por su composición y génesis. Con base en esta información, se clasificaron en forma relativa la resistencia de los materiales de las orillas.

2.3.1. Unidades geomorfológicas

2.3.1.1. Colinas Estructurales

Desde Plato, Magdalena, el Río Magdalena disecta un conjunto de colinas bajas formadas por rocas sedimentarias plegadas, conformadas por areniscas, limolitas y arcillolitas (Duque 1980). En toda la región, la roca presenta un buzamiento aproximado de 15o al sur, con rumbos al noreste, condición tangencial al cauce del río. En general estas rocas terciarias presentan una consolidación moderada, pero frente a la acción fluvial de esta, resulta más resistente que los depósitos aluviales de edad más reciente. De manera puntual, estas rocas afloran en la orilla del cauce, generando resistencia alta a la erosión y migración lateral a manera de espolones naturales.

2.3.1.2. Orillares y aluviones recientes

Corresponden a depósitos de origen aluvial depositados por el río dentro del lecho mayor, de edad reciente, es decir dentro de la zona de migración lateral del cauce, con una topografía ligeramente ondulada a plana, como resultado de las diferentes posiciones de la orilla a través del tiempo, unidades morfológicas conocidas como orillares y claramente distinguibles en las fotografías aéreas. Estas morfologías indican directamente las variaciones de posición de la orilla por la migración lateral del cauce dentro del lecho. Se incluyen también las islas o barras aluviales dentro del cauce, como la de Cotore, aguas arriba de Calamar.

Los orillares son más frecuentes al norte de la Isla Becerra, margen derecha y la isla Cotore, en la margen izquierda, mientras que no existen o son menos frecuentes, las barras donde la unidad de colinas controla el cauce. La ausencia de estas barras entre el Yucal y Barranca Nueva, confirman el confinamiento del cauce, entre rocas de la unidad de colinas, lo cual hace estos tramos resistentes a la erosión y la migración lateral.

2.3.1.3. Dique Aluvial

A lo largo del cauce mayor del río afloran diques naturales de morfología más alta y ondulada, que corresponde a diques de desborde u albardones. Esta unidad morfológica es el resultado de la depositación periódica, en aguas altas del cauce, donde se acumulan arenas finas y limos a partir de las aguas de desborde del río. Estos sedimentos poco compactos, recubren generalmente depósitos más antiguos, arcillosos, asociados a las depresiones inundables o basines laterales y ciénagas. En esta zona, los diques mejor diferenciados se ubican al norte de Barranca Nueva, sobre la margen izquierda, y, en la margen derecha, al norte de los afloramientos rocosos; los diques resultan resistentes a la erosión y hacen que la orilla sea estable (norte de la localidad de Pedraza). Localmente se aprecian rompederos o zonas de desborde, a manera de pequeños canales que atraviesan el dique y conectan el río con los sistemas cenagosos aledaños.





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En esta unidad se desarrollan suelos areno-limosos de tipo evolucionado y de condiciones estables y fértiles.

2.3.2. Depresiones inundables

Hacia las depresiones laterales del río, se ubican los basines o zonas receptoras de aguas de desborde, con sedimentos finos tipo arcillas. Se caracterizan por ser zonas mal drenadas, pantanos y ciénagas, cuyos niveles de agua fluctúan todo el año y donde también se forman suelos arcillosos de carácter impermeable.

Por las características de las unidades geomorfológicas anteriores, el cauce principal o lecho mayor del río, se separa de los sistemas cenagosos por la presencia de los dique aluviales y, en otros puntos, su limite es la exposición o afloramiento de material rocoso.

2.3.3. Estabilidad de las orillas del Río Magdalena, sector Calamar-Bocas de Ceniza

2.3.3.1. Generalidades

El Río Magdalena en el sector desde Calamar hasta Bocas de Ceniza, presenta problemas de estabilidad de orillas, inundaciones y una alta sedimentación, por la dinámica fluvial en esta parte de la cuenca baja.

El estudio de estos aspectos, incluyó un análisis y evaluación de la información secundaria existente acerca de las condiciones geológicas, geomorfológicas y de dinámica fluvial; a partir de los mapas recopilados se caracterizó, en forma general, el comportamiento morfodinámico, tanto del río como de sus orillas y del sistema lagunar asociado (Uninorte, 2000).

Estos trabajos multidisciplinarios, se realizaron con base en la cartografía existente, así como la interpretación de fotografías aéreas antiguas, de varias décadas. El entorno físico del área, ha sido y está siendo estudiado por diferentes corporaciones y entidades gubernamentales, con enfoques regionales y puntuales. Según esto, y dependiendo de los objetivos que se buscan, se tiene información secundaria generalizada, en todas las disciplinas.

2.3.3.2. Objetivo

El objetivo del análisis consiste en conocer, de manera general, las condiciones actuales del área de estudio y de las zonas aledañas al puerto de Calamar, desde el Canal del Dique, hasta Bocas de Ceniza, con respecto a los procesos geodinámicos, haciendo énfasis en la localización y magnitud de estos procesos que representan aumentos importantes de fenómenos de erosión, sedimentación e inestabilidad, para plantear las medidas de mitigación convenientes en cuanto a su localización y grado de estabilidad, riesgo, y selección de los sitios donde se deben desarrollar estudios más detallados.

El objetivo primordial de éste análisis fue el de identificar y delimitar las condiciones de estabilidad de las orillas y/o de las unidades geomorfológicas básicas definidas en las márgenes del cauce, determinando de manera general, la interacción entre el cauce y las





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orillas circundantes que lo limitan, en términos de su estado general de equilibrio morfológico y de zonas estables, o inestables, zonas de erosión, (laminar, en surcos, cárcavas y fluvial lateral o lineal, escurrimiento superficial, difuso o concentrado), zonas de producción de sedimentos, depositación, zonas de disección, movimientos en masa, disolución, divagación (Dinámica Fluvial), socavación, actividad antrópica etc. Se trata de juzgar las causas aparentes de ése comportamiento, en términos de parámetros objetivos, que permitirán analizar las posibilidades que se modifiquen a través del tiempo, por los procesos actuantes sobre el cauce y los agentes que inciden directamente en estos cambios, tales como, el direccionamiento del agua y su actividad fluvial.

Por ultimo, se estudiaron las características morfodinámicas del cauce a través del análisis de su movimiento lateral histórico y de su perfil, considerando formación y movimiento de los diferentes tipos de depósitos, agradación y degradación del cauce, divagación y la restitución histórica a partir de las fotografías aéreas.

Para ello, se realizó la recopilación y análisis de la información geológica y geomorfológica existente en las entidades u organismos que hayan realizado estudios en la cuenca, para determinar las condiciones de las orillas a la fecha.

De igual manera, se analizaron fotografías aéreas de vuelos recientes de la cuenca, correspondientes al año 2004, teniendo como base la Geología regional. Con esta información secundaria se podrá, preliminarmente, plantear esquemas generales de obras de protección de las orillas, colocación de drenes, reubicación de viviendas, posición de gaviones, reforestación etc.

La evaluación de la información existente acerca de la estratigrafía, la geología, la geomorfología, el análisis estructural y la dinámica fluvial se han presentado en estudios previos, sobre planos a escala 1: 100.000 y para los sitios de más interés como zonas de inestabilidad, se han presentado en escalas mayores.

2.3.3.3. Estratigrafía

En general, en el área afloran rocas sedimentarias, variadas desde el punto de vista geológico, estructural, composicional y de tiempo geológico, lo cual conllevó a la descripción estratigráfica - estructural detallada de las unidades presentes alrededor del área de estudio, y han sido realizados con diferentes objetivos.

2.3.3.4. Morfogenesis

El análisis comprendió la definición de las unidades geomorfológicas básicas, tanto en el Canal del Dique, como en el Río Magdalena, a partir de Calamar, determinando la naturaleza misma de la interacción morfodinámica en términos de su estado general de equilibrio o desequilibrio morfológico, y de las características de su desarrollo en el área, zonas de gran actividad erosiva, zonas estables o inestables, zonas de deslizamiento etc. Existen trabajos geomorfológicos parciales y puntuales que contemplan definición de unidades con los respectivos mapas, morfodinámica, zonas homogéneas, estabilidad de orillas, amenaza y riesgo. El resultado se ha dado por medio de mapas geomorfológicos para definir zonas homogéneas y de riesgo por inestabilidad de orillas e inundaciones.





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2.3.3.5. Estabilidad de orillas y Procesos de Erosión

La erosión fluvial (lateral o lineal), tiene influencia considerable en el modelado de orillas por su acción erosiva y la subsecuente acumulación de los materiales erodados. La acción antrópica, que incluye tala del bosque primario y el establecimiento de cultivos limpios, ha contribuido a la inestabilidad del suelo y las orillas (por el favorecimiento de fenómenos de erosión que generan surcos y cárcavas con erosión regresiva). Otros factores antrópicos se relacionan con la acción de la navegabilidad en el cauce, por generación de olas que atacan los taludes de las orillas, el establecimiento de puertos sin obras, donde se adecuan escalones o cambios de pendiente del talud que acelera procesos como desplomes y socavación de orilla.

2.3.3.6. DINAMICA FLUVIAL

El análisis morfodinámico y de divagación lateral se circunscribe a la identificación de las geoformas: afloramientos de roca, terrazas antiguas, recientes, islas, playas, barras, diques y otras zonas y formas de depósitos. Se realizó con base en la fotointerpretación e información secundaria de planos geomorfológicos, con el fin de inferir las condiciones que en un futuro podrá asumir el río y su valle en los sitios con procesos de socavación lateral e inestabilidad de orillas.

El comportamiento sinuoso en algunos sectores del río, la presencia de alta cantidad de materiales sedimentarios subrecientes y actuales, característico en la zona de valle aluvial bajo, y de acuerdo a los trabajos previos, permiten delinear las zonas de orillas que pueden estar amenazas por acción fluvial, por divagación y socavación del cauce. Este último es menos frecuente pero afecta las orillas y, de producirse, afectará vidas e infraestructura ubicadas en las riberas.

2.3.3.7. Evolución deltaica del Río Magdalena ( cauce principal actual)

La observación de las imágenes de satélite y fotografías aéreas convencionales históricas, para toda la depresión inundable de la cuenca baja del Río Magdalena, revelan que a pesar de su aparente irregularidad y de la influencia tectónica en la zona, el sistema de diques, albardones y paleocauces difluyentes, constituye una morfología generalizada y en realidad bastante simétrica de difluencia en “cono” o “delta”, a partir del punto singular que ocurre aguas abajo del Banco.

Esta morfología regional es similar a la que ocurre en zonas de depositación deltaica, lo cual sugiere la existencia de antiguos lagos o transgresiones marinas y es indicativa de una condición actual de llanura plana inundable, con niveles freáticos altos, frecuencia de inundaciones y drenaje pobre.

La dinámica fluvial y el desarrollo de geoformas del río desde el Banco Magdalena, hasta Bocas de Ceniza, es el resultado de su actividad, especialmente en el tiempo cuaternario (2 Millones de años), y está caracterizada por fenómenos de erosión, sedimentación y migración lateral del cauce, debido a sus condiciones deltaicas en la planicie aluvial baja del río, el cual corresponde a un delta influenciado por la acción fluvial, y afectado por la acción tectónica e interacción de las placas Caribe y Suramérica, lo cual ha generado el levantamiento de los bloques del Sinú - San Jacinto, barreras topográficas que el río ha





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disectado lentamente como un cause sobreimpuesto, drenando al Caribe por brazos deltaicos, donde hoy sobresalen el sistema deltaíco del Canal del Dique, el de la ciénaga Grande de Santa Marta, y el actual cauce hacia Bocas de Ceniza.

2.3.3.8. Unidades Morfológicas

Se analizan las unidades morfológicas del sector, desde Calamar hasta la desembocadura del río en Bocas de Ceniza, asociado al sistema fluvial de erosión y divagación natural. Se generan amplias llanuras aluviales a lo largo del cauce principal, como el modelado fluvial con cauces tipo unicanal, algo sinuosos y trenzados, con desarrollo de desplazamientos laterales, taludes, rompederos, brazos, lagunas, meandros, albardones, playas, barras e islas.

2.3.3.9. Lechos del Río (Limites de Inundación)

El análisis de la información geomorfológica permite distinguir dos tipos de lecho; el lecho mayor o de aguas altas y el lecho menor o de aguas bajas, cada uno de los cuales puede estar limitado en sus márgenes por diques naturales que ha dejado el desbordamiento de las aguas altas o por diques artificiales (frente a las poblaciones).

El lecho mayor es una unidad morfológica, morfodinámica e hidrológica, contiene el lecho menor, y por el cual circulan las aguas altas de los brazos y caños de manera esporádica. En el lecho mayor se han desarrollado lagunas y depresiones inundables algunas de las cuales permanecen como pantanos o humedales, luego de una evolución a partir de lagunas o barras laterales acrecionadas al talud de las terrazas o unidades de roca.

El lecho menor es el canal conocido como "el río" propiamente dicho, por el cual circulan las aguas bajas y probablemente medias. Se encuentra limitado por las orillas (generalmente en taludes verticales, los cuales sufren procesos morfodinámicos como socavación y divagación lateral), por zonas de barras activas cuyo material se desplaza durante las crecidas, y por último, con zonas de playas generalmente en las curvas internas. Otra morfología menos característica en el lecho menor, es la presencia de islas o antiguas barras aluviales temporales, estabilizadas y cubiertas por vegetación en medio del cauce.

2.3.3.10. Talud de socavación

Corresponde a los escarpes originados en las orillas por los procesos de socavación lateral en las márgenes del río, desarrollados sobre los depósitos aluviales fluvio-lacustres y las unidades de terrazas y/o colinas y lomeríos, expuestos en la región de Calamar.

2.3.3.11. Rompederos (Zonas de desborde)

Los rompederos son geoformas que representan los lugares por donde el flujo de agua abre paso a zonas susceptibles de inundar, especialmente por la acción de las crecientes. Estos procesos han sido frecuentes en la zona y sus evidencias se encuentran por la presencia de deltas de explayamiento los cuales se observan en las fotografías aéreas .





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Corresponden a áreas sobre los diques o albardones naturales, o sobre los depósitos aluviales donde en épocas de aguas altas el río desborda alimentando las depresiones inundables, facilitando también el enriquecimiento de sedimentos finos tanto del albardón como de las mismas depresiones. Son claras en las aerofotografías las zonas discontinuas por donde se establecen estos chorros ocasionales de recarga hacia las depresiones.

Asociados a los rompederos se forman los denominados brazos deltáicos, o deltas de explayamiento. Se originan por la ruptura de los diques principales (caso aguas abajo de Calamar). En este caso se desprenden cauces ramificados, los cuales entran a un ambiente de aguas estancadas o con poco movimiento. Los cauces forman diques con elevación y amplitud variadas, siendo más anchas cuando no están limitadas por aguas permanentes (ciénagas) .

2.3.3.12. Colinas y Lomeríos

Las unidades de colinas y lomeríos, están conformadas por rocas sedimentarias y representan un control litológico en el cauce mayor del Río Magdalena, principalmente en el sector aguas arriba de Calamar donde las rocas presentan resistencia a los procesos de socavación lateral, impidiendo la divagación del lecho mayor hacia los lados. Evitan la progresión de las sinuosidades a meandros, pero son puntos de mayor ataque al flujo aumenta la sinuosidad, generan cauces menores entre barras y ayudan en la depositación de barras nuevas en tránsito, tanto laterales como en el lecho del río.

2.3.3.13. Dique aluvial - Albardón Natural

Esta unidad de albardones o diques naturales se ha desarrollado principalmente en ambas márgenes del Río Magdalena, ubicándose sobre la planicie aluvial. Están constituidos por capas intercaladas de limos y arenas finas, como consecuencia de los desbordamientos en épocas de crecida. Un análisis generalizado de estos diques, aguas abajo y aguas arriba sobre las márgenes del cauce, muestra, de manera general, que el ancho y espesor del dique varía en cada sección, pero es parcialmente constante.

En los albardones se presentan ocasionales chorros o descargas en la zona de rompederos, fuera del lecho del río y caños principales, debido a la ruptura del dique que lo limita y que alimenta las zonas de pantano originadas por detrás de los diques.

2.3.3.14. Meandros

Corresponden a otra unidad morfodinámica como una respuesta a la dinámica fluvial de migración lateral del Río Magdalena y sus afluentes, por su divagación sobre la planicie aluvial, la zona de meandros, es la parte donde se generan curvas en el cauce, lo cual es apreciable en la planicie aluvial en el área de influencia del tramo estudiado.

2.3.3.15. Zona aluvial de migración lateral

La zona aluvial constituida por las islas, barras, orillares y playas presentan la mayor dinámica actual del río, debido a que son geoformas inestables, ya sea por depositación,





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cuando hay aumento de carga fina, o por erosión y posterior depositación aguas abajo, en forma de barras o playas.

La zona aluvial en el lecho mayor, presenta también procesos erosivos en los bordes, donde el escurrimiento ocasionalmente origina erosión regresiva, en los puntos de confluencia de las corrientes. En los depósitos fluviales, la morfodinámica más frecuente es la socavación de la base de los taludes (ejercida por cambios de curso de los flujos del río) y la formación de islas que originan estrechamientos de la sección (con incremento de la velocidad del agua, o cambio del ángulo de incidencia sobre los taludes). Probablemente este último fenómeno acentúa la inundación permanente de las depresiones y alimenta las lagunas y ciénagas del área.

2.3.3.16. Depresiones inundables (Sistemas Cenagosos)

Es la planicie que bordea los brazos del Río Magdalena y sus caños asociados. Es la parte de mayor concentración de ciénagas, alcanza un 70% del total de la superficie. La génesis de esta depresión, al igual que las islas, está directamente relacionada con la migración del río; las islas corresponden al cauce abandonado y la zona lacustre corresponde al nuevo cauce. Los diques naturales y el lecho mayor están en proceso de formación, lo cual explica que los niveles de agua de desbordamiento sean más altos que las crestas de los diques. El área se convierte en una zona de acumulación de materiales de desborde: arcillas y limos.

Las depresiones se originan principalmente por chorros o descargas del río, debido a la ruptura del dique que limita el lecho; la depresión inundable y zonas de pantano están dominadas ya sea una laguna natural; o por ciénagas (originadas por la divagación del río); o (tramos sinuosos) como laguna interior.

2.3.3.17. Análisis de estabilidad de orillas

Este aparte se basa en la información existente, los planos de estabilidad de orillas y navegabilidad (Uninorte 2000), geomorfología, (UNAL 2003) y geología (Ingeominas 1998).

La información secundaria permite reconocer las diferentes geoformas que predominan en las orillas del río. Las geoformas identificadas fueron barras fluviales y de punta, albardones, orillares y talud de socavación.

Se analizaron los diferentes tramos y se reconoció que el río tiene una actividad migratoria hasta Bocas de Ceniza, se incrementa de manera significativa a partir de Calamar, también se incrementa la erosión lateral en las curvas externas de las sinuosidades y la depositación de los sedimentos en las curvas externas contiguas y en el centro del cauce formando grandes playones.

Se presentan numerosos relictos de paleocauces, flanqueados por diques naturales o albardones, que formaron antiguamente el límite de esos canales y constituyen estructuras de confinamiento parcial. Ayudan a encauzar y dirigir los flujos de desbordamiento sobre la planicie aluvial, a través de los caños existentes y más activos, en épocas de aguas altas.





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El análisis de dinámica fluviales en el sector del río, desde Calamar hasta Bocas de Ceniza, muestra que hay algunos sitios como “críticos” los cuales han mostrado cambios en el tiempo, han modificado sus orillas, y han presentado procesos erosivos que merecen la atención, ya que en la zona, estos procesos erosivos han dado lugar a avulsión de la red de drenaje, o cambios de curso.

El tramo del Río Magdalena entre Calamar y Bocas de Ceniza, se caracteriza por presentar rasgos geomorfológicos, diferenciables y asociados a los principales tipos de materiales que conforman las orillas, dependiendo de las unidades geomorfológicas presentes.

Estos materiales permiten categorizar las orillas del río como de Resistencia Alta a la erosión (Roca Consolidada) Resistencia Media-Alta a la erosión (Conglomerados y arcillas compactas); Resistencia Media a la erosión fluvial (Sedimentos aluvio-lacustres) y Resistencia Baja a la erosión fluvial (Aluviones recientes). En su orden se catalogan como orillas del río estables, poco estables, inestables y muy inestables, véase Tabla 2-1

Tabla 2-1: Clasificación de orillas en el Río Magdalena, sector km 110 Guacarí Buenavista - Bocas de Ceniza

Resistencia Unidad geomorfológica Materiales Rasgos Clase Alta (Color Verde)

Roca Consolidada Rocas sedimentarias Orillas Permanentes Estables

Media – Alta (Color Amarillo)

Colinas terciarias, No compactas

Sedimentos conglomerados arenas y arcillas

Menos permanente susceptible a la erosión

Poco Estable

Media (Color Naranja)

Depósitos Aluviales antiguos

Sedimentos aluvio-lacustres Orilla Móvil Inestables

Baja (Color Rojo)

Deposito aluviales recientes, vega de divagación

Barras, orillares, Aluvión Reciente

Orillas muy Móviles

Muy Inestable

• Orillas de resistencia alta:

Se identifican con color verde en la cartografía, y representan la exposición de rocas competentes, cuyas edades corresponden al terciario. Se agrupan en la unidad geomorfológica denominada Lomeríos y Colinas. Estas unidades forman taludes y escarpes pronunciados, son resistentes a la erosión y socavación lateral, generan control e impiden o disminuyen la velocidad de migración lateral.

Afloran de manera localizada en la margen izquierda del Río Magdalena a partir del kilómetro 68 en los poblaciones de Las Flórez, Giraldo, y hasta el kilómetro 57, sitio donde el río forma un gran sinuosidad, se ubica la población de Salamina en la margen derecha. En este sector se generan grandes barras aluviales medias (Islas).

Desde el kilómetro 48, el canal es de tipo sinuoso sobre sedimentos aluviales, generando la isla del Socorro. La margen izquierda, está controlada por la aparición de rocas terciarias, que la hace estable hasta el km. 42 en (San Joaquín). A partir de este sitio hasta el km. 0, en Bocas de Ceniza, no se vuelven a presentar rocas que hagan las orillas estables.





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• Orillas de resistencia alta-media:

Identificado en la cartografía con color amarillo, está conformada principalmente por lomeríos y colinas disectados no compactadas con sedimentos conglomerados como arenas y arcillas finos, susceptibles a la erosión ocasional, y permiten la disminución de la banca y ser puntos incipientes para la migración lateral.

En estas unidades el río ha generado socavación leve de las orillas, debido a la susceptibilidad de los materiales a erodarse, a la alteración por las condiciones atmosféricas y a la presencia de desplomes de los taludes de manera eventual.

Para el sector de estudio, el Río Magdalena presenta orillas de resistencia media alta en un alto porcentaje (aproximadamente 60%): Las orillas de esta resistencia afloran de manera localizada en ambas márgenes del río, a lo largo del recorrido desde Calamar, hasta Bocas de Ceniza; en mayor proporción afloran al sur de Calamar en ambas márgenes y en los sitios de Guacara, Buenavista, Pedraza, Barranca Nueva, San Antonio Km. 83, y disminuye porcentualmente hacia el mar.

• Orillas de resistencia media:

Identificado en la cartografía con color naranja, está conformada por sedimentos aluviales antiguos, depositados por el mismo cauce de manera histórica en forma de Terrazas Bajas y Medias; y de depósitos aluviales conformados por antiguas barras y orillares que habían sido estabilizados, pero con susceptibilidad a erodarse. Este tipo de orilla es el de mayor porcentaje de exposición en el sector.

Las orillas están conformadas principalmente por sedimentos de origen aluvial, formados por conglomerados, arenas de medias a finas y arcillas pueden presentar erosión y permitir la disminución de la banca y ser puntos muy vulnerables para la migración lateral.

Para el sector de estudio, el Río Magdalena presenta orillas de resistencia media ampliamente expuestos en ambas márgenes, a lo largo del recorrido: Guacara, San Antonio, El Piñon, Guaimaro, Km. 47, Calentura Km. 56, Remolino Km. 35 Sitionuevo Km. 25, y Malambo km.18. Este tipo de orillas de resistencia media a la erosión, ha permanecido relativamente constante.

• Orillas de resistencia baja:

Se encuentra identificada en la cartografía con color rojo, está conformada de manera bien definida por sedimentos aluviales depositados por el mismo cauce, de manera histórica y reciente, asociados a la vega de divagación, albardón y barras aluviales recientes e islas migrantes en el cauce, y en menor proporción con depósitos aluviales antiguos.

Estas orillas, corresponden a sedimentos aluviales recientes que se formaron por el material arrastrado por el caudal y que divagan dentro de la vega de divagación reciente, formando barras, islas y playas, no son orillas permanentes y están migrando, dependiendo del caudal, sedimentos y condiciones atmosféricas.





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Los sedimentos de estas orillas son de origen aluvial, formados por pocas a nulas gravas, arenas de tamaño medio a fino y arcillas y limos susceptibles a la erosión; presentan migración continua y permiten la disminución de la orilla. Son los puntos más vulnerables para el inicio de procesos de migración lateral y ampliación del cauce.

Para el sector de estudio, el Río Magdalena presenta este tipo de orillas donde el cauce se hace sinuoso, evidenciando la migración lateral y la inestabilidad de las orillas; están ampliamente expuestos en ambas márgenes, a lo largo del recorrido.

Desde Guacara, margen derecha del río, y las islas principales como Becerra y la Loca, se han conformado por este tipo de orillas; aún la población de Puerto Niño se ubica sobre sedimentos de resistencia media y resistencia baja a la erosión, sitio que desde hace varios años ha disminuido su orilla por la socavación lateral y que requiere de análisis detallado para el diseño de obras de control. Aguas abajo se presentan las grandes barras en el cauce y orillas de resistencia baja a la erosión, afectando poblaciones como Suan, Bohórquez, Isla Socorro Km. 40, Meléndez Km. 30, y desde Sitio Nuevo Km. 25 hasta la isla de Rondón en el Km. 0, Bocas de Ceniza.





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3. VOLCANISMO DE LODO EN ELCARIBE

3.1. INTRODUCCION

El “Volcanismo de lodos” es una manifestación del fenómeno conocido como “diapirismo de lodos”. Este fenómeno de características regionales se presenta en Colombia desde el área de Barranquilla hasta el Golfo de Urabá, involucrando terrenos tanto marinos como continentales, en lo que ha sido llamado Cinturón del Sinú (DUQUE 1980, 1984).

El fenómeno se define como un proceso sedimentario en el cual un material de baja densidad y alto contenido de gases (Lodos de origen marino), sometido a grandes presiones por el efecto del peso de la cobertura de materiales de mayor densidad (arenas, gravas y limos), tiende a salir al exterior generando levantamientos e intrusiones en el terreno suprayacente. Esta situación se manifiesta en la superficie del terreno tanto con la formación de domos, como con la generación de los llamados “Volcanes de lodo” cuando este material proveniente de profundidad encuentra salidas por zonas de fracturas.

Según O´Brien (1968) las manifestaciones de diapirismo de lodos están determinadas por los esfuerzos que operan antes, durante y después de la formación del diapiro. Igualmente dependen de la densidad, viscosidad y espesor tanto del material diapírico como el material de sobrecarga, además depende de la historia tectónica del área. La carga sedimentaria diferencial ha sido invocada frecuentemente como el efecto disparador del diapirismo; tal situación se alcanza tanto en modelos reducidos como en la naturaleza en abanicos aluviales y deltas progradantes a lo largo de márgenes de cuencas clásticas terrígenas, como consecuencia de las variaciones laterales de espesor y densidad logradas en este ambiente (HONGXING Y OTROS, 1997).

Recientes investigaciones indican que el modelamiento de la forma y geometría de los diapíros depende de la rata de acumulación, suministro de material diapírico y del efecto de extensión – acortamiento de la cobertera sedimentaria.

3.2. VOLCANISMO EN EL CARIBE

La región del Caribe Colombiano esta enmarcada en dos grandes zonas geológicamente diferentes: Una región estable o de plataforma y una región inestable o geosinclinal (Duque 1980). La región de plataforma involucra los terrenos planos y cenagosos del valle inferior del Río Magdalena, constituida esta por una corteza continental no plegada, afectada por una tectónica de bloques que definen altos y depresiones en profundidad.

Hacia el occidente y limitada por el lineamiento de la falla de Romeral, se encuentra la región inestable o geosinclinal la cual esta constituida por dos elementos estructurales mayores llamados por Duque (1980), Cinturón fragmentado de San Jacinto y Cinturón del Sinú. Estos dos elementos estructurales corresponden a dos prismas de acrecimiento producto de la interacción convergente de las placas Caribe y Suramericana que empezó en el Eoceno - Oligoceno hace aproximadamente 36 millones de años (PELGRAIN, 1990 – BURKE Y OTROS, 1983). El elemento estructural donde son de común ocurrencia los volcanes de lodo corresponde al Cinturón del Sinú el cual incluye una parte continental y





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una parte submarina. Se encuentra paralelo al occidente del Cinturón de San Jacinto en su porción sur, pero cambia de dirección hacia el noreste en la región de Cartagena, por efecto de probables fallas transcurrentes o de rumbo de dirección NW-SE. Tal situación determina la conformación en continente de dos estructuras geológicas aisladas como son el sinclinorio de Abibe – Las Palomas en la región de Córdoba – Antioquía y el anticlinorio de Turbaco en la región de Cartagena.

Es característico en las rocas del Cinturón del Sinú, la conformación de sinclinales amplios limitados por anticlinales estrechos, asociados localmente a fallamientos inversos, donde se presentan los volcanes de lodo y las estructuras dómicas producto del efecto del llamado Diapirismo de Lodo, o Plutonismo de Lodo, como lo llama Duque (1980) y Duque (1984). Las rocas que conforman el Cinturón del Sinú corresponden aproximadamente a 5000 m de pelagitas y hemipelagitas, lodolitas calcáreas y silíceas, chert y turbiditas muy finas de edad Mioceno Superior - Plioceno, cubiertas por calizas arrecífales, arcillolitas, areniscas y conglomerados que pueden localmente alcanzar los 4000 m de espesor según Duque (1980).

3.3. LOCALIZACIÓN DE LOS “VOLCANES DE LODO”

La mayor concentración de volcanes de lodo (47 sitios identificados hasta el momento) se encuentra en el departamento de Córdoba, al occidente de Montería y en el extremo noroccidental del departamento de Antioquía. En la región de Cartagena se han identificado 20 lugares diseminados en la región de Bayunca y Galerazamba, aunque también se presentan aisladamente al noreste de Turbaco y Suroccidente de la ciudad de Cartagena, (Figura 3-1). En zonas submarinas son comunes en la plataforma continental frente a Galerazamba y también al occidente de Cartagena. En la zona sur solo se conoce la presencia de un volcán submarino frente a la población de Damaquiel, el cual formó una isla durante una erupción en 1992.. De igual manera un volcán Isla, fue formado frente a Punta Canoas en Diciembre de 1979 (Fotografía 3-1).

3.4. CARACTERISTICAS DE LOS VOLCANES DE LODO

Las zonas con volcanes de lodo en el caribe Colombiano se muestran en general como geoformas de tipo dómico de cima achatada, de aproximadamente 1 km. de diámetro y alturas del orden de los 80 m. en promedio. Presentan desarrollo fino de drenajes radiales, interrumpidos localmente por control estructural (fallas) de carácter regional. Hacia la parte alta de las estructuras en forma de domo se presentan una o varias bocas o “manaderos” de lodo, de variado tamaño (20 cm. a 80 m de diámetro).

Por las bocas, el lodo fluye lentamente acompañando por burbujeo asociado a expulsión de gas metano. En zonas submarinas los volcanes de lodo se muestran en los registros batimétricos y de sísmica de refracción como estructuras dómicas en forma de cono con una base más grande que la altura, en cuyos flancos en detalle se pueden diferenciar localmente capas interdigitadas de sedimento, producto de antiguas erupciones de lodo.





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Figura 3-1: Mapa de volcanes de lodo

Se aprecia la ubicación de los volcanes de lodo descritos en la región del caribe

Fotografía 3-1: Volcán de Lodo.

Isla formada frente a Punta Canoas en Diciembre de 1979

También se evidencian fallas que desplaza y deforma la estructura dómica, observándose igualmente depresiones alrededor del domo conocidas como estructuras orladas o rim syncline (Vernette y Otros 1988). Los manaderos de los “volcanes” de lodo, muestran formas variadas, debido fundamentalmente a las propiedades físicas de las arcillas (tipo, viscosidad, densidad), la constitución y tipos de los gases expelidos y la ubicación, con referencia a zonas falladas. Según Higgins y Saunders (1974), los manaderos de volcanes de lodo se pueden clasificar de acuerdo a las formas de los mismos y la pendiente de las laderas de los conos formados:





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• Tipo A = Cono con pendiente > 20 º

• Tipo B = Cono con pendiente de 5 - 20 º

• Tipo C = cono con pendiente <5 º

• Tipo D = Formas de caldera - Cráter de varios m de diámetro

• Tipo O = Huecos con cráteres de pocos cm de amplitud.

En el volcán de Nápoles – Turbaco, se han podido contabilizar aproximadamente 120 bocas de 20 cm a 2 m de diámetro y de los tipos C y D, en el volcán de lodo del Rodeo las bocas alcanzan un número cercano a las 60 bocas con diámetros entre 20 y 60 cm, de los tipos C y O.

En la región de Bayunca, norte de Cartagena, el número de bocas varía de un lugar a otro, pero en general es mayor a 100 bocas. El volcán Hierbabuena, tiene 193 bocas tipos B y O distribuidas en dirección norte sur, mientras el volcán de lodo Don Juan tiene 120 bocas tipo B diseminadas en un área de 4.300 m2 según Cadavid y Rico (1992). Otros sectores muestran menor número de bocas como el volcán de lodo El Reposo, localizado 5 km. al norte de la localidad de Bayunca, el cual en la actualidad cuenta con aproximadamente 25 bocas tipo A y O distribuidas en un área de 600 m2.

En la región de Galerazamba–Lomarena, el volcán de lodo de Pueblo Nuevo tiene 15 manaderos de 0.4–1.6 m de altura y del tipo A y O. Quizás el sitio más conocido en la región de Galerazamba–Lomarena corresponde al volcán de lodo del Totumo. Este presenta una zona dómica de 600 m de diámetro en cuya cima se presentan 3 ó .4 bocas de 10 - 20 cm. tipo O; adicionalmente en los flancos se presentan (2) bocas secundarias tipo A, siendo la más popular el llamado “volcán del Totumo”, debido a su forma cónica de 20 m de altura y una base de 35 m. En la región de Córdoba los manaderos de lodo más conocidos presentan una apariencia similar a los de la zona norte de Cartagena. El material arrojado por los volcanes de lodo corresponde a una mezcla de arcillas montmorillonita, illita, caolinita y clorita. La primera predomina hasta un 50% en la región del volcán de Arboletes, mientras la caolinita es mas común en el área de Galerazamba (VERNETTE, 1985).

Según Duque (1980) estos materiales provienen de un horizonte arcilloso localizado entre 3000 m y 5000 m y de profundidad, que infrayace depósitos de turbiditas de edad Mioceno, y que corresponde con las formaciones Maralú en el área del Departamento de Córdoba y probablemente con la Formación Perdices en el área de Cartagena –Barranquilla.

Es notable, la emanación de materiales lodosos de diferente fluidez y densidad aún en bocas espacialmente cercanas (2–3 m). En algunas bocas se puede encontrar simplemente agua y en otras localmente ventosas que expelen gas. Respecto a la composición de los gases expelidos por los volcanes de lodo no se conocen publicaciones al respecto; sin embargo acorde con información de otros países, en este tipo de volcanes predomina el gas metano.





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3.5. CARACTERISTICAS ERUPTIVAS DE LOS VOLCANES DE LODO

No obstante la notable pasividad de flujos de lodo, esporádicamente y con una recurrencia aún no establecida (Mas o menos cada 20 – 30 años en promedio), los volcanes presentan erupciones violentas de lodo, y bloques de roca fracturados posiblemente por efecto de la expansión de los gases a medida que éstos suben a superficie. Estas manifestaciones se constituyen en amenazas y riesgos para las personas que transiten o vivan en cercanías del lugar.

En la región de Cartagena, solo se conocen datos de incendios asociados con el fenómeno en zonas de la plataforma continental frente a Galerazamba, (CARVAJAL 1992; CORREA 1998). Sin embargo, estos “volcanes de lodo” no están relacionados con los volcanes presentes en zona continental, porque son de origen relativamente más reciente, asociados a depósitos del paleodelta del Río Magdalena (CARVAJAL 1992, VERNETTE, 1985). Es común para todas las zonas reportadas, la ocurrencia de fracturamiento del terreno, los cuales se extienden de 300 – 700 m del centro de emisión principal. Se presentan agrietamientos hasta de 2 m de amplitud y levantamientos y hundimientos del terreno desde pocos centímetros hasta 2 m de altura; Igualmente, se pueden observar desplazamientos en la dirección horizontal del terreno.

De acuerdo a lo anterior y teniendo como base las imágenes submarinas obtenidas por el (CIOH 1988), en la Bahía de Cartagena (Figura 3-2), la morfología del suelo en la bahía, permite presumir la posibilidad que las formas dómicas o cónicas que se aprecian en la imagen e interpretadas como corales, puedan corresponder con volcanes de lodo, los cuales habrían, o han estado aportando lodos al piso de la bahía, y que estos materiales hayan sido desplazados por las corrientes afectando la zonas coralinas. Como se aprecia en el texto, y con base en los estudios previos realizados sobre el volcanismo de lodo en el Caribe, y con el análisis macroscópico de las muestras obtenidas del fondo de la bahía, es posible presumir que de ser volcanes de lodo, en la Bahía de Cartagena, estaría presentando una sedimentación de lodos provenientes de estos fenómenos, hipótesis que está por confirmarse.

Figura 3-2: Imágenes submarinas en la Bahía de Cartagena (CIOH, 1988)





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Imagines localizadas frente a la desembocadura del Canal del Dique a partir de los levantamientos del 2004, (izquierda) y 1977 (derecha). El eje vertical es exagerado para resaltar las variaciones.

Las erupciones de lodo se manifiestan en zonas marinas con la aparición de islas, localmente acompañadas con manifestaciones de fuego. En zonas de plataforma continental, cercana a la localidad de Galerazamba, se presentaron escapes de gases que al contacto con la atmósfera se incendiaron y fueron vistos desde tierra por los habitantes del lugar. La última manifestación se presentó el 27 de diciembre de 1991 y se ha presentado de manera recurrente cada 18 ó 20 años. Frente a la población de Punta Canoas, en el mes de diciembre de 1979, ocurrió la emersión de una isla. Este evento sucedió coincidencialmente en misma fecha del terremoto de Tumaco (CORREA, 1998). Otro tanto sucedió en 1992 con la aparición de una isla frente a las costas de Damaquiel, asociada con un sismo con epicentro en la región de Murindó (CADAVID Y RICO, 1992).

3.6. ANÁLISIS DE INFORMACIÓN Y ESTADO ACTUAL DEL CONOCIMIENTO ACERCA DE LOS “VOLCANES DE LODO”

El “Diapirismo de lodos” es un fenómeno de características regionales que involucra no sólo la Costa Atlántica Colombiana entre Barranquilla y el golfo de Urabá, sino que hace parte de un prisma diapírico que se extiende por Centroamérica hasta Trinidad, como resultado de procesos de acrecimiento del terreno debidos a la convergencia de las placas Caribe y Suramericana (DUQUE, 1984 - DUQUE - 1998 VERNETTE 1985, VERNETTE Y OTROS 1988).

El fenómeno del diapirismo de lodos en la plataforma continental según Vernette (1985), se evidencia en los registros sísmicos, tanto por la formación de domos y abombamientos como por la generación de “volcanes de lodo”, cuando los materiales bajo altas presiones en profundidad encuentran salida en superficie a través de zonas de fracturas mayores. En zonas continentales, Duque (1998) clasifica los “volcanes de lodo” en dos clases : Una primera clase relacionada con “volcanismo de lodo” asociado con fracturas de carácter regional, cuya característica es la expulsión de lodo de manera violenta, y, una segunda clase, relacionada con terrenos alomados con flujo de lodos a través de ventosas activas y sin modificación aparentemente desde su generación. Con el estado actual del conocimiento acerca de los volcanes de lodo y las amenazas asociadas, la clasificación de Duque (1998) es valida y puede estar representando estadios en la evolución tectónica del fenómeno del diapirismo de lodos en el Caribe Colombiano.

Los volcanes de lodo se encuentran localizados en la cima de anticlinales asociados con fallas de compresión (fallas Inversas), al igual que asociadas al fallamiento de rumbo. Tal situación se ha evidenciado tanto en zonas continentales como submarinas (Geotec Ingeominas, 1997 – Vernette Y Otros, 1992). De igual manera se evidencia que el efecto compresivo parece ser posterior al desarrollo del diapirismo, que de hecho se inició durante la depositación de las turbiditas de edad Mioceno y tuvo su máxima expresión en el Plioceno – Pleistoceno, durante la Orogenia Andina, (Duque, 1980 y 1984).

Se desconoce acerca de la actividad de estas fallas, sin embargo la presencia de volcanes de lodo sobre su trazo puede ser una de sus manifestaciones. Los registros históricos de sismicidad existentes, muestran solo datos aislados de sismos históricos





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relacionados con estas fracturas; sin embargo, no es información suficiente para definir recurrencia de la actividad de la falla, la cual se puede determinar con monitoreos y estudios detallados de neotectónica. Esta disposición en crestas de lodo ó cadenas de volcanes de lodo relacionadas con anticlinales estrechos y fallas inversas, han sido reportadas en zonas submarinas, limitando cuencas marginales en la parte interna del complejo de crestas de Barbados. Igualmente estructuras de este tipo se encuentran alineadas en dirección N30°E en el margen continental Colombiano al SW de Cartagena. (Brown y Westbrook, 1988 –Vernette y Otros 1988).

Las manifestaciones violentas del “Volcanismo de lodos” ha sido poco documentada y está limitada a información obtenida durante atenciones de emergencia llevadas a cabo por Ingeominas, tanto al norte (sector Bayunca - Galerazamba), como al sur en el departamento de Córdoba (Carvajal 1996; Carvajal y Vega 1992, Carvajal 1999, Carvajal 2000, Cadavid Y Rico 1992, James Y Ríos 1987).

Los volcanes de lodo que han tenido erupciones violentas parecen estar más asociados con las fallas de cabalgamiento, lo cual puede indicar que su actividad está relacionada con movimientos recientes de las mismas, por el efecto compresivo convergente entre las placas de Suramérica y Caribe.

Según Kerr y otros (1970) el alto contenido de humedad en las arcillas, particularmente de las montmorillonitas, determina igualmente una alta movilidad y un gran poder de transporte, favorecido tanto por la presión del gas como por la compresión de origen tectónico. Tal situación se manifiesta por el alto contenido de bloques con alto fracturamiento, dispersos en las masas eructadas durante los eventos de alta energía. La diferencia composicional entre las arcillas del área de Córdoba y de Cartagena, probablemente tiene relación con el comportamiento de los volcanes de lodo de las dos localidades. La presencia de mayor contenido de arcillas del grupo de las montmorillonita en los lodos del área de Córdoba, permite asumir un mayor grado de impermeabilidad en estos volcanes, generando sellamientos temporales de las cámaras de lodo y por ende ocasionar la explosión violenta de estos volcanes (Carvajal Y Vega, 1992).

El contenido de gas de los lodos también juega un papel importante como disparador de los fenómenos eruptivos de lodo. El gas generado por la destrucción bioquímica o termoquímica de la materia orgánica contenida en los materiales arcillosos encontrados en profundidad, tiende a buscar salida libremente o en solución en agua, generando sobrepresiones tanto en el sedimento como en los fluidos (Hedberg, 1974). Es posible que tal situación determine la migración de fluidos y gases y la formación de “bolsones” de gas que, al romper el equilibrio hidrostático por efecto de sobrecarga o compresión tectónica, generen el escape violento hacia superficie, iniciando el ascenso de los lodos.

Según Higgins y Saunders (1974), el metano es el gas predominante en este tipo de volcanes. Igualmente se presentan trazas de etano, propano, butano y CO2. Lamentablemente el poco conocimiento de la composición de los gases involucrados en los volcanes de lodo del Caribe colombiano, no permiten establecer diferencias significativas para establecer el origen de la generación de los incendios, particularmente en los volcanes de lodo del área de la región de Córdoba.





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3.7. ZONIFICACION DE AMENAZAS GEOLÓGICAS ASOCIADAS AL FENÓMENO

El concepto acerca de zonificaciones que delimiten terrenos en categorías o rangos de igual peligro asociados a un fenómeno en particular está totalmente revaluado. El conocimiento superficial que se tiene del fenómeno del volcanismo de lodos y la carencia de datos de recurrencia del mismo en las diferentes localidades donde se presenta, no permite, hasta el momento, obtener mapas de amenaza confiables que sirvan para evaluar el riesgo. La información está limitada a informes puntuales de atención de emergencia, llevados a cabo por Ingeominas y un estudio de las características geofísicas del fenómeno, llevado a cabo por esta misma entidad, en el volcán de lodo localizado al sureste de Cartagena (FRANCO, 1996).

La primera aproximación de zonificación la realiza la firma Impactos Ambientales (1998) en el mismo volcán de lodo, definiendo una zona de influencia directa del fenómeno con base en prospección geoeléctrica que permitió evidenciar en profundidad la continuidad de los conductos de lodo. Ingeominas en el marco de la zonificación geotécnica de Cartagena lleva a cabo una zonificación del mismo volcán de lodo, fundamentado tanto en las características geológicas, geomorfológicas y geofísicas del terreno, como de las evidencias de antiguos flujos de lodo en el lugar, y la información del comportamiento de otros volcanes obtenida de las atenciones de emergencia (CARVAJAL 1998).

3.8. CONCLUSIONES

La información obtenida hasta el momento permite dar las siguientes conclusiones acerca del fenómeno del “volcanismo de lodo”:

• El fenómeno del volcanismo de lodos es de carácter regional e involucra tanto terrenos continentales como submarinos. Están asociados con una franja de terreno llamado cinturón del Sinú el cual se extiende desde el golfo de Urabá hasta Barranquilla.

• Los volcanes de lodo se presentan relacionados, particularmente, con zonas anticlinales asociados con fallas inversas o de cabalgamiento. Igualmente se localizan en el trazo fallas de rumbo.

• Geomorfológicamente los volcanes de lodo presentan estructuras en forma de domo con la cima achatada donde se encuentran diseminadas numerosas bocas que pueden ser desde simples huecos de pocos centímetros de diámetro hasta cráteres del orden de los 60 m

• El conocimiento de la composición de los lodos y los gases expulsados por las bocas de los volcanes de lodo es limitado. Sin embargo con la información existente se evidencia una mayor concentración de arcillas del grupo de la montmorillonita, en los volcanes del área de Córdoba, mientras en la región de Cartagena – Galerazamba el predominio es de caolinita.

• El comportamiento cotidiano de los volcanes de lodo está asociado a la emanación lenta de lodos con burbujeo, asociado al escape de gases por las bocas. Sin embargo





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con una recurrencia no establecida (Mas o menos cada 20 ó 30 años) se presentan erupciones violentas de lodo con bloques diseminados de diferente composición y tamaño. Estos materiales se distribuyen lateralmente dependiendo de la topografía circundante llegando a formar flujos de lodo encauzados por los drenajes del lugar.

• Los volcanes de lodo que han tenido erupciones violentas parecen estar asociados con las fallas de cabalgamiento, lo cual permite indicar, preliminarmente, que su actividad esta relacionada con movimientos recientes de las mismas, por el efecto compresivo convergente entre las placas de Suramérica y Caribe.

• Es evidente que se necesita más conocimiento sobre el comportamiento de los “volcanes de lodo” y las amenazas que puedan generarse del mismo. En zonas marinas la amenaza igualmente se asocia a los cambios batimétricos que pueden generar concentración de la energía del oleaje en determinados sitios de la costa, ocasionando erosión.

3.9. RECOMENDACIONES

Con base en el estado actual del conocimiento que se tiene de los volcanes de lodo de la región del Caribe se pueden dar las siguientes recomendaciones:

• Adelantar los estudios geológicos, geomorfológicos, geofísicos y geoquímicos, tendientes a conocer la génesis del fenómeno del volcanismo de lodos en la región del Caribe Colombiano, en especial el área de influencia del Canal del Dique y la bahía de Cartagena.

• Es fundamental hacer un inventario detallado de los volcanes de lodo que existen en la región del Caribe, en asocio de un análisis geológico estructural del territorio.

• Identificar los volcanes de lodo localizados en zonas urbanas y establecer sistemas de monitoreo visuales de la evolución del fenómeno. Complementariamente se hace necesaria la ejecución de estudios topográficos de detalle como base fundamental de estudios geológicos, geomorfológicos y geotécnicos tendientes a la evaluación de amenazas.

• Adicionalmente es fundamental llevar a cabo perforaciones (corazonamiento) para obtener muestras con el fin de datar los materiales emitidos en erupciones pasadas y poder definir la recurrencia del fenómeno con la ayuda de mayor información geológica. Especial atención se debe prestar a los habitantes, en el área de Cartagena y Puerto Escondido

• Es recomendable la realización de análisis composicional y físico de las arcillas y gases emitidos en esta zonas, con el fin de conocer su incidencia en la generación de las amenazas. Así mismo esta información sirve para conocer las bondades medicinales de estos lodos y poder explotar este recurso.





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4. EVOLUCIÓN DELTÁICA

4.1. EVOLUCIÓN DEL DELTA DEL CANAL DEL DIQUE

El análisis de la evolución histórica se efectuó a partir del trabajo presentado por la Universidad Nacional de Colombia-Medellín 2002, trabajo en el cual se realizó la reconstrucción de la evolución del delta del Canal del Dique. Se tuvo en cuenta información geológica y geomorfológica, cartografía histórica de los siglos XVIII, XIX y XX, fotografías aéreas de las décadas de los años cincuenta, sesenta y noventa; imágenes Landsat de las siguientes fechas: 25 de Febrero de 1985 (Figura 4-1), 14 de enero de 1987, 10 de diciembre de 1988, 2 de agosto de 1996, 21 de agosto de 1997 y 3 de abril de 1999.

Figura 4-1: Imagen satelital Lansat

Se aprecia en color rojo el sistema deltaíco actual del Canal del Dique

A partir del análisis de la información enunciada se reconocieron cuatro grandes momentos: Pleistoceno superior, Holoceno, Tiempos históricos y Tiempos recientes

Durante el Pleistoceno Superior, en el tiempo conocido como pleniglacial máximo, el nivel del mar estuvo unos 80 m por debajo del nivel actual; la desembocadura del paleo-Río Magdalena estaba aproximadamente a unos 25 km. al Oeste del borde litoral actual, formando tal vez un cañón profundo en el sector donde hoy se aloja el sistema deltaico; es muy difícil estimar la profundidad del cañón pleistocénico pues, como se sabe, la región ha experimentado un levantamiento importante durante el Holoceno. La base de los sedimentos deltaicos muy probablemente corresponden con sedimentos aluviales y de vertientes, típicamente continentales, que fueron cubiertos paulatinamente por los sedimentos que hoy conforman el delta en todas sus partes.





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De acuerdo con la batimetría conocida (CIOH 1988), en la bahía de Barbacoas se observa la topografía de un cañón estrecho y paralelo a la isla de Barú que no ha sido colmatado, que desaparece a una profundidad de 40 m. Muy probablemente corresponde con el canal seguido por los drenajes antiguos, cuando el nivel del mar era más bajo que el actual. Por debajo de los 40 m la topografía submarina corresponde mas con una zona de acumulación posiblemente asociada a sedimentación sub-aérea en el Pleistoceno Superior y deltáica marina en el Holoceno. Se supone que el volumen de sedimentos aportados por el Caño Lequerica desde la década de los cincuenta cuando fue abierto, puede haber cambiado de manera significativa la morfología submarina de la bahía.

A comienzos del Holoceno se inicia el ascenso sostenido del nivel del mar, lo que significó un traslado hacia el oeste de la sedimentación sub-aérea, dándose origen a los grandes componentes sumergidos del sistema deltaíco como son el Prodelta y el Frente deltaíco o Delta front.

Simultáneamente con el proceso de ascenso del nivel del mar, se dio un levantamiento tectónico significativo, (sin descartar las acciones isostáticas y diapíricas, esta última de gran importancia regional), que elevó las calizas arrecífales de la Formación La Popa a alturas mayores de 200 msnm constituyendo los topes de la Superficie de erosión de Turbaco.

Aunque los datos no permiten establecerlo claramente, es probable que durante este levantamiento hayan emergido algunas zonas, dando lugar a islas con alturas no mayores a 5 msnm, formando probablemente una barrera alargada en sentido Norte Sur entre Punta Barbacoas y boca Doña Luisa. Esta barrera jugó un papel importante en la evolución posterior del delta, ya que pudieron dar origen a una zona más o menos cerrada, influenciada, de un lado, por la sedimentación fluvial proveniente del Río Magdalena (o parte de él) y, de otro, por la acción de los ciclos mareales.

Durante todo el tiempo Holoceno se produjo sedimentación en la cuenca tipo lagoon, que se configuró entre el estrecho de Correa y las islas barrera, hasta configurar la situación que fue identificada por los primeros cartógrafos que visitaron la zona en el siglo XVIII; en la Tabla 4-1 se listan los mapas históricos utilizados en la realización del trabajo presentado por la Universidad en el año 2003.

Tabla 4-1: Lista de mapas antiguos Descripción Año

Mapa elaborado por Don Juan López, Figura 4-2 1787 Mapa elaborado por Joseph Díaz, Figura 4-3 1788 Mapa elaborado por Arébalo, Figura 4-4 1798 Mapa elaborado por Fidalgo, Figura 4-5 1811 Mapa de Fidalgo, Humbolt y el Sr. López, Figura 4-6 1852

En el plano elaborado por Don Juan López en 1787 (Figura 4-2), se identifican como puntos de referencia las poblaciones de Rocha y Pasacaballos, que sirven para reconstruir algunos de los rasgos morfológicos más importantes. En el plano se identifican con claridad el estrecho de Correa, las bocas de Matunilla, Cerrada y las puntas de Barbacoas y Comisario. De acuerdo con esta cartografía, el Canal del Dique, aguas arriba del estrecho de Correa, tenía características similares a las actuales y la ciénaga de María





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La Baja fue claramente delimitada, lo que hace pensar que, aunque el mapa está distorsionado, recoge muy bien los rasgos principales del territorio, dando un buen grado de certeza en la información que presenta.

Figura 4-2: Mapa elaborado por Don Juan López, 1787

Partiendo del análisis de calidad del mapa analizado, se deduce que hacia fines del siglo XVIII ya existía un avanzado proceso de sedimentación de la laguna que se formó en el Holoceno.

A partir del estrecho de Correa se desprendían dos canales importantes, uno al norte que desembocaba al mar en el sector de la ciénaga de Matunilla que comunicaba la ciénaga de Juan Gómez, Palotal, Corcovada y Matunilla; el otro canal se localizaba al sur y desembocaba en el sector de boca de Matuna, muy probablemente corresponde al actual Caño Correa. Para esta fecha, el panorama general estaba configurado por un sistema de islas y caños intercomunicados, muy bien definidos, que evidenciaban el ambiente deltaico.

El Plano elaborado por Joseph Díaz para el año de 1788 (Figura 4-3), que es contemporáneo con el plano elaborado por el Sr. López, es una versión cartográfica menos ajustada a la realidad, si se le compara con el anterior, razón por la cual no se analiza en detalle porque aporta poca información nueva, excepto en lo correspondiente al sistema de drenaje.





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Figura 4-3: Mapa elaborado por Joseph Díaz, 1788





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Figura 4-4: Mapa elaborado por Arévalo, 1798

La situación representada se puede correlacionar con la situación actual y da unas buenas bases para la interpretación de la evolución del delta, por lo menos en los últimos 200 años. La caracterización geomorfológica, es muy similar a la actual y se diferencia poco de la propuesta de López.

A principios del siglo XIX, se generó una nueva cartografía (Figura 4-5) que, al igual que las anteriores, representa un sistema de islas y caños intercomunicados. Las islas son de mayor tamaño y el sistema de caños está mejor definido, aunque el mapa de Arévalo presenta mayores similitudes con la situación actual.

En este mapa (Figura 4-5) se ven claramente las desembocaduras de los caños al mar, las ciénagas de Matunilla, Juan Gómez y María La Baja, un poco difusas por el estado de deterioro en el cual se encuentra el plano. La dirección que tiene el canal es similar a la reportada en todos los planos.

En 1852 (Figura 4-6) se conoció un plano compilado de los de Fidalgo en 1811, Humbolt y López de 1787; en lo que corresponde a la zona deltaica, este plano es idéntico al de Fidalgo 1811 Figura 4-5), razón por la cual no aporta nueva información.

La cartografía de detalle, que se conoció de la zona, fue elaborada por el Instituto Agustín Codazzi (IGAC), en el año de 1974 a escala 1:100000 (Figura 4-7). En este panorama del delta de la década de los 70 (Figura 4-7) se observa una situación geomorfológica general muy similar a la actual; están bien definidos los caños Correa, Rico, los canales naturales más importante y el Canal del Dique como el canal artificial, al cual se le debe gran parte la evolución del delta.





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Figura 4-5: Mapa elaborado por Fidalgo, 1811

Figura 4-6: Mapa de Fidalgo, Humbolt y el Sr. López, 1852





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Figura 4-7: Plano del IGAC, Delta del Canal del Dique, 1974

Estos siete planos dan gran información a partir del año de 1787, fecha a la que corresponde el plano más antiguo. Desde 1787 al 2002, son 215 años de información que se puede utilizar e interpolar para tener una idea aproximada de como era el panorama de la región antes de la apertura del Canal del Dique.

Se puede pensar que en el siglo XVIII el ecosistema existente se representaba como un complejo de humedales y amplios caños intercomunicados, con una vegetación muy espesa, compuesta principalmente por Mangle. Se separaba del mar por un sistema de islas que aún se conservan y hacen parte del cordón litoral actual desde Punta Comisario hasta Punta Barbacoas. Este sistema puede ser denominado lagoon, nombre utilizado en la geomorfología para designar este tipo de ecosistemas. De igual forma existía una amplia red de caños que depositaban sus aguas a este sistema, aportando agua dulce y sedimentos, esta amplia red se puede visualizar en el mapa de Joseph Díaz elaborado en el año de 1787.

Se considera que desde esas épocas ya existía un proceso de sedimentación proveniente de los sistemas montañosos aledaños, proceso que fue acelerado por la intervención humana a mediados del siglo XVI.

Para finales del siglo XVIII ya existía un sistema deltaíco como lo muestran los mapas de López, Fidalgo y Arébalo: grandes islas compactas de sedimentos y mangle, un sistema de caños definido y un proceso de sedimentación que, para la fecha, ya era evidente.

En la imagen de satélite (Figura 4-8) se identifican los humedales, el canal artificial del Dique, las plumas de sedimentos de cada una de las desembocaduras de los caños al mar, especialmente Lequerica, Matunilla, y Boca Cerrada, y finalmente se observa el estrecho Rocha-Correa que se identifica también en los planos de 1788. Se distingue





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Caño Correa, Caño Rico, actualmente cerrado a la altura de donde se desprende del Caño Correa. También la intervención antrópica más importante sobre el delta, lo cual corresponde a las camaroneras, a lo largo de los playones del litoral.

El proceso de sedimentación se ha visto reflejado en la disminución de tamaño y profundidad de humedales así como en la colmatación total de otros y en el cierre y división de caños. Grandes zonas de playones que existen actualmente eran grandes espejos de agua hace algunas décadas.

La sedimentación a ha tenido gran incidencia en el interior de todo el sistema de humedales y caños; se ve reflejado en el avance del frente deltaico, cada una de las desembocaduras de los caños del sistema, están creando deltas que avanzan en una velocidad alta en el sector de las bahías de Cartagena y Barbacoas y en menor grado en el frente de playa localizado entre Punta Barbacoas y Punta Comisario.

La diferencia del crecimiento de estos deltas está influenciado por la fuerza de la dinámica marina. En el sector de las bahías es menos fuerte, lo cual que favorece la depositación; en cambio en el resto del frente deltaico, la dinámica es fuerte y estos sedimentos se redistribuyen, no favoreciendo la depositación de todo el sedimento; en las imágenes de satélite se observa, en cada una de las bocas, las plumas de sedimentos que avanzan cada vez mas en el mar, afectando todo el sistema marino asociado.

Figura 4-8: Imagen de satélite del delta del Canal del Dique, 1999

La sedimentación ha sido tan alta que la profundidad del nivel del mar en las Bahías de Cartagena, Barbacoas y cerca de las desembocaduras de Boca Cerrada y Doña Luisa específicamente, ha disminuido fuertemente; en la bahía de Cartagena se comenzaron a realizar dragados para que buques de gran calado puedan llegar al puerto de Mamonal; en la bahía de Barbacoas las embarcaciones pequeñas tienen dificultad para ingresar a los caños Lequerica y Matunilla. La profundidad en algunos sectores solo alcanza 30 cm.





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Las figuras siguientes muestran el avance de estos deltas recientes en las últimas décadas, se diferencia por colores cada año del que se tiene información.

Para finales de los años 80, el avance de la sedimentación hacia la Bahía de Cartagena era lenta, se muestra en la Figura 4-9 con la línea roja, pero 10 años después el avance es de mas de 500 metros (línea azul), lo que señala la gran cantidad de sedimentos que salen por el Canal hacia esta bahía. El proceso de sedimentación está avanzando en forma acelerada, poniendo en peligro la estabilidad portuaria de la ciudad de Cartagena.

Figura 4-9: Avance del delta actual del Canal del Dique, Bahía de Cartagena

La apertura del Caño Lequerica se hizo en el año 1952 aproximadamente, en la Figura 4-10 se muestra con la línea punteada negra el panorama para el año 54 tomado de fotografías aéreas. El avance de este delta en los últimos 50 años se estima en 4 km. aproximadamente; si no existiera este caño, los sedimentos irían directamente a la Bahía de Cartagena; caso semejante ocurre con el Caño Matunillla.

Lo que hoy corresponde al delta del Caño Matunilla anteriormente correspondía a la ciénaga de Matunilla, una ciénaga litoral, delimitada en la Figura 4-11 aproximadamente por la línea negra, tomada de fotografías aéreas del año 54; esta ciénaga ante la apertura del Caño Matunilla comenzó a colmatarse; para el año 61, representado por la línea morada, ya presentaba un cono de arena al interior y así fue avanzando hasta ganarle espacio al mar y hoy se encuentra aproximadamente 6 km. mar adentro. Esta apertura del caño implicó la sedimentación casi completa de la ciénaga de Matunilla y hoy en día un proceso fuerte de sedimentación de la Bahía de Barbacoas.





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Figura 4-10: Avance del delta del Caño Lequerica, Bahía de Barbacoas

Punta Barbacoas se ha reconocido en los mapas antiguos, en las fotografías aéreas y en las imágenes de satélite, como uno de los sitios más estables en toda la línea de costa, sus cambios han sido despreciables y posiblemente correspondan a los máximos y mínimos de niveles de marea. Esta punta está protegida además por manglares poco intervenidos lo que posiblemente la haya protegido de cambios significativos. Figura 4-12).

Otras Bocas como La Flamenquito (Figura 4-13), no tiene grandes problemas por sedimentación debido a que no presentan comunicación directa con el Canal del Dique, ni con fuentes grandes de sedimentos. Este canal funciona probablemente como fuente de abastecimiento del complejo de humedales de Arroyo Hondo.

El Caño Rico (Figura 4-14) desemboca al mar en el sitio conocido como Boca Cerrada, no presenta cambios significativos a través del tiempo. Presenta condiciones naturales, dominada por la acción marina, que no permite la alta depositación. Desde hace aproximadamente cuatro años el caño se encuentra cerrado a partir del Caño Correa, a causa de una creciente o por el Caño Correa que transporto gran cantidad de vegetación acuática, proveniente de la ciénaga de María La Baja, la cual cerró la boca del caño, ocasionando graves consecuencias para la población de Boca Cerrada, debido a que era la única fuente de agua dulce.





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Figura 4-11: Avance del delta del Caño Matunilla, Bahía de Barbacoas

Figura 4-12: Punta Barbacoas





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Figura 4-13: Boca Flamenquito

Figura 4-14: Delta del Caño Rico, sector de Boca Cerrada





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La Boca Doña Luisa corresponde a la desembocadura del Caño Correa al mar, el delta presenta un avance muy lento (Figura 4-15). El Caño Correa transporta gran cantidad de sedimentos pero como no es un caño rectificado y presenta todavía comunicación con algunos humedales, gran parte de los sedimentos se depositan antes de llegar al mar. De otra parte la acción directa del mar en este sector es más fuerte que en el caso de la bahía de Barbacoas, pues distribuyen el material particulado que llega y no permiten la depositación en la desembocadura.

Punta Comisario (Figura 4-16) fue creada por la sedimentación del Caño Matuna, el cual desembocó durante bastante tiempo en este sector; hace años este caño se sedimentó y la punta ha permanecido estable, posiblemente por la protección de la cobertura vegetal que posee.

La sedimentación proveniente de los caños que se desprenden del Canal del Dique está colocando en peligro los ecosistemas de la bahía de Barbacoas y de Cartagena, las plumas de sedimentos que se observan en las imágenes de satélite muestran la magnitud de la sedimentación en ambas bahías.

Figura 4-15: Delta del Caño Doña Luisa





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Figura 4-16: Punta Comisario donde se aprecia las diferentes líneas de costa

4.2. EVOLUCIÓN GEOMORFOLOGICA DE LA BAHÍA DE CARTAGENA

En este numeral se presenta un análisis de los estudios previos, efectuados sobre la evolución geomorfológica de la Bahía de Cartagena y del sistema deltaíco del Canal del Dique, junto con los diferentes factores dinámicos responsables de los cambios morfológicos. Se han seleccionado los estudios más importantes por su alcance y actualidad.

4.2.1. Universidad del Norte, 2004

De acuerdo con las investigaciones presentadas por Alvarado et al (2004) el Canal del Dique deriva por Calamar un caudal mínimo de 100 m3/s, un máximo de 1100 m3/s y un caudal medio multianual de 550 m3/s. El transporte de sedimentos en la bifurcación es de 10 millones de ton/año, de los cuales el 40% llega a la Bahía de Cartagena. Estos han sido reevaluados en el presente estudio. El informe de Alvarado indica que en el año 1934 mediante dragado hidráulico, se realizó el corte Parícuica; a partir de este año se comunicó el Canal del Dique con la Bahía de Cartagena, cambiando la condición marina estuarina. En la década de los 60’, para aliviar la descarga hacia la Bahía de Cartagena, se conformaron desembocaduras hacia la Bahía de Barbacoas, por los caños de Lequerica y Matunilla. De acuerdo a la comparación de planos entre 1935 y 2000 la morfología de las orillas de la Bahía de Cartagena, durante este tiempo, se ha modificado por la sedimentación natural y artificial a la salida del canal, afectando principalmente la





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actividad portuaria en los muelles del Este y los de las vecindades de la desembocadura del Canal del Dique. En la actualidad, para garantizar el transporte fluvial y para controlar el ingreso de sedimentos finos, se requiere realizar dragados en la entrada en Calamar, en Soplaviento y en la desembocadura en Pasacaballos.

4.2.2. Universidad del Norte, 2000

El estudio efectúa un análisis comparativo de planos obtenidos en diversas fuentes (CIOH, NOAA, IGAC, INGEOMINAS, Universidad de Cartagena e IDEAM), donde se muestra que la evolución morfológica del fondo de la Bahía de Cartagena entre 1935 y 1988, se ha traducido en una mayor sedimentación y un cambio de profundidades de 32 m a 28 m. En este mismo informe se muestra un mapa de los sistemas de corrientes en la Bahía generadas por marea, vientos y descarga fluvial para diferentes épocas de año (húmeda y seca), clasificando las corrientes en corrientes superficiales, de fondo y de marea. De dichos mapas se comenta que para ambas épocas los sedimentos que entrega el Canal del Dique a la Bahía tienden a movilizarse hacia el norte debido a la acción conjugada de las diferentes dinámicas y son muy pocos los que salen de la Bahía. Esta hipótesis es apoyada con imágenes de satélite SPOT de la época seca (marzo 27 de 1987) y época húmeda (noviembre 18 de 1987) tomadas de informes del CIOH, 1992 y 1990. El estudio también comenta acerca de la transformación morfológica de la Bahía, al pasar de arrecifes coralinos con aguas marinas claras, a un estuario con aguas dulces y sólidos en suspensión (CIOH-UNOPS, 1997).

Además se muestra un comparativo para diversos datos batimétricos (1935, 1973, 1988, 1996, 1998 y 1999) donde la isobata de 10 m pasó de una distancia de 80 m, con respecto a la orilla en 1935, a 1600 m en 1999; la de 25 m pasó de 300 m (en 1935) a 1900 m (en 1999). Se concluye que hay una tendencia clara del avance en dirección norte de los sedimentos en la superficie y los del fondo en dirección noroeste.

Es importante notar que el análisis de este informe (UNINORTE, 2000) se ha realizado con el conocimiento global que se tiene de las dinámicas, con unos datos puntuales de satélite y con los datos recopilados históricamente, de campañas batimétricas, y no se contemplan otras posibilidades de fuente de sedimentos finos, como puede ser la posibilidad de actividad de diapirismo de lodos en el lecho de la Bahía, lo cual podría ser viable, analizando las imágenes del fondo de la bahía (Figura 3-2) obtenida de las mediciones batimétricas, y donde se aprecia de manera general, morfologías cónicas similares a los volcanes de lodo que se han registrado frente a Punta Canoas.

Hasta el momento se han presentando los estudios relacionados con el aporte sedimentario del Canal de Dique a la Bahía, y las tasas de avance con base en los datos batimétricos recopilados históricamente, pero no se ha realizado un análisis morfodinámico y sedimentológico de la Bahía y tampoco se ha modelado la pluma turbia. En ese sentido, dos de los estudios más recientes e importantes en la Bahía de Cartagena son los desarrollados por Andrade et al (2004) y Lonin et al (2004).

4.2.3. CIOH, 2004 (Andrade et al)

Hace una análisis en los cambios de la profundidad ocurridos recientemente en los fondos de la Bahía de Cartagena mediante la comparación de los levantamientos batimétricos de





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los años 1935, 1987 y 2004. También se caracteriza y analiza la distribución de los sedimentos de la Bahía en su parte externa e interna. Los resultados muestran que los sedimentos de la parte interior deben su repartición y origen a dos estructuras antrópicas, la Escollera de Bocagrande y el Canal del Dique. Igualmente, Andrade evidencia que los sedimentos del Dique ya han ocupado las partes que eran arenosas de los fondos hace pocos años y su delta ha avanzado más de un kilómetro hacia el Norte, comprometiendo la profundidad del canal navegable de acceso a Bocagrande y la Bahía interna de Cartagena.

Se compararon las batimetrías existentes de 1935, 1977 y 2004, de donde se concluye lo siguiente: (1) Desde 1934, los dragados iniciales y las trampas de sedimentos permitieron mantener contribuciones escasas de arenas finas; (2) en 1977 (42 años después) aparecen el delta del Canal, se incrementan las áreas someras y se disminuye el ancho del canal en el último tramo de la desembocadura; y (3) desde 1977 a 2004 se convierte el sistema de tipo estuarino a deltaico, con dos brazos producto de los dragados (1.5 km. aproximadamente), además el aporte sedimentos, ha contribuido en la fosilización de los arrecifes coralinos. El fenómeno también podría ser atribuido a efectos diapíricos, como se plantea en el aparte de volcanismo de lodo.

En el análisis del grano medio de sedimentos, Andrade et al (2004) concluye que la zona externa está ocupada por una población de limos y la parte interna de arcillas. En dos muestras se encontró arena gruesa, tanto en la entrada de Bocachica, como en el lado externo de la península de Barú; la fracción arenosa está compuesta de granos provenientes de la destrucción de los corales junto a muestras de lodos arcillosos finos frente a la isla Abanico, en la parte exterior, lo que sugiere que se trata de una característica real del fondo. En el Norte, los granos de arena son más gruesos hacia afuera que cerca de la playa y hay una invasión de lodos finos frente al norte de Tierrabomba. Generalmente los bordes de la plataforma sumergida en la Bahía tienen una pendiente muy abrupta donde el sustrato es calcáreo.

La distribución de la desviación estándar muestra tres rasgos principales: (1) Baja dispersión debido a la baja energía en el interior (donde están las áreas protegidas), debido a que la influencia de las dinámicas (Canal del Dique, olas y las corrientes) es mínima, (2) fuerte segregación en las zonas de alta energía del oleaje y baja dispersión, como en la playa de Bocagrande y la costa de Bocachica, y (3) alta dispersión de los sedimentos del fondo al sureste de Tierrabomba y en la costa interior de Barú, por la influencia de diversos mecanismos, como la del Canal del Dique, que aporta sedimentos finos, y las dinámicas externas (el oleaje y las corrientes) que aportan sedimentos más gruesos (arenas). Cabe destacar la dispersión en la región cercana a la desembocadura debido a la variación estacional del flujo y la carga sólida. En conclusión la alta varianza del sedimento en la Bahía interna, se debe a la deriva del material arenoso a lo largo de la flecha de Castillogrande, a la influencia de sedimentos más finos del Canal del Dique y a la actividad antrópica (dragados de mantenimiento en la zona portuaria y en los canales de acceso al puerto).

Las conclusiones principales del estudio de Andrade et al (2004) son: (1) la dinámica de sedimentación se debe a dos estructuras antrópicas: la escollera de Bocagrande y el Canal del Dique; (2) a lo largo de la escollera se encuentra material grueso (arenas) provenientes de la deriva; (3) los sedimentos finos (lodos) que vienen del Canal de Dique





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se encuentran en las zonas profundas ocupando zona donde hace 20 años eran arena, en la parte interna de Bocachica; y (4) el delta ha avanzado 3 kilómetros y medio dentro de la Bahía y compromete las actividades de navegación.

4.2.4. CIOH, 2004 (Lonin et al (2004)

El trabajo de Lonin describe en detalle lo referente al modelado numérico. Se mencionan los principales factores hidrodinámicos: el caudal del Canal del Dique, el viento y la marea; pero no se tuvo en cuenta el régimen de oleaje. Las conclusiones sobre la distribución de los sedimentos debido a la acción de las dinámicas con base en los resultados del modelo son: (1) el material más fino (limos y arcillas) se encuentra en las zonas de bajas velocidades (a lo largo de la costa y en la parte sur de la Bahía); (2) las partículas de mayor tamaño (20μm) presentan alta probabilidad de sedimentar la boca del Canal, otra parte se deposita en la parte central de la Bahía; y (3) el último resultado de la simulación (arenas finas) no coincide con lo observado en el campo. Según el modelo, las velocidades en la Escollera y en el canal de Bocachica son del orden de 0.4-0.7 m/s, mayor que las velocidades en la Bahía, por tanto, en esa zona no debería producirse sedimentación. Además es importante recordar que no se tuvo en cuenta la influencia de la deriva litoral y que el modelo actualmente define las tasas de transporte en función de la capacidad potencial y no tiene en cuenta el origen del material transportado.

El informe de Lonin analiza los patrones de dispersión de la pluma turbia del canal del Dique en la Bahía de Cartagena, mediante el análisis de 69 imágenes SPOT y los resultados de una simulación numérica para determinar los principales mecanismos de formación de los patrones de la pluma turbia en la Bahía. Se detectaron seis patrones principales de la dispersión de la pluma, mediante la selección de casos homólogos. El modelo hidrodinámico aplicado, denominado CODEGO (Lonin y Giraldo, 1995), permitió imitar la pluma turbia e identificar las condiciones hidro-meteorológicas para cada uno de los patrones.

La hidrodinámica de la Bahía está dominada principalmente por los vientos, las mareas, las descargas del Canal del Dique y los oleajes que causan alteraciones en los patrones de corrientes. El régimen estacional está dominado por dos épocas, la seca y la húmeda. La primera ocurre entre diciembre y abril y es dominada por los vientos Alisos del Norte con velocidades de 8 m/s y una dirección estable desde el Noroeste, además presenta ausencia de lluvias y por tanto niveles bajos de descargas fluviales a la Bahía; la húmeda en cambio se presenta entre agosto y noviembre y presenta velocidades de 3 m/s y direcciones predominantes desde el Suroeste con valores altos de caudales.

Según Lonin et al (2004), la Bahía presenta una fuerte estratificación, debido a que los sedimentos finos son atrapados en la capa superficial donde la turbulencia es alta, además la luz es mayor en la superficie y esto favorece la estratificación de la densidad del agua. Se han encontrado valores de turbidez en la superficie del orden de 10-20 NTU y en el fondo de 2-4 NTU. La superficie se comporta de acuerdo a la influencia de los vientos y caudales aportados por el Canal del Dique. Así, durante la época húmeda las aguas superficiales tienden a ser evacuadas por Bocagrande y Bocachica, aunque la marea puede ser entrante, la capa del fondo, en cambio, se comporta con el régimen de marea. Durante la época seca dominan con más fuerza los vientos en la superficie, la estratificación es débil por el poco aporte de agua dulce y la Bahía se comporta como si





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fuera una sola capa profunda, la corriente de la marea entra por Bocachica y en Bocagrande hay convergencia de los flujos (viento y marea), de esta forma el agua salada tiende a hundirse a lo largo de la escollera de Bocagrande.

En cuanto al oleaje se presentan dos tipos, el producido por el viento (tipo SEA) dentro de la Bahía con valores de alturas de ola entre 0.1-0.5 m y el generado en el exterior (tipo SWELL) que causa alteraciones en las corrientes litorales debido a la incidencia oblicua del oleaje. Esto hace difícil predecir la influencia en la circulación de la superficie.

El análisis de la mareas se realizó con base en los datos aportados por el mareógrafo de Cartagena de Indias y el análisis de las componentes armónicas.

De los resultados más significativos de la investigación de Lonin et al (2004), aparece el análisis de 69 imágenes de satélite SPOT y 15 más de otros tipos (4 Landsat TM, 4 Landsat ETM y 7 Spot HRV). De dicho análisis se encontró que la denominada pluma turbia del Canal del Dique, es el resultado de una acumulación de eventos meteorológicos e hidrológicos previos. Por tanto, el tiempo para la formación del patrón de circulación de la pluma es alrededor de 2 días, donde se debe tener en cuenta la influencia de la longitud de la Bahía y la velocidad característica de las corrientes (0.1 m/s).

Los patrones de la pluma se pueden clasificar en seis (6) tipos (ver Figura 4-17):

1. Pluma con tendencia única en dirección Norte, gran magnitud de aporte de sedimentos y cubrimiento limitado de la parte lateral Este, extendiéndose hasta el sector más al Norte de la bahía, la bahía interior, es decir sectores noroeste y sureste. Se presume que este tipo de comportamiento es consecuencia de eventos previos de lluvias y a la ausencia de vientos.

2. Pluma con tendencia única en dirección Norte, gran magnitud de aporte de sedimentos y cubrimiento limitado a la mitad inferior, extendiéndose hasta la isla de Tierrabomba, sector Sureste. Se presume que este tipo de comportamiento es consecuencia de un evento previo de altas lluvias y presencia de vientos del Noreste.

3. Pluma con tendencia única en dirección Norte, poco aporte de sedimentos y cubrimiento limitado a la parte inferior, concentrándose en la desembocadura del Canal, es decir sector sureste. Se presume que este tipo de comportamiento es consecuencia de un evento previo de escasas lluvias y ausencia de vientos.

4. Pluma con tendencia única en dirección Noroeste, dirigida a la parte sureste de la isla de Tierraboma; aportes moderados de sedimentos, concentrado en la desembocadura del Canal y con cubrimiento parcial, localizado en el sector suroeste de la bahía. Se presume que este tipo de comportamiento es consecuencia de un evento previo de pocas lluvias y presencia de vientos del Noroeste.

5. Pluma con tendencia única en dirección Noroeste, magnitud moderada de aporte de sedimentos y cubrimiento limitado a la mitad inferior de la Bahía, extendiéndos hasta la isla de Tierrabomba, sector sureste. Se presume que este tipo de comportamiento es consecuencia de un evento previo de escasas lluvias y ausencia de vientos.





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6. Pluma dividida en dos brazos, uno al Norte, tendiendo a Tierraboma, y un segundo al Oeste, dirigido al canal de Bocachica; gran cantidad de aportes de sedimentos, concentrado en los dos brazos y con cubrimiento extendido sobre la totalidad de la Bahía, incluyendo la interior, es decir los cuatro sectores. Se presume que este tipo de comportamiento es consecuencia de un evento previo de lluvias y presencia de vientos del Noroeste.

Figura 4-17: Análisis de 69 imágenes SPOT

Análisis de 69 imágenes SPOT para definir patrones de la pluma turbia del Canal del Dique a la Bahía de Cartagena.(Thomas et al, 2006)

En conclusión, el principal factor que afecta la posición de la pluma es el Canal del Dique y las descargas fluviales para las diferentes épocas (húmeda y seca). Además los vientos Alisios favorecen la sedimentación en la desembocadura debido a que la ocurrencia de estos en la época seca es cuando los caudales son bajos.

4.2.5 Universidad Nacional (2002)

Uno de los últimos estudios analizados es el desarrollado por la Universidad Nacional (2002), sede Medellín, para el Ministerio de Medio Ambiente. En la mayoría de las ideas coincide con los demás estudios, pero comenta otros aspectos que no se han nombrado hasta el momento, como es la dinámica en la Bahía de Barbacoas. A continuación se presenta un resumen de lo comentado en dicho informe para la dinámica de las dos Bahías afectadas por la descarga del Canal del Dique.

De acuerdo con los estudios realizados del comportamiento de las corrientes litorales y oceánicas es posible inferir cómo es la circulación de las aguas superficiales en las bahías de Cartagena y Barbacoas.

Según el informe de UNAL (2002), durante los meses de abril y julio, la circulación de las aguas superficiales en la Bahía de Barbacoas, está influenciada por la contracorriente de





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Panamá que, paralela a la costa en dirección norte, penetra a la bahía de Barbacoas, restringiendo y acumulando en su extremo nororiental los aportes fluviales de sedimentos que descarga el Canal del Dique, a través de sus caños Lequerica y Matunilla. Por el contrario, en los demás meses del año, cuando la corriente del Caribe toma la dirección sur, la isla de Barú las desvía hacia el sureste y en el archipiélago del Rosario se forma una célula ciclónica que no permite una circulación abierta dentro de la bahía de Barbacoas; sin embargo, en los demás meses de la época húmeda (mayo – junio y agosto - noviembre) el oleaje, con dirección predominante hacia el sur, difracta en Barú, permitiendo la circulación de agua y sedimentos en la bahía mediante las corrientes de deriva en el mismo sentido.

Por otro lado, la desembocadura del Canal del Dique, al sur de la Bahía de Cartagena, aporta gran cantidad de sedimentos en suspensión; su distribución depende principalmente de los regímenes de caudales líquidos del Canal y de la circulación de las corrientes dentro de la Bahía. Debido a la presencia de la isla Tierrabomba y a la predominancia de corrientes de baja velocidad, provenientes del norte que entran principalmente por Bocagrande, los sedimentos de origen fluvial se acumulan en el extremo sur de la Bahía o se transportan hacia el oeste. Cuando predomina la contracorriente de Panamá (abril y julio) es posible que la circulación de las aguas dentro de la Bahía mantenga una dirección norte.

4.2.6 CONCLUSIONES

Según diversos autores, las dinámicas responsables de los cambios morfológicos en la Bahía de Cartagena y la Bahía de Barbacoas son el viento, las mareas, las corrientes oceánicas, las corrientes litorales (por oleaje) y la descarga del Canal del Dique.

Se han estudiado los regímenes de descarga del Canal del Dique, para diferentes épocas del año, también se tienen caracterizados los regimenes de vientos y se han realizado algunos estudios para caracterizar la dinámica mareal (astronómica y meteorológica). Se conoce la dinámica general de las corrientes oceánicas en el Caribe y, en menor escala, se conoce las tendencias de la deriva litoral de acuerdo a la influencia del oleaje.

La distribución de sedimentos en la Bahía de Cartagena parece ser clara, lo mismo que las dinámicas responsables de dicho comportamiento. Principalmente, se encontró alto contenido de limos y arcillas en la parte interna de la Bahía y arenas finas en la boca del Canal de Dique. Los sedimentos más gruesos en las bocas de la Bahía (Bocagrande y Bocachica), provienen del exterior, excepto un pequeño porcentaje en Bocachica, aportado por el Canal del Dique. Además, está muy clara en todos los estudios, la tendencia a la reducción de la capacidad de la Bahía, es decir a sedimentarse y, por tanto, a la afectación de los arrecifes y el canal navegable.

De acuerdo a los estudios revisados, la tendencia es que la dinámica de la Bahía de Cartagena no logra sacar los sedimentos del sistema. Sin embargo, en la Bahía de Barbacoas, la dinámica no es clara, porque no está suficientemente caracterizada.

Las soluciones propuestas para el manejo del Canal del Dique, tienden a distribuir mejor la carga de sedimentos en las diferentes bocas, esto puede ser saludable para el sistema;





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pero se debe conocer cuales son los umbrales mínimos que soportaría el mismo, sin afectar las condiciones naturales y las actividades antrópicas actuales.

Hace falta un estudio integral (campo y modelación) en el cual se conozca la verdadera magnitud de las diferentes dinámicas sobre los aportes sedimentarios del Canal del Dique, en diferentes épocas del año. Dicho estudio debe tener un carácter estacional y multianual para contemplar los diferentes fenómenos climáticos y la interacción con las dinámicas marinas. Dicho estudio integral debe contemplar la respuesta hidrodinámica y morfodinámica de las bahías ante las diferentes soluciones propuestas, con especial énfasis en la Bahía de Barbacoas (con los caños Matunilla, y Lequerica) y el año Correa, a donde llegarán, a futuro, mayor cantidad de sedimentos (según las soluciones propuestas).





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5. SISMICIDAD EN LA REGIÓN DEL CANAL DEL DIQUE

5.1. GENERALIDADES

Con base en el mapa elaborado por INGEOMINAS, en el código para construcciones sismorresistentes, (¡Error! No se encuentra el origen de la referencia.), la región del Caribe se considera como un área con bajos valores de aceleración y, por lo tanto, como una región de sismicidad baja e intermedia. La amenaza sísmica se puede estimar como la probabilidad de que parámetros como la aceleración, la velocidad o el desplazamiento del terreno producida por un sismo, supere o iguale el nivel de referencia, que en este caso, para la región Caribe, es bajo a intermedio.

La Figura 5-1 y la Tabla 5-1 muestran las zonas de mayor amenaza sísmica en Colombia. Cada color corresponde con un valor de aceleración de referencia, el cual, al ser superado en un evento sísmico, genera la mayor amenaza y riesgo.

Tabla 5-1: Valores de aceleración de la gravedad

Desde el punto de vista histórico, la región del Canal del Dique no ha presentado mayor actividad sísmica, lo cual está documentado en el proyecto de desarrollo del modelo sismotectónico del territorio Colombiano, desarrollado por INGEOMINAS, a partir del cual se puede concluir que la sismicidad en la región del Caribe es baja.

El Mapa de la Figura 5-2, muestra, a partir del catálogo sismológico de Colombia, que desde 1993 al año 2006 se han presentado en la región 21 sismos, cuya magnitud ha oscilado entre 3.0 y 7.0 en la escala de Richter, a profundidades entre 0 y 300 km. El perfil muestra las diferentes profundidades y magnitudes registradas.





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Figura 5-1: Mapa de Colombia de aceleraciones de gravedad para construcciones sismorresistentes

Cada color indica las zonas de mayor amenaza sísmica en color rojo a baja en color verde oscuro.





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Figura 5-2: Mapa de los últimos 21 sismos registrados en la región

Mapa donde se presentan los últimos 21 sismo registrados en la región Caribe, mas cercanos a la zona de la Bahía de Cartagena. Se aprecia en el perfil las profundidades y las magnitudes registradas.

Se destaca desde el punto de vista histórico que el sismo más grande registrado en Cartagena el día 8 de marzo de 1930, a las 22:45 horas, de magnitud 6-7, y una duración aproximada de 10 segundos. Según reportes de prensa (El Tiempo):

“Las gentes salieron a las calles atemorizadas. Anoche se sintió en la ciudad, Cartagena, un fuerte temblor de tierra, el cual causó mucha alarma entre sus habitantes. El fenómeno operó de Este a Oeste. Se han recibido comunicaciones de otros lugares del Departamento en que dan cuenta que el temblor fue también sentido”.

El último evento sísmico más reciente se presentó el 6 de junio del 2006, a las 9: 23 hora local, a 3.9 km de Santa Catalina, Bolívar, al sureste de Cartagena, el cual tuvo una magnitud de 4.5, en la escala de Richter, y se origino a una profundidad de 38 km., sin generar daños en la región. La localización del mismo se presenta en la Figura 5-3.





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Figura 5-3: Ubicación del ultimo sismo registrado en cercanías a la zona del estudio





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RECOPILACIÓN Y SÍNTESIS DE LA INFORMACIÓN GEOLÓGICA Y GEOMORFOLÓGICA DE LA ECORREGIÓN DEL CANAL DE DIQUE INFORME CM - CD - 5. ANEXO A: SÍNTESIS GEOLÓGICA



ANEXO A: SÍNTESIS GEOLÓGICA





A. GEOLOGÍA

A.1. MARCO GEOLÓGICO REGIONAL

Desde el punto de vista geotectónico, el Caribe Colombiano se encuentra bajo la influencia de las placas tectónicas de Nazca, Suramérica y Caribe (¡Error! No se encuentra el origen de la referencia.), cuyos movimientos relativos han generado la construcción de una sucesión compleja de cinturones (y cañones) plegados, como los del Sinú y San Jacinto, separados por un complejo sistema de fallas, siendo las más importantes la del Sinú y la de Romeral. La depresión que ocupa actualmente el Canal de Dique sería uno de estos valles, correspondiente a la separación de los cinturones del Sinú y San Jacinto (INGEOMINAS, 1993). Véase Ilustración A. 1.

Ilustración A. 1: Mapa tectónico regional de la esquina Norte de Suramérica

Se aprecian las principales placas tectónicas, su desplazamiento y la afectación en la zona caribeña.

A.1.1. Cinturón de San Jacinto

Se localiza en el borde costero del departamento del Atlántico y se extiende en dirección suroeste hasta el sector oeste del Golfo de Morrosquillo. Las rocas aflorantes corresponden a facies turbidíticas y secuencias marinas someras suavemente deformadas; localmente existen estratos lacustres y fluviales asociados al Cinturón. Según Duque–Caro (1980-1984), este cinturón tiene una edad Eoceno medio. En la región de estudio este cinturón tiene como expresión geomorfológica el sector de colinas identificado en el nor-oriente y que se extiende desde las proximidades de Puerto Badel hacia el norte.

A.1.2. Cinturón del Sinú

Se localiza en el borde costero de los departamentos de Sucre y Bolívar; litológicamente está constituido por turbiditas y depósitos marinos terrígenos. Localmente aparecen





calizas arrecífales en el tope; el diapirismo de lodo es común en este cinturón. Se le asigna una edad que varía entre el Oligoceno y el Plioceno. Como lineamiento importante en la zona se identifica el del Sinú, que tiene una dirección aproximada norte sur y es el que separa los cinturones antes descritos. El cañón formado por esta separación lo conforman acumulaciones de sedimentos de origen continental fluvial y lacustre, que son los que actualmente conforman el delta el Canal del Dique y su sistema de humedales asociados.

A.2. ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS

Los cinturones de San Jacinto y del Sinú, son los que tienen expresión morfológica en la zona de estudio, presentan estilos estructurales muy similares, con anticlinales estrechos, pendientes y alargados y de sinclinales amplios y suaves (Duque-Caro, 1979).

En la zona se han cartografiado fallas y lineamientos, posiblemente de origen tectónico que separan los cinturones mencionados y contribuyen a definir el estilo estructural de la región. Desde el punto de vista geomorfológico estas fallas definen depresiones importantes, una de las cuales es la que ocupa en la actualidad el Canal del Dique.

El área del presente estudio está incluida en los dos sistemas montañosos relacionados con los Cinturones de San Jacinto y del Sinú. El anticlinorio de San Jacinto se caracteriza por estructuras geológicas (anticlinales y sinclinales) muy apretados y alargadas en dirección N20oE. El fracturamiento regional está asociado a fallas inversas paralelas a la dirección estructural general del área. Tal situación determina una morfología montañosa de crestas y escarpes que localmente aparecen muy pronunciados, con valles intramontanos muy angostos.

Hacia la parte oriental de los Montes de María (oriente de las poblaciones de San Juan, El Carmen y San Jacinto), la complejidad estructural se suaviza, determinando una zona monoclinal que se extiende hacia el Río Magdalena, dando lugar a una morfología colinada, con cuestas y lomas suavemente onduladas, interrumpida localmente por crestas de rocas competentes.

El cinturón del Sinú, presenta una complejidad estructural menor. Está asociada a la generación de pliegues anticlinales y sinclinales de poca extensión como producto del “diapirísmo de lodos”, típico de esta región del territorio. Hacia la parte oriental de este sistema estructural (sector de Villanueva y Arjona), el terreno presenta fallamientos inversos en direcciones noreste y noroeste que determinan una mayor complejidad estructural. Estas características definen una morfología de montañas y lomas onduladas, interrumpidas únicamente por algunas pequeñas colinas escarpadas, asociadas a las calizas arrecifales de la Formación Popa.

A.3 GEOLOGÍA DE LA CUENCA DEL CANAL DEL DIQUE

La información geológica corresponde a la presentada en el estudio “Geología, Geomorfología y susceptibilidad a la erosión en la cuenca Canal del Dique. IDEHA E-063-012-03. Octubre 2003, Fase I del plan de restauración de los ecosistemas degradados del Canal del Dique”, basado en los datos suministrados por INGEOMINAS. El estudio geológico estuvo soportado con la información cartográfica digital del Proyecto





INGEOMINAS – CARDIQUE y se complementó con información cartográfica de planchas geológicas a escala 1:100.000 del INGEOMINAS. Estas planchas corresponden a los Nos. 16, 23, 24, 29-30, 31, 36-37 y 38. En la cuenca del Canal del Dique afloran rocas de edad Cuaternario Pleistoceno y Terciario Paleógeno y Neógeno, cubiertas parcialmente por depósitos no consolidados del Cuaternario.

A.3.1. Unidades de roca del Terciario Paleógeno

• Formación San Cayetano

Esta unidad está constituida de capas y bancos de 0,3 a 2 m de espesor de conglomerados de bloques, areniscas conglomeráticas, areniscas de grano fino color gris verdoso y de composición cuarzo feldespático, con intercalaciones locales de arcillolitas grises oscuras y lodolitas silíceas y chert en capas del orden de los 60 cm, aunque localmente se encuentran niveles de 15 - 20 m de limolita silícea y chert, además de nódulos de caliza de 20 cm. Aflora hacia la parte noroccidental de la cuenca del Canal del Dique, en las estribaciones de la serranía de San Jacinto.

• Formación Arroyo de Piedra

Comprende una secuencia de calizas bioesparíticas compuestas de algas rojas y lodolitas calcáreas con laminación plana, paralela y microfauna.

• Formación Pendales

Corresponde a un conglomerado polimíctico, mal seleccionado, con matriz arenosa con intercalaciones de areniscas de grano grueso líticas. Aflora en el sector norte de las estribaciones de la serranía de San Jacinto.

• Formación Maco

Esta formación tiene aproximadamente 500 m de espesor y se compone de bancos de conglomerados arenosos de 1-2 m de espesor con capas de areniscas conglomeráticas a finas con cemento silíceo y de colores grises y amarillos. Los clastos de los conglomerados son de rocas ígneas y de rocas sedimentarias tipo chert con tamaños de 3 a 50 cm (Reyes et al., 1996). Particularmente hacia la parte superior y gradando lateralmente, se presenta una alternancia de capas de limolitas y areniscas arcillolitas amarillas, en capas del orden de 10 a 50 cm. Aflora en la parte central de la cuenca.

• Formación Chengue

Las rocas de esta formación se presentan de forma de franjas y lentes de 0,5 a 1,5 km. de ancho por el costado oriental de los montes de María. Afloran en los municipios de El Carmen de Bolívar, San Jacinto, San Juan Nepomuceno, Arroyo Hondo y Calamar. Esta formación puede alcanzar los 300 m de espesor y está conformada por calizas algáceas de color amarillo claro, con interdigitaciones de lodolitas y areniscas líticas calcáreas. Localmente predominan las lodolitas líticas en capas de 20 cm y de





colores amarillo verdoso y gris rojizo. Aflora en la zona de estudio en cercanías al Río Magdalena.

• Formación San Jacinto

Esta formación rocosa aflora en el costado oriental de los montes de María. Se dispone a manera de franjas de 1-2 km de ancho y de dirección suroeste -noreste, cruzan por la localidad de San Jacinto de donde toma su nombre. Esta formación esta constituida de capas gruesas de areniscas de grano medio a grueso, de color amarillo parduzco, con intercalaciones lenticulares de arcillolitas arenosas amarillas y, localmente, mantos de carbón, particularmente al oeste de la población del Carmen de Bolívar. Hacia la base se encuentran capas gruesas (1 - 2 m de espesor) de conglomerados con guijos y guijarros de granodiorita, chert, cuarzo lechoso y filitas (Duque et al., 1991).

• Formación San Onofre

Esta unidad esta compuesta de areniscas cuarzosas de color gris amarillo, de grano fino a medio, interestratificadas con lentes de areniscas conglomeráticas con clastos de arcillolitas grises hacia la base, areniscas de grano grueso conglomeráticas con granos subangulares de cuarzo, líticos y feldespatos, en una matriz arcillosa, en capas medias con estratificación plano paralela, interestratificación de lodolitas de color gris verdoso en capas de 50-60 cm. Con niveles de 10-20 cm de areniscas cuarzosas en una matriz arcillosa. Aflora en la parte sur del área de estudio.

• Formación Arjona

La Formación Arjona alcanza espesores del orden de 1.200 m y está constituida por una secuencia de arcillolitas y limolitas interestratificadas con areniscas cuarzofeldespáticas en capas gruesas y medianas (0,2 a 3 m de espesor) de color pardo amarillento. Localmente se presentan hacia la base niveles de chert radiolarítico y niveles delgados de calizas micriticas, además de concreciones métricas de composición calcárea y también arcillolítica. Aflora en el sector norte del Embalse El Guajaro.

• Formación Las Perdices

Consta de lodolitas grises, en capas laminares y de consistencia fisible, con intercalaciones de areniscas de grano fino, en capas delgadas. Aflora en pequeñas áreas a lo largo de la zona de estudio.

• Formación Carmen

Esta formación alcanza los 1.200 m de espesor y consta principalmente de arcillolitas de color gris oscuro y parduzco con niveles localmente delgados de areniscas pardo amarillento de grano fino a grueso. Llama la atención, en esta formación, la presencia de un nivel de arenisca calcárea de grano medio a grueso, localmente conglomerática, de 35 a 75 m de espesor presente al occidente de la localidad del Carmen de Bolívar. Aflora en cercanías del Río Magdalena.





A.3.2. Rocas del Terciario – Neógeno

• Formación Rancho

La Formación Rancho tiene aproximadamente 800 m, de espesor y se compone predominantemente de areniscas, cuarzo feldespáticos de grano fino a medio, de color verde oliva claro, con interestratificaciones de arcillolitas en capas gruesas de 1 -2 m y del mismo color. Hacia la base de la formación se reporta la presencia de un nivel de caliza clástica, llamada Calizas de Barcelona, que se extiende desde San Jacinto hasta el Carmen de Bolívar (Duque et.al., 1991).

• Formación Hibácharo

Esta formación tiene un espesor aproximado de 800 m, se compone de una serie de intercalaciones de arcillolitas y limolitas en capas de 5 a 60 cm de espesor, con areniscas medias, de grano fino a conglomerático de color amarillo y localmente niveles delgados de calizas de color amarillo claro. Es común la ocurrencia de yeso diseminado en las rocas al igual que los fósiles. Aflora en la parte norte en las estribaciones de la Serranía de San Jacinto.

• Formación Tubará

Esta formación tiene unos 300 a 400 m de espesor, e incluye areniscas grises amarillentas, grano medio a conglomerático, dispuestas en capas gruesas; en estas areniscas es muy común la ocurrencia de abundantes fragmentos de conchas de bivalvos y gasterópodos y de nódulos de arenisca calcárea de color gris. Localmente se encuentran intercalaciones delgadas y discontinuas de arcillolitas grises oscuras. Se localizan muy cerca de los afloramientos de la unidad anterior.

• Formación Bayunca

Esta formación presenta unos 500 m de espesor, se constituye, hacia la base, de arcillolitas grises oscuras con intercalaciones de areniscas arcillosas muy finas, donde igualmente es común la presencia de yeso diseminado y en capas hasta de 120 cm de espesor. En la parte intermedia predominan las capas gruesas de areniscas (0,5 a 1 m de espesor), parduzcas y muy friables con intercalaciones de arcillolitas grises, y hacia la parte superior, son más comunes las arcillolitas y limolitas en capas finas (5 a 100 cm).

A.3.3. Rocas del Cuaternario Pleistoceno

• Formación la Popa

Esta formación conforma una plataforma localizada entre los municipios de Turbaco y Turbaná. Igualmente se presenta, localmente, como bloques aislados, diseminados en los territorios de estos municipios. La formación alcanza los 100 m de espesor en la zona de estudio y está conformada por bancos de calizas arrecifales de 3 a 4 m de espesor y color amarillo crema, localmente muy compactas, y areniscas calcáreas pardo amarillentas, con delgadas capas de arcillolitas calcáreas de colores grises y





amarillos. Hacia la parte superior y, dependiendo del grado de meteorización, las calizas presentan aspecto terroso y poroso. Afloran en cercanías de la desembocadura del Canal del Dique.

• Formación Gravas de Rotinet

Esta formación cuaternaria alcanza los 70 m de espesor y está constituida de gravas, arenas y, localmente, intercalaciones de arcillas. Las gravas están constituidas principalmente por chert negro y marrón, cuarzo lechoso y fragmentos ígneos. Afloran en cercanías a la población que lleva su nombre.

A.3.4. Depósitos no consolidados del Cuaternario

• Depósitos de llanura costera

Representa depósitos marinos de llanuras de inundación de marismas recientes y subrecientes. Compuestos por material fino (limos y arenas) y orgánico con presencia de sales y nivel freático muy superficial. Se describe como la zona donde el Canal del Dique entra en contacto con el mar.

• Depósitos eólicos

Se caracterizan por su morfología de dunas (ondulada) y se componen de arenas finas y limos.

• Depósitos de playa

Representa depósitos marinos y en algunos casos depósitos de cauces menores. Se constituyen de arenas, limos y lodos calcáreos y abundante material fino. Estos depósitos son muy abundantes a lo largo de la bahía de Barbacoas.

• Depósitos de llanura de inundación

Se localizan sobre planicies o valles fluvio-lacustres no activos (no asociados a zonas de ciénagas) en donde los materiales (limos, arcillas orgánicas), se presentan compactos y estables. Predominan a lo largo del Canal del Dique.

• Depósitos de manglar

Son zonas con altos contenidos de materia orgánica y turba, formada por la descomposición de la vegetación de mangle.

• Depósitos fluviolacustres

Se asocian con valles fluvio-lacustres amplios, se componen de arcillas orgánicas con niveles de limos y localmente capas de arenas finas. Son materiales moderadamente compactos.

• Depósitos de llanura aluvial





Litológicamente se componen de limos, arenas finas y niveles de arcillas. Estos depósitos originados por antiguos cursos del Río Magdalena y de otros cauces, actualmente se presentan mas compactos y de consistencia moderadamente dura a dura. En el área se destaca la planicie aluvial que limita el cauce mayor del Río Magdalena, en cercanías a Calamar.

• Depósitos coluvioaluviales

Son materiales aluviales de cauces menores como cañadas y quebradas que se entremezclan con materiales de ladera de tipo coluvial y derrubios. Se componen de fragmentos de rocas sedimentarias como areniscas, limolitas o lodolitas. Estos fragmentos son de bordes redondeados (aluviales) y angulares (coluviales), dispersos o sobre una matriz arenosa a areno limosa. Dentro de esta categoría se diferenciaron depósitos de abanico coluvio-aluvial y depósitos coluvio-aluviales.

A.3.5. Geología Local

Las unidades litoestratigráficas que afloran en la zona de estudio fueron depositadas en varios ambientes de sedimentación entre los cuales se destacan ambientes continentales, marinos y transicionales. De igual forma, el marco estructural en el cual se encuentran estas unidades, es complejo. Se mencionan, de manera generalizada, cada una de las formaciones litológicas que afloran en el sector siguiendo una secuencia cronológica de la más antigua a la más reciente de acuerdo con la nomenclatura estratigráfica adoptada por INGEOMINAS (1998).

Los depósitos no consolidados se refieren a materiales litológicos como sedimentos sueltos, capas y niveles de diferentes texturas y composición pero sin procesos diagenéticos (presiones y temperaturas elevadas); pueden presentar compactación pero no litificación. Los depósitos no consolidados del Cuaternarios presentes en el área son de diferente origen y composición así: Aluvial, coluvio-aluvial, fluvio-lacustres, y de delta fluviomarino.

Los Depósitos aluviales fueron originados por los lechos del Río Magdalena y cauces menores. Comprenden diferentes materiales de acuerdo a su origen: depósitos de canal, depósitos de vega de divagación, depósitos de dique aluvial, depósitos de llanura de inundación, depósitos de planicie aluvial, depósitos de valle aluvial. La Ilustración A. 2 muestra las principales unidades litológicas presentes en el área de la ecorregión del Canal del Dique:

Ilustración A. 2: Resumen de las unidades estratigráficas en el Canal del Dique Unidad litológica Ubicación Descripción

Formación San Cayetano (Pgsc) Terciario Eoceno

Aflora en un pequeño sector, al sur del valle del Canal

Capas gruesas de areniscas de grano fino, color gris verdoso claro a oscuro. Es una unidad predominantemente arenosa de alta resistencia, compuesta por areniscas de grano fino, color gris, de composición feldespática y dispuesta en capas gruesas (>1 m) con nódulos de calizas.

Formación Arroyo de Piedra (Pga) Terciario Eoceno

Aflora en un pequeño sector, al sur del valle del Canal

Se compone de calizas bioespariticas muy duras y lodolitas calcáreas fosilíferas con laminación plano paralela.






Formación Pendales (Pgp) Terciario Eoceno

Aflora en el sector sur occidente

Se componen de un conglomerado polimictico (formado por fragmentos de rocas persistentes), mal seleccionado, con matriz arenosa e intercalaciones de areniscas líticas de grano grueso.

Formación San Onofre (Pgso) Terciario Eoceno

Aflora en el sector sur occidente, a la altura de la población de Labarcé

Areniscas cuarzosas de color gris amarillo, de grano fino a medio, lentes de arenisca conglomerática con clastos de arcillolita. Esta unidad se compone de areniscas cuarzosas, y areniscas conglomeráticas. Las areniscas cuarzosas son de color gris y amarillo, de grano fino a medio, cuarzo y feldespatos en una matriz arcillosa.

Formación Maco (Pgm-Pgma) Terciario Eoceno

Hacia la base de la unidad predominan conglomerados arenosos en forma de lentes gruesos, y con guijos de rocas ígneas y metamórficas. Hacia la parte superior de la unidad predominan lodolitas negras laminadas.

Formación Chengue (Pgch) Terciario Eoceno

Se compone de lodolitas de diferentes colores (gris, amarillo y verdoso) en capas medias (20 cm).

Formación San Jacinto (Pgsj) Terciario Eoceno

La Formación San Jacinto se compone de areniscas arcosicas (feldespatos) de grano medio a grueso, con niveles de capas oscuras ricas en materia orgánica y lentes de carbón. Hacia el techo se presentan areniscas lenticulares, lodolitas arenosas y conglomerados con restos de bivalvos.

Formación Carmen (PgNgc) Terciario Oligoceno

Se compone de una secuencia gruesa de lodolitas alteradas de color gris oscuro y amarillento.

Formación Bayunca (Ngb) Terciario Oligoceno

Aflora en el corregimiento de Pasacaballos y al occidente del Canal del Dique, en la Isla de Barú,

Lodolitas gris oscuras, claras y negras, con oxidación amarillenta, presenta intercalaciones de arenisca cuarzosa de color gris claro en pequeñas capas. Se le asigna una edad Mioceno superior.

Formación Arjona (PgNga) Terciario Oligoceno

Aflora al norte de la población de Rocha

Lodolitas grises, rojizas y amarillas por efecto de la oxidación. Se le asigna una edad Oligoceno. Se compone de lodolitas de diferentes colores como grises, rojizos y amarillos, dispuestas en láminas y capas delgadas a medias e intercalaciones de arenisca cuarzosa, de color gris amarillento.

Formación Tubará (Ngt) Terciario Mioceno

Aflora en la margen izquierda del Río Magdalena

Está compuesta por areniscas de grano fino a grueso, cuarzosa y calcárea, con niveles gruesos de bioclastos e intercalaciones de lodolitas grises y negras

Formación Rancho (Ngr) Terciario Mioceno

Aflora sobre la margen derecha del Río Magdalena en la región de los municipios de Heredia, Cerro de San Antonio

Se compone de lodolitas arenosas de color gris y amarillo, parduzco, con niveles de areniscas de color gris claro, de grano fino, masivo y algo friable en capas muy delgadas. En sectores presenta concreciones con tamaños hasta de 3 m de longitud.

Formación Bayucá Se compone de lodolitas, con intercalaciones de areniscas





Ilustración A. 2: Resumen de las unidades estratigráficas en el Canal del Dique Unidad litológica Ubicación Descripción (Ngb) Terciario Mioceno

cuarzosas. Las lodolitas se presentan en colores grises y negras con oxidación dispuestas en laminas (<1 cm) y capas delgadas a medias.

Gravas de Rotinet (Qpr) Cuaternario (Pleistoceno)

Aflora en la isla Barú, entre Ciénaga Honda y la población de Santa Ana en Leticia y al nor-oriente entre Ballestas, Turbaco y la zona industrial de Mamonal y, como una franja en la parte occidental del área de estudio, entre las poblaciones de Rotinet y Piojó

Material grueso, niveles de guijarros de 50 cm. de espesor, con cantos de cuarzo y chert de 3 a 4cm. de diámetro en matriz arenosa. Se intercalan con capas arenosas de grano medio de cuarzo y feldespato, con espesor entre 40 y 80 cm.

Formación La Popa (Qpp) Cuaternario (Pleistoceno)

Aflora en el centro y oriente de la Isla Barú y en sectores aislados al nororiente del canal. Conforman el cerro de la Popa, en Cartagena y en una pequeña extensión en la Península de Barbacoas

Sedimentos detríticos de calizas arrecífales que afloran a la largo de la costa; tienen color crema y de aspecto poroso, con calizas arrecífales que afloran como parches, principalmente en la línea de costa. calizas que son bien características en el Cerro la Popa, en Cartagena.

Depósitos de llanura Aluvial de inundación (Qali) (Qfll1, Qfll2)

Son grandes extensiones de bajas pendientes, expuestas desde la zona del Canal del Dique, pasando por Ballestas hasta el Municipio de Arjona.

Depósitos aluviales generados por corrientes de diferente orden de magnitud, arenas finas de color amarillo y rojizo y limos enriquecidos con materia orgánica. Representan un área de desembocadura holocénica del Río Magdalena. Son formados por la depositación de sedimentos finos durante los desbordes de las cubetas de inundación de las ciénagas y la sedimentación en las zonas lacustres, asociadas a las llanuras de inundación. Litológicamente se componen de limos y arcillas orgánicas, con lentes de arenas. Se diferenciaron por temporalidad y especialidad en dos categorías: depósitos de inundación reciente y depósitos de inundación subrecientes. Los primeros corresponden a las áreas que son inundadas en períodos de crecientes normales, alrededor de las ciénagas y los segundos, comprenden zonas de depósitos de inundaciones pasadas. Se localizan en las zonas contiguas a las ciénagas.

Depósitos de llanuras de marea

Esta zona de llanuras de marea

Amplias zonas litorales cuya sedimentación está controlada de manera fundamental por la marea, que en el Caribe





Ilustración A. 2: Resumen de las unidades estratigráficas en el Canal del Dique Unidad litológica Ubicación Descripción - llanuras de manglar (Qmm) Depósitos de marismas (Qmma)

corresponde a franjas estrechas, limítrofes entre el mar y el continente hasta donde llega la influencia de la marea alta. En la zona del Canal del Dique se presentan grandes franjas donde aún aparecen manglares, que se extienden desde la Bahía de Barbacoas hasta Punta Comisario

colombiano alcanza valores apenas de 50 cm. de variación entre ambos extremos. Compuestas especialmente por lodos con abundante materia orgánica, entrecruzados con canales de marea donde se acumulan preferentemente arenas finas. Son depósitos de limos y arenas marinas y restos de moluscos de composición calcárea, con altos contenidos de materia orgánica y turba, formada por la descomposición de la vegetación de mangle. Los marismas se relacionan a depósitos originados por canales excavados por las corrientes de marea y posterior sedimentación. Generalmente la sedimentación de los marismas es compleja en parte es arenosa y en parte es limosa, la vegetación de manglares trae consigo la acumulación de materia orgánica por la descomposición y acumulación de ésta.

Depósitos fluvio-lacustres (Qfl)

Extensas áreas del Delta ocupadas por los complejos cenagosos y su zona inundable que han sido sedimentadas por los procesos de deriva natural de caños, rompimiento de diques y acciones antrópicas

Se compone principalmente de limos y arcillas depositadas en las ciénagas durante las inundaciones. Están ínter-estratificados con arenas resultantes de la sedimentación por ruptura natural o artificial de caños y del Canal. Estos sedimentos son ricos en materia orgánica, constituyéndose en suelos de valor para la agricultura local.

Depósitos de Playa (Qmp)

Se encontraron solo en pequeñas áreas ocupadas por depósitos de playa, la mayoría de estas acumulaciones se concentran en la Isla de Barú.

Arenas medias y finas de material terrígeno, de color gris a gris amarillento y arenas derivadas de calizas coralinas de la Formación La Popa, formando playas denominadas Blancas, por el color claro de las arenas calcáreas. En la zona del delta se han formado muy escasas acumulaciones de playas, no obstante la gran cantidad de sedimentos disponibles, como producto del transporte realizado por el Canal y distribuido por los caños principales

Depósitos marinos litorales

Depósitos costeros

Son depósitos con gran aporte de sedimentos litorales costeros y marinos provenientes de mares de levas y se presentan en la Península de Barbacoas. En está categoría se distinguieron: arrecifes marinos, depósitos de coral y depósitos de marismas.

Arrecifes coralinos

Se presentan en la zona de plataforma marina, los bordes de la Península de

Fueron definidos 5 zonas por referencia de la cartografía IGAC de 1959, como unos cordones arrecífales entre Punta Blanca y Punta Mojoculo. Estos arrecifes se componen de corales de composición calcárea.






Barbacoas, en la zona de Barú,

Depósitos de terrazas coralinas (Qmtc)

Son depósitos de corales muertos en forma de terrazas recientes y subrecientes. Se componen de corales y restos de moluscos de composición calcárea y de consistencia dura a muy dura, ligeramente meteorizados (rugosidad) por disolución de los carbonatos.

Depósitos de delta

Son materiales depositados en zonas de deltas con aportes fluviales, marinos y lacustres. En el corredor de estudio se distinguen, dentro de esta categoría: Depósitos de llanuras de inundación, depósitos de marismas y depósitos de deltas menores activos.

Depósitos de deltas menores (Qfmd)

Se caracterizan en el área los deltas menores del caño Boca Nueva, la Quebrada o caño Matunilla y el Caño Rico, en el sector de Boca Cerrada.

Son materiales muy recientes formados en las deltas activos menores. Su composición es de limos y arenas en los cordones fluviales y concreciones de lodos y arcillas ricas en carbonatos y sales en los lóbulos del delta.

Depósitos deltaicos de llanura de inundación (Qdll1-Qdll2)

Zona deltáica

Son depósitos asociados a las llanuras de inundación de ciénagas presentes en el delta del Canal del Dique. Litológicamente se componen de limos y lodos ricos en materia orgánica, con alta concentración de sales. Se clasifican de acuerdo a la frecuencia de las inundaciones en recientes y subrecientes. Se localizan en las zonas contiguas a las ciénagas.

Depósitos de ciénaga (Qflc)

Son depósitos asociados a las cubetas de inundación de las ciénagas, Se componen de lodos y arcillas orgánicas de color gris y crema, con niveles de limos. Son materiales moderadamente compactos.

Depósitos fluviolacustres

Comprenden materiales no consolidados asociados a los complejos de ciénagas presentes en la llanura de inundación del Río Magdalena y el Canal del Dique. En esta categoría, se distinguieron: depósitos de ciénaga y depósitos de llanura de inundación.

Depósitos coluvio aluviales (Qcav)

Son materiales aluviales y coluviales asociados a cauces intramontanos. Se manifiestan bien en la parte occidental del área sobre cauces menores de orientación W-E y desembocan al Río Magdalena.

Depósitos de abanico coluvio aluvial

Se constituyen de fragmentos de rocas sedimentarias en una matriz areno limosa, su génesis se relaciona a su depositación en forma de abanico o cono de explanación.

- Depósitos de origen coluvial aluvial

Son materiales aluviales de cauces menores como cañadas y quebradas que se entremezclan con materiales de ladera de tipo coluvial y derrubios. Se componen de fragmentos de rocas sedimentarias como areniscas, limolitas o lodolitas. Estos






fragmentos son de bordes redondeados (aluviales) y angulares (coluviales), dispersos o sobre una matriz arenosa a areno limosa. Dentro de esta categoría se diferenciaron depósitos de abanico coluvio-aluvial y depósitos coluvio-aluviales.

Depósitos de valle aluvial (Qav)

Estos depósitos se asocian principalmente a valles intramontanos en donde existe un aporte importante de sedimentos y clastos de mayor tamaño. En general se componen de arenas y limos con gravas y guijos de rocas sedimentarias.

Depósitos de planicie aluvial (Qap)

Son depósitos Cuaternarios relativamente antiguos, originados por depositación fluvial con procesos denudacionales, formando planicies. Litológicamente se componen de limos, arenas finas y niveles de arcillas, moderadamente compactos, y de consistencia moderadamente dura a dura. En el área se destaca la planicie aluvial que limita el cauce mayor del Río Magdalena entre Calamar y Malambo, por su margen izquierda, y los presentes en la parte sur del corredor, bordeando gran parte de la llanura de inundación.

Depósitos aluviales de vega de divagación (Qav) Depósitos de Llanura de inundación (Qall)

Son depósitos representativos de cauces mayores como el Río Magdalena, se componen de limos, arenas muy finas y arcillas. Estas últimas, asociadas a periodos de inundación y de composición orgánica. En el área, estos depósitos se localizan en las zonas intrínsecas de los meandros, como en cercanía a las poblaciones de Giraldo, Bohórquez y Campo de la Cruz, por la margen izquierda del Río Magdalena. Son depósitos asociados, originados por crecientes del Río Magdalena, y se componen principalmente de limos, arenas, con niveles de lodos orgánicos y restos de plantas, ligeramente compactos.

Depósitos aluviales de canal (Qac) Depósitos de dique aluvial (Qad)

Conforman el lecho de los ríos y cauces menores activos y no activos (paleocanales) y las islas fluviales. Se componen principalmente de arenas y limos, con algunos niveles de lodos oscuros (limos y arcillas con materia orgánica). Se presentan en forma alargada y estrecha a lo largo de los cauces del Río Magdalena y cauces menores. Sobre el Río Magdalena, se componen de arcillas masivas de color amarillo grisáceo y de consistencia dura y muy compacta. Probablemente estos depósitos tienen un origen mixto, en el cual se combinaron materiales de origen lagunar y fluvial sobre el Canal del Dique y cauces menores, los depósitos son de composición limosa y limo-arenosa.

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