Factores de asimetría en cuencas de drenaje

La relación de la red de drenaje y la forma de la cuenca se estudia mediante los índices de Factor de asimetría de la cuenca de drenaje (AF) y el factor de simetría transversal topográfica (T), propuestos por ^{Hare y Gardner (1985)} y ^{Cox (1994)}, respectivamente. Se aclara que tal como en la mayoría de los índices morfométricos, los índices de asimetría (AF y T) trabajan mejor cuando en cada cuenca de drenaje se encuentra el mismo tipo de roca. Este método también asume que ni los controles litológicos (como capas de roca inclinadas) ni el clima localizado generan asimetría (^{Gardner et al., 1987}).

Ambos índices (AF y T) son vectores, lo cual significa que tienen magnitud, dirección y sentido. El análisis de varias cuencas consecutivas resulta en un campo de vectores, y este campo puede ser espacialmente promediado y analizado para definir zonas anómalas de asimetría (^{Cox et al., 2001}).

El factor de asimetría de la cuenca de drenaje (AF) fue desarrollado para detectar basculamiento tectónico transversal al flujo de un drenaje en una cuenca a grandes escalas (Figura 2A). Cuando un drenaje se desarrolla en presencia de deformación tectónica activa, a menudo tiene un patrón y una geometría distintiva (^{Hare y Gardner, 1985}).

El factor de asimetría (^{Hare y Gardner, 1985}) está definido como:

Donde 𝐴r es el área de la cuenca a la derecha (corriente abajo) del cauce principal y At es el área total de la cuenca (^{Keller y Pinter, 2002}). Para la mayoría de las redes que se formaron y continúan fluyendo en una configuración estable, el AF debe ser cercano a 50. Valores significativamente distintos a 50 pueden sugerir un basculamiento (^{Keller y Pinter, 2002}).

Algunos trabajos como el de ^{Pérez-Peña et al. (2010)} sugieren usar una variación a la fórmula de AF, llamada AF*, definida a continuación:

Esto se hace para unificar las magnitudes y evitar las confusiones al momento de presentar los valores del índice en el mapa, pero en este caso se debe mostrar en el mapa la dirección de posible basculamiento de la cuenca.

Por otro lado, el índice de factor de simetría transversal topográfica (T) (Figura 2B) es usado generalmente para evaluar la cantidad y orientación de asimetría del drenaje principal dentro de una cuenca, y cómo esta asimetría varía a lo largo de la cuenca (^{Cox, 1994}; ^{Ma et al., 2019}). El factor fue definido por ^{Cox (1994)} como:

Donde Da es la distancia desde la línea media geométrica de la cuenca a la línea del cauce principal y Dd es la distancia desde la línea media geométrica hasta la divisoria de aguas. Para una cuenca perfectamente simétrica, el valor de T es 0, y a medida que la asimetría aumenta, el valor de T aumenta hasta llegar a un máximo de 1.

Figura 2 Esquemas que ilustran la obtención de índices morfométricos. A. Bloque diagrama mostrando cómo se calcula el factor de asimetría. B. Diagrama de una porción de una cuenca de drenaje mostrando las variables utilizadas para el cálculo del índice T. C. Diagrama idealizado con los elementos principales para calcular el índice de Sinuosidad de frente montañoso (Sfm). D. Diagrama con las mediciones necesarias para obtener el ángulo a, donde la línea roja representa la dirección de la cuenca, la línea verde representa una línea normal a la dirección del orógeno, la línea de falla principal representa el límite del orógeno o cuña de deformación. E. Corte topográfico mostrando los datos necesarios para el cálculo del índice V_f Modificado de ^{Keller y Pinter (2002)}. 

Indices morfométricos en frente montañoso

El frente de montaña es el resultado de la interacción de procesos constructivos y destructivos del relieve (^{Guaita-González, 2015}). En cadenas montañosas, la tectónica reciente y activa puede ser vista como el factor principal que contribuye al levantamiento rocoso; su topografía actual es el resultado de la competencia entre procesos tectónicos y erosivos (^{Pérez-Peña et al., 2009}; ^{Molano-Cárdenas y Torres- Rodríguez, 2018}).

El índice de Sinuosidad del frente montañoso (Smf; Figura 2C) refleja el balance entre fuerzas erosivas, las cuales tienden a producir un frente sinuoso cortando los frentes en formas de bahías, y fuerzas tectónicas que tienden a producir un frente recto (^{Rockwell et al., 1984}; ^{Keller y Pinter, 2002}). El índice Smf (^{Bull y McFadden, 1977}) está definido como:

Los valores de Smf relativamente bajos representan frentes montañosos con tectónica activa y son denominados frentes activos (^{Keller y Pinter, 2002}; ^{Silva et al., 2003}). Si la tasa de levantamiento es baja, cesa el levantamiento y los procesos erosivos deberían labrar un frente de montaña irregular, como en el caso de los valores relativamente altos de Smf (^{Bull y McFadden, 1977}; ^{Silva et al., 2003}). Este índice fue desarrollado en un principio para fallas normales (^{Bull y McFadden 1977}) pero ha sido aplicado en fallas inversas y de rumbo (e. g.^{Wells et al., 1988}; ^{Sepúlveda, 2019}).

Otro índice que se considera en este análisis es V_f, el cual muestra la relación entre ancho del valle y alto del valle (Figura 2E). La diferencia entre valles de "piso ancho" o "en forma de U" con valores relativamente altos de V_f (>1,0), y valles "en forma de V", con valores relativamente bajos de V_f (<1,0). Teóricamente, los valores altos de V_f están asociados con tasas de levantamiento bajas debido a que las corrientes cortan los valles en suelos muy anchos, pero no necesariamente aplica para regiones de alta montaña en ambiente glaciales y periglaciales. Los valores bajos de V _f reflejan valles profundos con corrientes que están incidiendo de forma activa, comúnmente relacionado con levantamiento (^{Keller y Pinter, 2002}; ^{Silva et al., 2003}), por ejemplo, en los valles en forma de copa de vino, como los reportados por ^{Audemard (2003)}, que indican aceleración reciente del levantamiento del relieve.

El índice V _f (^{Bull y McFadden, 1977}) está definido como:

Donde V_fw es el ancho del valle, Eld y Erd son las elevaciones de las divisorias izquierda y derecha, respectivamente, y Esc es la elevación del piso del valle o del canal.

La relación Smf vs. V _f se usa para calcular tasas empíricas de levantamiento. Existen tres clases de actividad tectónica reciente en frentes de montaña: i) frentes tectónicamente activos (Clase 1), caracterizados por bajos valores de V _f y Smf; ii) frentes tectónicamente inactivos (Clase 3), y iii) los casos intermedios que son asignados a frentes con una tectónica moderada (Clase 2) (^{Bull y McFadden, 1977}; ^{Rockwell et al., 1984}; ^{Silva et al., 2003}).

Los valores límite de cada clase se han modificado a lo largo del tiempo por diferentes autores en análisis estadísticos, y, actualmente, se estima que lo valores límite para la clase 1 son de Smf < 1,5 y V_f < 0,6; para la clase 2 son de Smf entre 1,8 y 2,3, V_f entre 0,3 a 0,8; y para la clase 3 es Smf ≥ 2,8 y V_f ≥ 0,08 (^{Silva et al., 2003}). Como para estos valores una medición puede ser clasificada en dos clases diferentes, Silva et al. (2003) mencionan otros aspectos que se pueden tener en cuenta para clasificar un frente de montaña: (i) el desarrollo de abanicos aluviales, (ii) la extensión e inclinación en zonas de piedemonte, (iii) las características de canales en los abanicos, (iv) ocurrencia y preservación de geoformas tectónicas, (v) ocurrencia y registro de superficies de ruptura, (vi) datos paleosismológicos y (vii) sismicidad histórica e instrumental. Una vez se ha clasificado correctamente el frente de montaña, se puede relacionar la clase correspondiente con un intervalo de tasas de exhumación como lo muestra la Tabla 1 .

Azimut de cuenca y análisis cualitativo de red de drenaje

Los ríos asociados a fallas se han utilizado ampliamente como marcadores pasivos para cuantificar los desplazamientos de movimientos tectónicos horizontales en fallas de rumbo intracontinentales (^{Guerit et al., 2016}). De hecho, los procesos como la erosión lateral y captura de ríos demuestran claramente que las redes de drenaje son entidades dinámicas que se organizan y reorganizan cuando se someten a forzamientos externos como la deformación tectónica (^{Bishop, 1995}; ^{Audemard, 1999}, ²⁰⁰³; ^{Ollarves et al., 2006}; ^{López y Audemard, 2011}; ^{Guerit et al., 2016}; ^{García-Delgado et al., 2023}).

Para el análisis de la red de drenaje, se usa el índice de Azimut de cuenca (BA) (Figura 2D). Modelos matemáticos (^{Castelltort et al., 2012}; ^{Goren et al., 2015}) y análogos (^{Guerit et al., 2016}, ²⁰¹⁸) indican que las cuencas hidrográficas rotan respecto a un eje vertical cuando se encuentran en una zona de deformación transpresiva (^{Yildirim y Tüysüz, 2017}). Estas cuencas inicialmente se desarrollan perpendiculares a la orientación de la zona de deformación y progresivamente rotan a medida que la deformación se va dando (^{Castelltort et al., 2012}; ^{Goren et al., 2015}). La rotación de las cuencas y, por lo tanto, de los bloques que las contienen, se relaciona directamente con su orientación principal o BA (^{Yildirim y Tüysüz, 2017}).

La medición de la orientación principal de una cuenca se puede realizar de diferentes maneras. Para este análisis se unió la parte media de la divisoria de aguas con el punto de desagüe de la cuenca (outlet) por medio de una línea. Para relacionar la orientación BA con la orientación de deformación se calcula el ángulo a, el cual es la medición en sentido horario del ángulo entre BA y una línea normal al orógeno. El valor de a es el ángulo de rotación que muestra la cuenca hidrográfica (^{Castelltort et al., 2012}). Valores de a positivos se relacionan con zonas de falla dextrales y rotaciones en sentido horario, mientras que los valores de a negativos, con zonas de fallas sinestrales y rotaciones de bloques en sentido antihorario (^{Yildirim y Tüysüz, 2017}).

Con enfoque en neotectónica, se realiza un análisis cualitativo de la red de drenaje. La evolución de los sistemas fluviales que se desarrollan simultáneamente al levantamiento de pliegues y fallas se ha estudiado tanto en campo como en modelos de laboratorio (^{Ul-Hadi et al., 2013}). El "reordenamiento de un drenaje" es la transferencia de parte o la totalidad del flujo de un drenaje (generalmente bien establecido) a otro. El reordenamiento se puede invocar para explicar la historia del drenaje a diferentes escalas espaciales, desde pequeñas hasta regionales (^{Bishop, 1995}). Algunos ejemplos de esta relación del plegamiento con la evolución reciente de la deformación y reorganización del drenaje se han discutido y mostrado con ejemplos de los Andes del Norte, especialmente de Venezuela y Colombia (^{Audemard, 1999}, 2003; ^{Ollarves et al.,, 2006}; ^{López y Audemard, 2011}; ^{Machuca et al., 2021}; ^{García-Delgado et al., 2023}).

El reordenamiento de los drenajes debido a la actividad tectónica se relaciona con estructuras de levantamiento (^{Burbank et al., 1999}) como anticlinales o lomos de presión. En estas estructuras, la persistencia de un río a seguir su camino después del levantamiento es favorecida por su alto poder erosivo, un sustrato rocoso débil, un bajo flujo de sedimentos y una tasa de levantamiento baja. Cuando un río incide sobre una estructura en crecimiento, el relieve entre el canal y la topografía circundante incrementará formando un water gap (^{Burbank et al., 1996}, ¹⁹⁹⁹). Un water gap es una muesca que corta una estructura activa o una barrera topográfica, donde actualmente circula un río. Si el levantamiento de la estructura excede la capacidad del río para erosionarlo, lo fuerza a encontrar otro camino alrededor de la estructura, por lo que es capturado por un drenaje diferente y deja atrás un wind gap (^{Audemard, 1999}; ^{Keller y Pinter, 2002}).

La propagación lateral de una falla (o un pliegue) es el proceso por el cual una estructura geológica crece en longitud (^{Keller y Pinter, 2002}). Estudios geomorfológicos muestran características en la red de drenaje y en la topografía que pueden ser usadas para inferir la dirección de propagación lateral de estructuras (Figura 3) (^{Jackson et al., 1996}; ^{Keller et al., 1999}; ^{Ul-Hadi et al., 2013}), por ejemplo, dando como resultado ríos en arcos paralelos y terrazas no pareadas (^{Audemard, 1999}; ^{López y Audemard, 2011}), así como la generación de wind gaps y water gaps a lo largo de anticlinales en crecimiento (^{Audemard, 1999}, ²⁰⁰³, ^2009b).

En este método se resaltará el levantamiento de pliegues y su propagación lateral usando los criterios geomorfológicos definidos por ^{Keller et al. (1999)}: i) disminución en la densidad de drenaje y grado de disección, ii) disminución en la elevación de wind gaps, iii) disminución en el relieve del perfil topográfico a lo largo de la cresta del pliegue, iv) desarrollo de patrones de drenaje característicos, v) deformación de materiales progresivamente jóvenes y vi) disminución en la rotación e inclinación del flanco frontal del pliegue o lomo.

De estos seis criterios se utilizarán cinco, exceptuando el criterio de deformación de materiales progresivamente jóvenes debido a que este criterio requiere de observaciones geológicas más detalladas en campo.

Figura 3 Diagrama de la formación de wind gaps y water gaps a lo largo de una estructura en crecimiento (anticlinal). El canal izquierdo puede incidir tan rápido como la superficie está creciendo, formando un water gap, y el canal del centro eventualmente cambiará su trayectoria juntándose al canal más izquierdo dejando un wind gap. Modificado de ^{Burbank et al. (1999)}. 

Análisis de asimetría de las cuencas de drenaje

En la zona de estudio en el flanco occidental del Macizo de Santander (Figura 1), se localizan 46 cuencas hidrográficas (Figura 4) que abarcan 4.291 krtf. El área promedio de las cuencas es 95,4 km2; la cuenca con menor área tiene 9,6 km2, y la cuenca más grande tiene un área de 527 km2. Para analizar la asimetría de las cuencas de drenaje se evaluaron los índices AF y T.

Para facilitar el análisis, y con base en el relieve y estructuras geológicas, el área se divide en cinco zonas (Z1, Z2, Z3, Z4 y Z5) que tienen como límites principalmente fallas geológicas (Figura 4). Las zonas Z1 y Z2 están delimitadas al noreste por la Falla de Guamalito y al suroeste por la Falla de Bucaramanga, mientras la Falla Guarín marca el límite entre las dos. La zona Z1 contiene las cuencas C1 a C15. La Falla San Pablo delimita las zonas Z2 y Z3. La Falla de Guamalito deja de ser el límite noreste, y en su lugar la divisoria de aguas es el límite del flanco occidental del Macizo de Santander, lo que aumenta considerablemente el tamaño promedio de las cuencas hidrográficas (Tabla 2). La zona Z2 abarca entonces las cuencas C16 a C21. El límite entre las zonas Z3 y Z4 es la Falla La Negrera. La zona Z3 abarca las cuencas C22 a C26.

Figura 4 Cuencas hidrográficas, distribución de las zonas Z1, Z2, Z3, Z4 y Z5, y ubicación de los lomos de presión analizados. Las abreviaciones en color morado indican los diferentes lomos de presión: LEB: Lomo El Barro, LCO: Lomo Corozal, LAL: Lomo Alto, LEP: Lomo El Paulón, LPA: Lomo Paramillo. 

En la ladera suroeste del Páramo de Berlín se ubica la zona Z5 con un distintivo de alta presencia de fallas geológicas en dirección NE-SW; aledaño a esta zona, se encuentra la Mesa de Los Santos al noroeste y la Cuesta de Barichara al oeste, separadas entre sí por el valle del río Chicamocha. El límite entre las zonas Z4 y Z5 es la Falla de Sevilla. De este modo, la zona Z4 abarca las cuencas C27 a C38, y la zona Z5 abarca las cuencas C39 a C46.

Índice de asimetría de cuenca (AF): los valores obtenidos del índice AF para cada una de las 46 cuencas se muestran en la Tabla 2. Para crear el mapa de asimetría (Figura 5), se clasificaron los valores de AF en cuatro clases, con base en ^{Pérez-Peña et al. (2010)}: i) cuencas simétricas con valores de AF<5, ii) cuencas ligeramente asimétricas con AF=5-10, iii) cuencas moderadamente asimétricas con AF=10-15 y iv) cuencas fuertemente asimétricas con AF>15.

De forma general, se puede notar que existe una tendencia de asimetría hacia el NW, mientras que los valores del índice AF aumentan en las cuencas que se encuentran más al SE del mapa (zonas Z4 y Z5), con excepción de una parte de la zona Z1 que presenta altos valores de AF (Figura 5). A continuación, se describen las diferentes zonas delimitadas por sus valores de AF.

La zona Z1 se subdividió en la zona Z1-A y en la zona Z1-B, de acuerdo con sus valores de AF. La subzona Z1-A comprende las cuencas C1 a C8, y estas poseen un valor promedio de AF=7,35, lo que nos indica que son ligeramente asimétricas; mientras que la zona Z1-B comprende las cuencas C9 a C15, las cuales presentan un promedio de AF=12,16 con una mayor asimetría en dirección NW (moderadamente asimétricas). Las zonas Z2 y Z3 presentan los valores más bajos de asimetría en toda el área de estudio con un promedio de AF=6,72 y AF=6,78, respectivamente, lo cual descarta parcialmente un basculamiento en estas zonas.

En la zona Z4, correspondiente a la ladera noroccidental del Páramo de Berlín, la dirección de asimetría predominante es NW, perpendicular a las fallas Cachirí y Río Suratá, y es la zona con mayor asimetría, con un promedio de AF=14,45. Se sugiere un basculamiento en esta zona Z4, con un mayor levantamiento hacia el Páramo de Berlín con las fallas Río Suratá, Cachirí y Río Cucutilla como principales estructuras de levantamiento.

La zona Z5, la ladera suroccidental del Páramo de Berlín, cuenta con un valor promedio de AF=11. Se trata de una zona con una asimetría en las cuencas muy notable que se agudiza en la parte oriental. La dirección de asimetría para esta zona es NW, perpendicular a las fallas Río Manco, Río Umpalá y Río Perchiquez (Figura 4). Los valores de AF para estas cuencas de la zona Z5 son lo suficientemente grandes y consistentes para sugerir un basculamiento.

Figura 5 Mapa de índice de asimetría (AF*). Ver valores de AF* para cada cuenca en la Tabla 2.  

Indice de simetría transversal topográfica (T): se evaluó el índice T en las 46 cuencas de estudio, donde en total se obtuvo un campo de 677 vectores de asimetría bidimensionales (Figura 6). Todos los vectores se representaron en una proyección estereográfica (Figura 7A); se graficó el histograma de los datos (Figura 7B) para mostrar la dirección de asimetría más frecuente y se calculó el valor promedio para cada cuenca (Tabla 2 - Dirección T). Adicionalmente, se calculó el diagrama de rosas (Figura 7C) y el diagrama de contornos (Figura 7D) para iluminar la tendencia de los vectores.

El rango de los valores de la magnitud de T varía desde 0,001 hasta 0,9, con un valor medio de 0,45. El vector promedio, calculado con el método de ^{Curray (1956)}, tiene una magnitud T de 0,13 y una dirección de 296°; muestra una tendencia de asimetría en dirección NW. Esta dirección de tendencia también se evidencia en el diagrama de contornos y en el histograma de frecuencia (Figura 7).

Figura 6 Campo de vectores resultantes del análisis de asimetría T mostrado por zonas: A. Zona Z1, B. Zona Z2, C. Zonas Z3 y Z4 y D. Zona Z5. 

Figura 7 Análisis estadístico del campo vectorial obtenido al evaluar el índice T en las cuencas de estudio. A. Gráfica estereográfica de los vectores T, el centro representa T=0 y la parte externa representa T=1. B. Histograma de frecuencias de los vectores T. C. Diagrama de rosas de los vectores T. D. Diagrama de contornos de los vectores T. Las figuras A, C y D se graficaron en el software Stereonet 10.0. 

Análisis de frente montañoso

Sinuosidad del frente de montaña (Smf): los frentes de montaña en la zona de estudio están delimitados principalmente por la Falla de Bucaramanga. En total se midieron 16 frentes de montaña, siete de estos son frentes externos y nueve frentes internos (Tabla 3). Las líneas de medición de frente de montaña se muestran en la Figura 8.

Los frentes externos (MF1 a MF7) están delimitados por el contacto del Macizo de Santander con el Valle Medio del Magdalena, donde las rocas de este frente de montaña son jurásicas extrusivas o volcano-sedimentarias (Figura 1 ), y corresponden a las zonas Z1A, Z1B y Z2. El promedio del índice Smf para estos frentes de montaña es de 1,6, y, eventualmente, en estos frentes se encuentran abanicos aluviales.

Los frentes internos (MF8 a MF16) se encuentran principalmente delimitados por los valles de los ríos o escarpes que siguen el rumbo de la Falla de Bucaramanga (NW-SE). Los datos muestran una disminución considerable de Smf en frentes internos, con un valor promedio de Smf de 1,37. La litología de estos frentes de montaña es variada: para la zona Z2 y Z4, las rocas que afloran en el frente montañoso son metamórficas de edad mesoproterozoica, mientras que en la zona Z3 son rocas intrusivas jurásicas y para la zona Z5 son rocas metamórficas del Ordovícico con intervalos de rocas intrusivas del Jurásico (Figura 1).

La Figura 9 muestra la distribución de los valores de Smf a lo largo de las cuencas y permite observar que, a partir de la cuenca 17, todos los valores son menores que 1,5, por lo que se clasifica como un frente de montaña activo según ^{Silva et al. (2003)}. Con esto se deduce que las zonas Z2 a Z5 presentan indicios de actividad tectónica reciente en su frente de montaña, según el índice Smf.

Figura 8 Mapa de análisis de frente de montaña y sismicidad somera. MF: Frente de Montaña. Los datos de sismicidad somera fueron extraídos del "Catálogo de sismicidad" del Servicio Geológico Colombiano por medio del siguiente enlace: http://bdrsnc.sgc.gov.co/paginas1/catalogo/index.php  

Figura 9 Histograma mostrando los valores de Smf para cada cuenca. La línea roja representa el límite entre un frente de montaña activo (por debajo) y uno moderadamente activo (por arriba) según ^{Silva et al. (2003)}. 

Relación Ancho del valle - Alto del valle (índice V _f ): los puntos de medición del índice V_f (intersección del drenaje principal con el perfil donde se midió) se muestran en la Figura 8. Todos los perfiles se trazaron a un 90% de la distancia del drenaje principal medido desde la divisoria de aguas. En la Tabla 3, se muestran los resultados del índice V_f

Adicionalmente, se hizo una comparación con los datos de V_f calculados anteriormente por ^{García-Delgado et al. (2019}, ²⁰²⁰). La Figura 10 muestra la comparación de estos datos con los calculados en el presente trabajo. Se evidencian cambios en magnitud de V_f en algunas cuencas, posiblemente debido a que las mediciones no se hicieron en la misma posición o incluso debido a un cambio de dirección de corte. Aun así, en general, la tendencia principal se mantiene: los valores tienden a disminuir en dirección SE. Los valores relativamente más bajos se encuentran a partir de la cuenca 21, con excepción de algunos picos (Figura 10).

Este índice restringe aún más la actividad tectónica en el frente de montaña descartando la zona Z2 debido a su alto valor de V_f (0,8 a 1,5). Las cuencas de las zonas Z1A y Z1B también muestran valores muy altos de V_f en gran parte de sus valles.

Figura 10 Valores de V_f y comparación con otros autores. Los datos de otros documentos se refieren a los trabajos de ^{García-Delgado et al. (2019}, ²⁰²⁰). Ver explicación en el texto. 

Tasas empíricas de levantamiento (Smf vs Vf): siguiendo la metodología de ^{Silva et al. (2003)}, se relacionaron los valores de Smfy V_f junto con los datos de sismicidad somera (Figura 8) para obtener la clase tectónica a la que pertenece cada frente de montaña, así como sus respectivas tasas de levantamiento asociadas (Tabla 3). Los eventos sísmicos someros en la zona de estudio muestran algunas zonas donde hay mayores concentraciones (frentes MF10, MF11 y MF14 - Figura 8) con magnitudes Mw desde 1 a 5. Estos frentes también muestran valores altos de Smf y V_f por lo que reafirma su actividad tectónica reciente. Los frentes de montaña inactivos se encuentran ubicados en la parte más NE (frentes MF1 a MF7), mientras que los frentes de montaña más activos son los que se encuentran más hacia el centro y el sur del flanco occidental del Macizo de Santander (MF8 a MF 15).

Análisis de red de drenaje

Azimut de cuencas (BA): los valores de Azimut de cuencas se muestran en la Figura 11, donde se resalta la desembocadura (outlet) de cada cuenca y se clasifica el tamaño relativo de las cuencas como cuenca grande o cuenca pequeña (Figura 11A). Las cuencas grandes son aquellas que se extienden hasta la divisoria principal, por el contrario, las cuencas pequeñas se extienden hasta los límites de las cuencas adyacentes.

Los resultados del índice BA muestran una tendencia hacia números negativos con un 85% de los datos contra un 15% de valores positivos. Esto sugiere una rotación de bloques en sentido antihorario, lo que concuerda con la cinemática de la Falla de Bucaramanga, la cual presenta un componente de rumbo sinestral, además de inversa, es decir, transpresiva (e. g.^{Diederix et al., 2009}; ^{Velandia y Bermúdez, 2018}; ^{Siravo et al., 2020}; ^{Velandia et al., 2020}).

Los valores se graficaron en un diagrama rosa (Figura 11B), y estos muestran una tendencia hacia la dirección -15°. El valor promedio de toda el área de estudio es de -16,8°, con una desviación estándar de 16,85°; como se muestra en la Figura 11C, los valores tienden a estar muy dispersos, lo que descarta relaciones de asimetría según el tamaño relativo de la cuenca. Adicionalmente, se graficaron los valores promedio de a para cada cuenca junto con su desviación estándar (Figura 11D) y se observa un valor de rotación antihoraria máximo en la zona Z5.

Figura 11 Azimut de cuencas en la zona de estudio. A. Mapa mostrando las cuencas y resaltando sus drenajes y desfogue como un punto rojo o un punto blanco (ver explicación en el texto). B. Diagrama de rosas para el ángulo a. C. Gráfico de Azimut de cuencas (a vs. Cuenca), las líneas verticales punteadas son los límites de las zonas de norte a sur (ver distribución en el mapa de la Figura 4) y la línea horizontal roja muestra el valor medio de a en todo el set de datos. D. Valores promedio de a por zonas las líneas representan la desviación estándar. 

Análisis cualitativo de redes de drenaje enfocado a neotectónica: el desarrollo de este análisis se basó en la evaluación de los criterios propuestos por ^{Keller et al. (1999)} para obtener la dirección de propagación de una estructura activa. Como primer paso, se identificaron los lomos de presión en el frente de montaña usando su expresión topográfica. La ubicación de los lomos de presión se muestra en la Figura 4, y se nombraron según su ubicación geográfica.

Debido a lo anterior, el análisis de este lomo sugiere una dirección de propagación en dirección SE, principalmente por su red de drenaje y su topografía longitudinal. La nariz de este lomo se encuentra entonces en la parte más suroriental afectando activamente al río Guaca.

Cabe destacar que la cuenca C28, correspondiente al río Cáchira, es una de las más extensas, y que este drenaje es deflectado en su parte más baja por la nariz de la estructura, lo que sugiere que el levantamiento activo de esta estructura ha superado la fuerza con la que el río Cáchira lo erosiona. El perfil topográfico del lomo muestra disminución en elevación en sentido SE. Se identifica un wind gap seguido de un water gap en dirección SE, los perfiles transversales no muestran un cambio en la asimetría de la estructura, pero sí en su pendiente, la cual disminuye hacia el SE.

Variación de asimetría de cuencas en el flanco occidental del Macizo de Santander

Las cuencas en el flanco occidental del Macizo de Santander son en su mayoría asimétricas (AF*>10). Esta asimetría no se presenta de forma aleatoria a lo largo de toda el área de estudio, de hecho, los valores de AF aumentan dramáticamente en dirección SE, con excepción de una pequeña zona de asimetría al norte de la Falla Guarín (Figura 5). Este aumento progresivo de asimetría se relaciona espacialmente con la influencia del denominado "Indentor de Pamplona" (^{Boinet et al, 1985}), también llamado "Cuña de Pamplona" (^{Velandia, 2017}), como material que deforma localmente el campo de esfuerzos (^{Velandia et al., 2020}) en las zonas Z4 y Z5.

La zona Z5 en especial muestra una asimetría muy marcada, y en esta se encuentran tres fallas importantes: la Falla del Río Perchiquez, la Falla del Río Guaca y la Falla de Baraya. ^{Osorio et al. (2008)} describen la cuenca C44 como una cuenca en desequilibrio, donde los procesos tectónicos predominan sobre los erosivos; en la presente investigación se resalta esa actividad tectónica con los índices de asimetría: más evidentes en la parte alta de la cuenca, lo cual confirma un basculamiento tectónico.

El estudio de ^{Valencia-Ortiz y Martínez-Graña (2023a)} también utiliza el factor de asimetría (AF) en la zona Z5 del Macizo de Santander. En sus resultados, se menciona la evidente asimetría de las cuencas y su tendencia a inclinarse hacia el NW, y además se relaciona este comportamiento con el control estructural y tectónico que ejerce la Falla de Bucaramanga.

Figura 12 Análisis del Lomo El Barro. 

Figura 13 Análisis del Lomo Corozal. 

Figura 14 Análisis del Lomo Alto. 

Figura 15 Análisis del Lomo El Paulón. 

Figura 16 Análisis del Lomo Paramillo. 

Si bien el análisis de factor de asimetría (AF) muestra una dirección predominantemente al NW, a lo largo del flanco occidental del Macizo de Santander, el análisis de simetría transversal topográfica (T) muestra dos cuencas que sugieren una dirección SW en su parte alta: las cuencas C28 y C44. Esto podría sugerir un basculamiento local en dirección SW, contraria a la orientación predominante, con las fallas La Negrera y Romerito como principales estructuras de levantamiento. Esto concuerda con el cambio en la concavidad y dirección de buzamiento que tienen estas fallas con respecto a las estructuras ubicadas al sureste.

Distribución de la actividad tectónica reciente a lo largo de la Falla de Bucaramanga

Los trabajos basados en análisis geomorfológico de ^{García-Delgado et al. (2019}, ²⁰²⁰) sugieren un aumento de la actividad tectónica reciente a lo largo de la Falla de Bucaramanga en dirección SE. Esto concuerda con los resultados obtenidos en el presente trabajo, donde se usaron algunos índices geomorfológicos diferentes, pero con la misma tendencia de aumento en dirección SE. El trabajo de ^{Valencia-Ortiz y Martínez-Graña (2023b)}, el cual se ubica entre las cuencas C33 y C37 del presente estudio, muestra una tendencia de aumento de aceleración sísmica (PGA) en dirección sur, es decir, la superficie es más propensa a la generación de movimientos en masa en las zonas más al sur. Esto también se puede relacionar con el presente estudio en cuanto a la tendencia de aumento de actividad tectónica en dirección SE del Macizo de Santander.

Muchos de los análisis realizados en este trabajo tienen lugar en el frente de montaña, el cual corresponde al trazo principal de la Falla de Bucaramanga (Figura 5). El análisis de frente de montaña muestra que las zonas Z4 y Z5 presentan frentes de montaña con levantamiento activo y el análisis cualitativo de redes de drenaje indica que también existen levantamientos en las zonas medias del Macizo de Santander (lomos Paramillo y El Paulón), con un crecimiento de estructuras en dirección SE, por lo que se evidencia actividad tectónica reciente en estas zonas, con mayores indicios en las ubicadas más al sureste.

El estudio geomorfológico de ^{García-Delgado et al. (2020)} predice una tasa de levantamiento mayor a 0,08 m/ka para el frente de montaña en las zonas Z4 y Z5, usando el índice V_f y una descripción cualitativa del frente de montaña, lo que es consistente con los resultados mostrados en el presente trabajo. El estudio de termocronologia desarrollado por ^{Siravo et al., 2020} en zonas aledañas a la Falla de Bucaramanga arroja una tasa de exhumación de 0,1 a 0,25 m/ka, lo que también es consistente con la información obtenida a partir de la geomorfología. Sin embargo, resaltan las limitaciones de este último para precisar tasas de levantamiento altas (> 0,08 m/ka), ya que no se toma en cuenta la litología como un factor que influya en la sinuosidad del frente montañoso. Para un intervalo de tiempo mucho mayor, desde el Mioceno tardío y teniendo en cuenta la configuración estructural del Macizo de Santander, partir de huellas de fisión en apatitos. ^{Villamizar-Escalante et al. (2024)} revelan tasas de exhumación de 0,6 a 0,7 m/ka, influenciadas por la acción de fallas corticales profundas como la de Bucaramanga y estructuras transversales NE como las fallas Río Perchiquez, Río Umpalá y Río Manco.

Entre tanto, ^{Valencia-Ortiz y Martínez-Graña (2023a)} también describen el levantamiento en la zona Z4 con un comportamiento oscilante, con tasas de levantamiento de 49,3 a 117,5 mm en un período de siete años, y tasas de subsidencia de -71,5 a -86,2 mm para el mismo período. Además, ^{Valencia-Ortiz et al. (2024)} reafirman la relación entre la sismicidad de la zona con la distribución de los movimientos en masa. Por otro lado, el análisis de Azimut de cuencas (BA) muestra un movimiento horizontal en el Macizo de Santander debido a la cizalla; esta deformación se encuentra estrechamente relacionada con el componente de rumbo sinestral de la Falla de Bucaramanga.

Rotación en el flanco occidental del Macizo de Santander

La rotación de los bloques corticales a lo largo de ejes verticales es un fenómeno común en sistemas de fallas de rumbo (^{Yildirim y Tüysüz, 2017}). Existen diferentes métodos para calcular la rotación de los bloques corticales usando las propiedades paleomagnéticas y estructurales de las rocas. La geomorfología del flanco occidental del Macizo de Santander muestra que las cuencas han sido deformadas horizontalmente rotando, y esta deformación ha quedado plasmada en la dirección de la red de drenaje.

Los primeros estudios paleomagnéticos en la zona del Macizo de Santander, realizados por ^{Hargraves et al. (1984)}, sugieren una rotación tectónica sin dar ninguna magnitud ni dirección. Posteriormente, se han adelantado estudios paleomagnéticos en zonas aledañas al Macizo de Santander, como es el caso del trabajo de magnetoestratigrafía en el abanico de Bucaramanga, realizado por ^{Jiménez et al. (2015)}, donde los sedimentos, ubicados de 4 a 10 km al oeste de la Falla de Bucaramanga, no muestran una rotación significativa. La diferencia con los datos mostrados en el presente documento se puede explicar debido a que el flanco occidental del Macizo de Santander se encuentra dentro de la zona transpresiva generada por la Falla de Bucaramanga, y el abanico de Bucaramanga se encuentra en las paredes de esta. Los trabajos de paleomagnetismo en las rocas sedimentarias del Jurásico, por ^{Jiménez et al. (2021}, ²⁰²²), asumen una rotación horaria por la inversión tectónica y actual cinemática dextral de las fallas transversales del costado occidental del macizo, previamente con componente normal. De manera regional para el bloque de los Andes del Norte, ^{García-Delgado et al. (2022)} también documentan rotación horaria para la parte más norte, donde se ubica el Macizo de Santander, pero por falta de datos sismológicos y medidas GPS a escala detallada no se consideran aún las rotaciones locales que pudieran causar la cantidad de fallas transversales de rumbo NE.

Otros estudios de rotación realizados por ^{Osorio et al. (2008)} midiendo estructuras de deformación en las rocas del Macizo de Santander, sugieren una rotación antihoraria de 20° debido a la cizalla simple en la Falla de Bucaramanga. Estos datos se muestran consistentes con los valores de rotación medidos en el presente trabajo (16,5° ±16,85).

La rotación antihoraria progresiva de las cuencas en el flanco occidental del Macizo de Santander, debido a cizalla regional por la Falla de Bucaramanga, implica rotación por las fallas transversales (NE). Esto es consistente con el modelo de dominó propuesto por ^{Velandia et al., 2020}, donde las fallas internas (NE) tienen una cinemática dextral (Velandia et al., 2016) y los bloques internos rotan de forma antihoraria.

Por otra parte, los valores que arroja el método de Azimut de cuencas (BA) tienen una desviación estándar muy alta. Esto se podría explicar en parte porque este análisis puede verse influenciado por el levantamiento de bloques en el frente de montaña, lo que se evidencia en los lomos El Barro, Corozal y Alto, los cuales cambian la trayectoria del drenaje principal a lo largo de la Falla de Bucaramanga; esto se traduce en un mayor ángulo de BA sin que haya necesariamente una mayor rotación en las cuencas.

La Falla de Bucaramanga en su carácter transpresivo se expresa con un patrón trenzado donde sobresalen los lomos de presión (^{Galvis et al., 2014}). El estudio de los cinco lomos de presión seleccionados en el presente trabajo a lo largo de esta falla muestra de forma sistemática una dirección de propagación SE, la cual es consistente con el modelo trenzado para la Falla de Bucaramanga propuesto por ^{Velandia y Bermúdez (2018)}, donde también se señala la deformación progresiva hacia el sur (^{Velandia et al., 2021}). Algunos de estos lomos con indicios de actividad tectónica reciente se encuentran cerca a comunidades, tales como el Lomo Corozal, cerca al municipio de Cepitá, o el Lomo el Paulón, cerca de la ciudad de Bucaramanga (Figura 4), lo que eventualmente podría ser un factor importante al realizar un estudio de amenaza sísmica en la zona.