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Caldasia

Print version ISSN 0366-5232

Caldasia vol.35 no.2 Bogotá July/Dec. 2013

 

GEOMORFOLOGÍA Y ESTRATIGRAFÍA DE LAS FORMACIONES CUATERNARIAS EN LA REGIÓN DEL TRAPECIO AMAZÓNICO COLOMBIANO

Geomorphology and stratigraphy of the Quaternary formations in the Colombian Amazon rain forest region

ALEXIS JARAMILLO JUSTINICO
LUIS NORBERTO PARRA SÁNCHEZ

J. ORLANDO RANGEL-CH.

Instituto de Ciencias Naturales, Facultad de Ciencias, Universidad Nacional de Colombia, Apartado 7495, Bogotá D.C. Colombia. alexjustinico@gmail.com, aljaramilloju@unal.edu.co

Universidad Nacional de Colombia, sede Medellín. – Geociencias – Medellín, Colombia. lnparra@gmail.com

Instituto de Ciencias Naturales, Facultad de Ciencias, Universidad Nacional de Colombia, Apartado 7495, Bogotá D.C. Colombia. jorangelc@unal.edu.co, jorangelc@gmail.com

RESUMEN

En la región del trapecio amazónico de Colombia, las secuencias sedimentarias recientes (neo formación) dependen en su forma y en su estabilidad del ciclo anual de inundación del río Amazonas. Entre los materiales sedimentarios no afectados por el ciclo actual del río se reconoce a la terraza de Leticia-Tabatinga, de edad estimada entre 8000 y 10000 años A.P., aunque es posible que su modelado se generara en el tardiglaciar (14.000 años AP.). Sus sedimentos están recubiertos por la Formación Iça y es la más alta de las unidades geológicas que aún conservan su morfología plana original. Otros materiales sedimentados se han acumulado como depósitos de canal asociado a drenajes sobre la terraza, con una edad aproximada de alrededor de 8.600 años A.P. Los lagos asociados con cananguchales (palmares dominados por Mauritia flexuosa) se reconocen sobre la terraza de Leticia y se encuentran en las áreas donde se observa erosión diferencial, fenómeno que es relativamente reciente de hace aproximadamente 530 años A.P. Entre las unidades geológicas vinculadas con las zonas inundadas por el ciclo anual del río Amazonas, figuran los sistemas lacustres de Zapatero y Yahuarcaca cuya formación se estima entre 240 años A.P. y 150 años A.P., se hallan cercadas por la terraza aluvial La Milagrosa de edad estimada en 131 años A.P., que es cubierta por el agua en épocas de niveles altos de lluvias. También se reconocen geoformas (neoformación) de sistemas aluviales meándricos, como barras de arena, canales, canales de drenaje que conectan un río con otro, o un río a un lago o dos trazos de un río. Las geoformas y los materiales de neoformación son jóvenes y tienen demasiada evolución debido al modelado permanente del paisaje que está directamente relacionada con alteraciones procedentes de la intervención humana (cambio climático) que influyen directamente en las dinámicas fluviales en el territorio.

Palabras claves. Geología del Cuaternario, lagos amazónicos, terrazas, Cuaternario, Amazonas colombiano.

ABSTRACT

The shape and stability of Recent sedimentary sequences (neoformation) in the Amazon basin depend on the Amazon river 's annual flood cycle. The Leticia-Tabatinga Terrace is one of the sedimentary sequences not affected by the current annual flood cycle. Its age has been estimated between 8000 and 10000 years AP., although its modeling was likely generated in the tardyglacial, about 14000 years A.P. The Leticia-Tabatinga Terrace is covered by the formation Iça and is the highest of the geological units that retain the original flat morphology. Other sedimentary materials have been accumulated as channel deposits, which are associated with drains and have been dated nearly 8,600 years A.P. Lakes associated with canangucha palms (Mauritia flexuosa) are also found in the terrace, particularly in areas with differential erosion, a relatively recent phenomenon (about 530 years A.P). Among recognizable geologic units associated with areas affected by the river's annual flood cycle are the systems of swamps and lagoons of Yahuarcaca and Zapatero. This formation is estimated to be between 240 and 150 years A.P. and is bordered by La Milagrosa, which is submerged during high precipitation levels. Also recognized as product of neoformation are a number of landforms of alluvial systems, such as sand bars, channels, drain channels connecting rivers or rivers to lakes. The landforms and materials of neoformation are young and highly dynamic due to constant landscape modeling caused by the river's flood annual cycle, which is influenced by climatic change.

Key words. Geomorphology, Amazon, Quaternary Stratigraphy, Terraces.

Recibido:   15/04/2012

Aceptado:  15/09/2013

INTRODUCCIÓN

La cuenca del río Amazonas drena 6`200.000 km2 y descarga el 18% del flujo total de agua dulce que llega al océano Atlántico, con 200.000 m3/s y una carga sedimentaria que oscila entre 1 y 2 billones de toneladas por año hasta 614 megatonelada/año en Obidos (Oriendo et al. 1994, Meade 1994, Latrubesse 2008, 2012, Filizola & Guyot 2009). Esta información es esencial para explicar las dinámicas actuales del río Amazonas y las geoformas que resultan de los procesos de denudación de la extensa cuenca.

Sobre el origen y la evolución de los sistemas de drenajes de la cuenca del río Amazonas y su relación con la formación Solimões, se han planteado numerosas teorías que buscan un acercamiento de causalidad entre las formaciones superficiales y las dinámicas fluviales, al menos en los eventos del Cuaternario. Jaramillo et al. (2011) mencionaron que la formación Solimoẽs sobre la cual discurre el río Amazonas en el territorio colombiano, presenta un patrón colinado y en ella se han generado ambientes fluviales superficiales, que hacia el Mio-Plioceno originaron ciénagas (lagos) de gran extensión tipo pantanales y ambientes terrestres coetáneos que indicarían un clima con una estación seca prolongada. Los resultados de Shephard et al. (2010) consolidan este planteamiento, muy coherente con la generación de un "mega humedal" en los territorios de la zona Norte de la Amazonia desde el Mioceno medio hasta el tardío cuando el drenaje fluvial dominante cambió a su actual curso hacia el Atlántico gracias al levantamiento de los Andes. Estos procesos se asocian con el desplazamiento de las zonas de subducción, con la convección del manto y con el movimiento de las placas. El modelo de hundimiento plantea tasas de hasta 40m/Myr, que originó un mega-humedal en la Amazonía. En este sentido, se reconoce un movimiento del continente así como de las losas de subducción hacia el Oeste. Estas acciones se combinaron con el continuo hundimiento de las cuencas sedimentarias amazónicas del Este a razón de 10-20m/Myr. La inclinación progresiva resultante hacia el Este facilita pensar que la convección del manto pudo afectar seriamente la evolución de los sistemas de drenaje continentales.

Gross et al. (2011), con base en el análisis de la parte Sur de la formación Solimoẽs (Mioceno Tardío) plantearon la existencia de un vasto humedal bajo influencia de los ríos y restringieron los ambientes lacustres a las llanuras de inundación local y a los lagos de agua dulce. Latrubesse et al (2000; 2010) sobre la base del contenido paleontológico, palinológico y análisis de facies de riberas de los ríos, asignó a los niveles superiores de la Formación Solimões en el oeste de la Amazonia, Brasil, una edad Mioceno tardío, además presentaron resultados que demuestran que los depósitos en la Amazonía peruana son ambientes del Mioceno vinculados a sedimentos fluviales y no marinos como se había planteado por otros autores. Toda la secuencia del Mioceno se depositó en un ambiente continental dentro de una cuenca interior, en un ambiente de deposición dominado por ríos que se asocian con los sistemas "megafans", que generaron grandes áreas de inundación (pantanos, lagos, deltas internos). Los suelos desarrollados sobre las planicies, se generaron bajo condiciones secas con paisajes dominados por pastizales y bosques de galería en un clima tropical a subtropical, similar a lo observado en los registros geológicos obtenidos para los territorios colombianos (Latrubesse et al., 2010). Gracias a una serie de yacimientos paleontológicos descubiertos en la Amazonia colombiana se ha podido asignar con precisión una edad Mioceno tardío-Plioceno (Muñoz et al., en preparación) en el caso colombiano.

El análisis de un sistema fluvial como el río Amazonas, es demasiado complejo, tanto así que numerosos métodos utilizados actualmente para discriminar patrones de canal no son útiles cuando se aplican a ríos muy grandes. Los megaríos generan drenajes sinuosos, meándricos o patrones típicos trenzados, aunque también pueden desarrollar patrones anastomosados (Gonzales 2004, Latrubesse 2008, Latrubesse et al. 2010).

Es muy difícil establecer para el río Amazonas patrones o unidades morfológicas de paisajes fijos o permanentes, al menos en lo referente a las zonas de afectación directa del río, debido a que sus intensas dinámicas, continuamente modifican el paisaje. Factores que inciden en esta evolución, son la carga sedimentaria del sistema, las características de los canales y su evolución, que dan como resultado una serie de formaciones geológicas que reflejan en parte la evolución de los territorios, como ya lo habían manifestado Gonzales (2004) y Latrubesse (2008).

Las explicaciones sobre el origen de las formaciones cuaternarias y su geomorfología asociada en la Amazonía colombiana, deben ser abordadas en el contexto de un cratón geológicamente estable y de una región de gran tamaño, donde las geoformas regionales son muy extensas y los fenómenos locales de erosión y sedimentación igualmente tienen influencia a escala superior. Geológicamente, la Amazonía colombiana está delimitada al Norte por la saliente del Vaupés, tal como fue concebida por Vergara y Velasco (1901) como una faja de rocas antiguas recubierta por un delgado manto de sedimentos recientes y cuyo relieve actual es el remanente de un accidente mayor. Los estudios geomorfológicos en la extensa región fueron impulsados decididamente por el Proyecto Radargramétrico del Amazonas -PRORADAM- y sus publicaciones asociadas (Galvis et al., 1979, Díaz 1980, Boorder 1980, Khobzi et al., 1980, Botero 1980, Mejía 1980, Kroonemberg et al., 1980). Entre las contribuciones recientes figuran las de IGAC (1999) e IDEAM (2010). Estos trabajos mencionan las geoformas más contrastantes como las serranías, las mesetas o "tepuyes", los domos de roca que se consideran representantes típicos de las rocas cratonicas antiguas y también las geoformas ligadas a dinámica fluvial como abanicos y planicies aluviales. Los paisajes colinados y de bajo relieve fueron delimitados como grandes paisajes por Botero et al., (1996) para el proyecto ORAM.

Para los paisajes colinados de la parte Sur del trapecio amazónico, la delimitación de las unidades ha permanecido invariable desde la propuesta del Proyecto Radargramétrico del Amazonas -PRORADAM- y sólo ha variado su nominación, ya sean considerándolas como unidades de roca, grandes paisajes o morfosistemas. Así, por ejemplo a la unidad "Terciario inferior amazónico, Tia", se la denomina "Planicies disectadas del Mioceno, SD" (Botero et al., 1996), mientras que en el mapa del IDEAM (2010) aparece como "Plataforma del Terciario inferior con modelado plano a ondulado, dap2p". Cartografías geológicas más recientes y con mejor control de campo, (Jaramillo et al., 2011), han demostrado que con excepción de las planicies fluviales, esos límites propuestos inicialmente por PRORADAM, si bien son un rasgo distintivo en las imágenes de radar, no corresponden a unidades litoestratigraficas.

Surge entonces la pregunta sobre el significado de esos límites al interior de la Formación Solimões en el trapecio amazónico. Los modelos digitales de 90 m y de 30 m de tamaño de pixel, Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) de 2003 y ASTER Global Digital Elevation Model (ASTER GDEM) que cubren la casi totalidad del globo terrestre, abrieron una gran posibilidad de elaborar mapas geomorfológicos bastante precisos como lo hicieron Rossetti et al. (2007). Gracias a la información geológica colectada en los territorios de la Amazonia colombiana sumada al análisis geológico de las formaciones superficiales y las evidencias del cambio de clima inherente al sedimento y la cartografía digital, se pudo establecer un modelo geológico para el territorio sur de la Amazonia colombiana.

El estudio de geología regional de las formaciones del cuaternario en la Amazonía colombiana (Figura 1) hizo parte del proyecto de investigación convocatoria bicentenario de la Universidad Nacional de Colombia: Valoración integral del flujo histórico y actual de carbono en el sistema de inundación Yahuarcaca (Amazonia colombiana): su importancia en el cambio climático global.


METODOLOGÍA

Se caracterizó la geología básica del territorio amazónico colombiano en la zona de influencia de Leticia, con posterior verificación de campo y con un análisis del modelo digital de elevación (registros ASTER GDEM) que se realizó con información del Shuttle Radar Topography Mission - SRTM (2012). Se obtuvo un mapa de rugosidad del territorio (Topographic Ruggedness Index – TRI, 2012) con el fin de entender las características morfológicas y evolutivas del sector de estudio.

El reconocimiento de las formaciones geológicas y la delimitación entre las unidades son el resultado de una exhaustiva verificación de campo en los territorios de Colombia y Brasil, específicamente el área comprendida entre la desembocadura del río Amacayacu, Leticia y el río Calderón en el departamento del Amazonas. Aunque se levantaron varias columnas estratigráficas, solamente se muestran las más representativas de cada unidad. Las unidades están ordenadas por tiempo relativo, de acuerdo con las relaciones de campo, como lo exige la norma internacional (International Commission on Stratigraphy, 2013).

Se emplearon los resultados de Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) como capa base cartográfica gracias a su disposición internacional, por la conveniencia en su resolución y pos su disponibilidad. Las unidades geológicas diferenciadas en el campo y el análisis del territorio se pusieron como una capa sobre una base SRTM, y por lo tanto no se tratan de unidades de fotointerpretaciones ni de procesamientos digitales.

Respecto a la ubicación temporal de las formaciones, tenemos dos casos, unas unidades cuaternarias que están dentro de los límites de las unidades que se pueden fechar por C14 (varios niveles de terrazas) y las que no lo son, por ejemplo Isa y Jericó (fuera del límite de tiempo de vida media de C14). La formación Isa claramente excede los límites de edad que se pueden estimar por este procedimiento (Rossetti et al., 2007) y en este caso solamente se menciona la edad Pleistocénica. No se dispone de dataciones en las unidades Pleistocénicas o Pliocénicas (Jericó) debido a que no hay elementos que se puedan datar por otros métodos. A la Unidad Jericó, se le colocó edad Plio-Pleistocénica por su ubicación estratigráfica.

En campo se levantaron secciones estratigráficas representativas de las formaciones superficiales asociadas a los materiales terciarios (Jaramillo et al. 2012), terrazas aluviales y varias perforaciones de los sedimentos de fondo de los sistemas lacustres de Yahuarcaca y Milagrosa (frente a Leticia), que ha generado el río Amazonas en los territorios colombianos, también se obtuvieron muestras de los sedimentos de fondo de los sistemas lagunares del territorio y se analizaron los procesos de colmatación y de aporte de materia orgánica, que sirven de base para el análisis estratigráfico del territorio (Tabla 1). Las dataciones radiocarbónicas (C14) de los restos de plantas obtenidas en los materiales sedimentarios fueron realizadas por Beta Analityc (Tabla 2).



RESULTADOS

La geomorfología del trapecio Amazónico

Se establecieron cinco estados de influencia histórica del río Amazonas en el territorio colombiano que permitieron el desarrollo de diferentes unidades de paisaje. Dos grandes rasgos de escala regional dominan la geomorfología del trapecio amazónico. En primer lugar, los paisajes colinados que ocupan buena parte del área y la enorme depresión por la cual discurre el río Amazonas que corta estos terrenos. Parte de los paisajes colinados de igual altitud pueden asimilarse a remanentes de penillanuras labradas sobre los sedimentos Terciarios, mientras que los restantes son complejos de colinas de diferentes morfometrías, disección y edades. La diferencia en edad y en la génesis de estos sistemas colinados tiene serias implicaciones para el establecimiento y la persistencia de la biodiversidad a través del tiempo, ya que el asentamiento de la biota no puede ser más antiguo que el paisaje subyacente.

Las penillanuras y los frentes de erosión. El colinamiento de los terrenos Terciarios de la Formación Solimões (Figura 2) en el trapecio amazónico colombiano, ha sido reconocido como un rasgo dominante (Galvis et al., 1979; Díaz, 1980), pero no necesariamente significa que las colinas sean de la misma edad y tengan igual origen. Botero (1996) empleó la palabra penillanura en el contexto de las geoformas desarrolladas sobre la formación Solimões en la Amazonía colombiana, bajo el supuesto de que ese rasgo se habría formado por inversión de relieve a partir de una superficie de depositación originalmente plana. Sin embargo no presentó una delimitación cartográfica de tal penillanura. El estudio del colinado a partir de modelos de elevación SRTM, se debe hacer con la asistencia de técnicas morfométricas avanzadas ("ruggedness", "openness", convergencia) y cortes selectivos para lograr separar los rasgos distintivos de las penillanuras (superficies de erosión). Estos remanentes de antiguas superficies de erosión revisten gran interés.


Los restos de penillanuras se pueden considerar áreas dominadas por geoformas colinadas de escaso relieve relativo, cuyas crestas se hallan a igual altitud. Esas colinas están separadas por valles por donde discurren canales de talle reducido y su actual nivel de erosión tiene una altitud casi a igual a la de la penillanura, lo cual demuestra la limitada tasa de incisión de estos drenajes. Hay dos remanentes bien claros, la penillanura del Pureté (Pp) sobre el Solimões, la más antigua –sobresale- por encima de la cota 150 m con un notable frente de erosión en el borde externo. Otro remanente de penillanura es nominada Cabimas (Pc) (en esta contribución) debido a que se halla en las cabeceras de este afluente del río Amacayacu. Está limitada por dos frentes de erosión y forma un escalón colinado por debajo de la penillanura del Pureté, alrededor de la cota de 130 m. En otros sectores, se tienen remanentes más pequeños de estas penillanuras y aunque ligeramente degradadas, se reconocen en toda la zona (Figura 3 y figura 4).



Los ciclos de formación de penillanuras en la Amazonía han sido ampliamente documentados (Girard et al., 2002), pero no es posible aún establecer con cuál de estos ciclos se relacionan los remanentes que se presentan en la Amazonía colombiana. Los frentes de erosión son escarpes lineales, ondulados, que delimitan paisajes colinados distintos a ambos lados y en los cuales usualmente anidan las cabeceras de los drenajes o se rompen las pendientes de los drenajes y se reconocen mejor en los mapas de rugosidad (Topographic Ruggedness Index, TRI), que enfatizan las diferencias de elevación entre celdas vecinas, tal como fue definido por Riley et al., (1999). El frente de erosión más notorio que se reconoce al interior de los paisajes colinados de la Formación Solimões, delimita parcialmente los bordes externos de los remanentes de la penillanura del Pureté. El rasgo lineal fue trazado originalmente por el proyecto Radargrametrico e interpretado erróneamente como un límite litológico (figura 3 y figura 4).

El borde externo de la penillanura Cabimas, es otro frente bien marcado, se ubica alrededor de la cota 120 m. Por último y cerca de los drenajes modernos aparecen colinas cortadas que marcan el frente de erosión actual. La asociación íntima que existe entre los remanentes de las penillanuras y sus frentes de erosión asociados, configuran el marco de acción de la erosión a escala regional. Sin embargo aún se requieren más esfuerzos y en especial la verificación de campo para elaborar mapas de los terrenos colinados de la Amazonía. Por supuesto, la estabilidad de largo plazo de los niveles de base de la erosión del río Amazonas juega un papel determinante en la formación de las penillanuras y escarpes regionales, pero establecer la cronología de tales eventos es aún materia de investigación (Figura 4).

Además de los tres niveles de base que generaron la parte inferior de las formaciones de Jericó (suprayace la Formación Iça) y las actuales áreas de depositación de sedimentos del río Amazonas, se deben considerar dos adicionales y más altos, ligados a los frentes de erosión y a la generación de las penillanuras Purete y Cabimas, dado que cada una de estas geoformas requiere para su formación de un periodo de estabilidad de sus niveles base de erosión. Es posible, que en un futuro se encuentren remanentes de sedimentos que correspondan en edad a estos niveles de base, tal como sucede con los tres más modernos.

Se concluye que el río Amazonas ha evolucionado en cinco etapas distintas, desde que el sistema ambiental de la Formación Solimo ẽs fue abandonado.

El paleocanal del río Amazonas en el territorio colombiano. Hacia la parte central del río Amazonas (Rozo, 2012), específicamente entre las confluencias de los ríos Negro y Madeira en Brasil, hay evidencias de la evolución de los sistemas a morfologías anastomosadas en la red de drenaje (Latrubesse y Francinelli 2002; Latrubesse, 2003; Rozo 2012) conformando unidades estables de paisaje, lo cual contradice los planteamientos de evolución de paisaje y sirve para enfatizar que aún falta bastante conocimiento para entender los sistemas de los megaríos. El río Amazonas, lateralmente es muy inestable como lo muestran sus unidades de paisaje. Rozo (2012) planteó que la génesis del río anastomosado ha estado asociada con la generación de canales secundarios muy serpenteantes y el desplazamiento de barras desarrolladas en un sistema fluvial multicanal por lo menos desde 7.5+/- 0,85 ka (7500 años A.P.).

Latrubesse et al (2002) plantearon que la tectónica afectó la inclinación de los territorios como factor condicionante en la extensión y migración del cinturón de meandros durante el Pleistoceno tardío y el Holoceno en la parte alta del río Purús, suroeste de la Amazonía. En la cuenca alta del río Negro, Latrubesse & Franzinelli (1998) reconocieron sedimentos del Pleistoceno tardío – Holoceno y ubicaron una fase compleja de erosión-depositación entre los 4 y 14 Ka, cuando la terraza inferior del complejo fue depositada. Los sedimentos más antiguos de la terraza inferior, menores de 14000 años A.P., están relacionados con los cambios de clima a nivel global. Iriondo & Latrubesse (1994) estimaron una variación de hasta diez (10) veces en volumen, la descarga del río y en las oscilaciones estacionales de aproximadamente 12 m (es decir, el doble del valor actual). Los ríos amazónicos se caracterizan por el transporte de sedimentos y su intensa sedimentación aluvial, asociado con el cambio de clima (Latrubesse 2000, Latrubesse& Steveaux 2009)

Se ha mencionado la existencia de paleodrenajes e interconexiones en las redes de drenajes de la región amazónica en distintos momentos de su evolución (González 2004). Recientes estudios han empezado a aportar los datos concretos para verificar tales postulados (Shephard et al. 2010; Latrubesse 2008, Latrubesse et al. 2010). El paleocanal más antiguo y con bastante certeza afín al río Amazonas moderno, se reconoce como una amplia depresión ondulante que fue labrada por la erosión fluvial sobre los sedimentos de la Formación Solimões. La forma original de los bordes de esta depresión se conserva bien en varios sectores del área a nivel regional como una ruptura lineal de unos 20 m de relieve y de geometría suavemente ondulada, que separa paisajes distintos a ambos lados, pero que en muchos tramos ha sido difuminada por la erosión moderna (Figura 5 y figura 6).



El paleocanal alcanza los 60 km de ancho y en su interior se reconocen tres eventos de excavación separados en el tiempo. El primero eliminó unos 60 m de la Formación Solimões (profundidad medida con relación a la cota media de la penillanura más antigua del Pureté) y sobre el piso de este primer paleocanal se depositaron los estratos basales de la Formación Jericó (Figura 5 y figura 6). La Formación Jericó, que se halla adosada al borde de esta depresión y descansa directamente sobre la Formación Solimões, fija la edad mínima de esta incisión en la topografía, que podría estar en la base del Cuaternario moderno (2.6 ma.) o incluso en el Plioceno. Un segundo pulso de excavación está anidado en el piso del primero y profundizó aún más la depresión eliminando un estimado de 20 m adicionales de la Formación Solimões ; posteriormente permitió la depositación de los primeros estratos de la Formación Iça. El último evento es el responsable de crear el piso sobre el cual discurren los canales actuales del río Amazonas y permitió la depositación de los sedimentos de la terraza de Leticia-Tabatinga(T2) y de las llanuras actuales. A nivel de hipótesis de trabajo, los tres niveles de excavación del PaleoAmazonas, se pueden considerar los niveles base de erosión que permitieron la formación de los tres frentes de erosión detectados en los paisajes de la Amazonía y sus relictos de penillanuras (Figura 4,5 y 6).

Las llanuras cuaternarias. El funcionamiento de los grandes ríos puede ser descrito en términos de dos subsistemas interconectados. El primero corresponde a los sistemas de canales que transportan gran parte de la carga y del caudal y que son los responsables de las geoformas de orillares y canales. El segundo es la llanura de inundación, que se activa durante las crecientes y es moldeada por la carga en suspensión. Ambos sistemas suelen estar interconectados a través de un conjunto de caños durante las aguas bajas y por la lámina de desborde en las crecientes máximas. Sin embargo, dado el gran volumen de agua, de carga suspendida y de arenas de fondo que transporta el río Amazonas, su funcionamiento y sus geoformas son bastante singulares

A nivel de geoformas, los dos subsistemas combinados definen una faja ancha y alargada suavemente ondulada donde se expresa el paisaje riberino con su multitud de geoformas de diversas escalas. Adicionalmente, los sistemas fluviales expresan un balance histórico de fuerzas y procesos en la cuenca de drenaje y por lo tanto buena parte de las geoformas de los paisajes fluviales son remanentes del pasado y permiten descifrar la evolución de las cuencas y sus climas asociados. Mertes et al. (1996) estimaron que el río Amazonas es cinco veces más caudaloso que su competidor más próximo, transporta 1.240 millones de toneladas de sedimentos en suspensión procedentes de la erosión de los Andes y retrabaja unos 3200 millones de toneladas de la llanura de inundación (Latrubesse, 2008). Se han realizado estimativos de de los sedimento que contribuyen al Amazonas en los sistemas fluviales del orden de 100 millones de toneladas /año de materiales en suspensión derivados de los ríos Purus, Jurua y Javarì, (Filizola, 1999). En la actualidad aproximadamente 1000 millones de toneladas de sedimentos en suspensión son llevados anualmente, de los cuales aproximadamente 900 millones de toneladas provienen de los Andes (Latrubesse, 2010). La distribución de estos sedimentos se manifiesta en patrones geomorfologicos variables, con una permanente evolución y transformación a lo largo de su curso.

La planicie aluvial del río Amazonas moderno, es el conjunto de unidades geológicas que aún conservan su topografía plana. Incluyen terrazas no afectadas por el ciclo anual del río, como la terraza no inundable de Leticia y las unidades localizadas al interior de la llanura inundable actual del río Amazonas. La geomorfología resultante a lo largo de la corriente, diferencia patrones tanto aguas abajo como arriba. Río arriba, hay evidencias de erosión de sedimentos en el canal principal, depositación en las llanuras de inundación y en los canales de orden menor que el canal de descarga principal. Así mismo, los sedimentos depositados en la migración borran los canales de las llanuras de inundación de los meandros, los lagos de los canales principales y generan un intrincado desplazamiento de barras de arena que conforman los límites de cientos de lagos y caños angostos. Mertes et al. (1996) estimaron que las tasas de reciclamiento de los sedimentos de las llanuras aluviales al menos en el Amazonas brasileño, podía ser de 5000 años, siendo el proceso más rápido aguas arriba que aguas abajo. La existencia de obstáculos en la cuenca (arcos y demás estructuras relictuales) han permitido que las geoformas puedan variar dependiendo del punto en la llanura aluvial donde se construyeron. Un mapa detallado de la distribución del cuaternario de un basto sector de la Amazonía colombiana (Figura 7), fue publicado por Jaramillo et al. (2011).


González (2004) con base en el análisis de sensores remotos en áreas comprendidas entre la Isla de Careiro y la desembocadura del río Madeira, reconoce en la planicie fluvial del Amazonas el tránsito de un patrón de canales meándricos a anastomosados, bajo un régimen climático que cambia de seco a húmedo entre 4000 y 6000 años A.P., con lo cual cambian completamente las geoformas aluviales en el territorio. Entre las geoformas que recoge, figuran las barras en acreción, barras de canal principal, áreas de inundación formadas por lagos redondeados, lagos con contornos rectilíneos y/o ramificados y las planicies encajadas. Esta descripción es similar a lo observado en la llanura de inundación en los territorios de Colombia, donde las unidades están constituidas de arenas finas y arcillas y se unifican en dos grandes unidades: la primera con las barras en acreción y los depósitos de inundación (T1) y la segunda con las barras de canal y los depósitos de inundación. González (2004) además realizó una separación preliminar de las geoformas de la llanura de inundación en dos grandes unidades, los lagos en la planicie aluvial del río Amazonas y los ¨furos¨(canales de drenaje que conectan un río con otro, o un río a un lago o tramos del mismo río, pero fuera de la llanura fluvial) y "parana", que es un canal de drenaje que liga deferentes trazos de un río en áreas de la planicie aluvial o al menos una margen ligada a la planicie aluvial (Nascimiento, 1976). González (2004) retomó y actualizó las clasificaciones de Nascimento et al. (1976), Mertes et al. (1993, 1996), Dumont (1993), Sena et al. (1996), Latrubesse & Franzinelli (2002), Latrubesse et al. (1994, 1997) y confeccionó una tabla comparativa de las geoformas del territorio. Con base en estas tablas y en los resultados de nuevas investigaciones, se efectúa el reconocimiento de las unidades geomorfológicas aluviales de la llanura aluvial de la Amazonía colombiana.

La planicie aluvial en la Amazonía colombiana. La clasificación básica de las unidades geomorfológicas y litológicas depende de la afectación directa o no del territorio por las dinámicas del río Amazonas:

A. Terrazas no afectadas por el ciclo anual del río: Se reconocen tres unidades morfológicas del territorio, perfectamente definidas: Terraza Leticia-Tabatinga, terrazas orgánicas y lagos (pantanos) asociados con cananguchales en la terraza de Leticia y los drenajes retrabajados de la terraza de Leticia (T2).

B. Unidades de la llanura de inundación actual: Se reconocen las unidades de la planicie inundable y de los sistemas lacustres. Están muy relacionados con el esquema de clasificación propuesto por González (2004; T1 y T0).

Terrazas no afectadas por el ciclo anual del río. Unidades que en la actualidad no están afectadas directamente por el río Amazonas, ya que el nivel base del río no tiene la capacidad de cubrirlas en sus máximos pulsos de caudal, pero si la capacidad de erodarlas progresivamente desde los niveles inferiores estratigráficos. La mayoría de estas unidades morfológicas son las más antiguas en su formación con respecto a las dinámicas reconocidas en la Amazonía colombiana y en su etapa de formación están vinculadas con varios niveles de terrazas. Los estudios morfológicos realizados por Rossetti (2005, 2007) en el área de Tabatinga evidencian al menos cuatro unidades morfológicas cuaternarias y la llanura actual de inundación. Se han reconocido en el área de la Amazonía colombiana, al menos dos niveles de terrazas y un nivel de terrazas de "neoformación" que se dispone en la llanura de inundación y es afectada por las dinámicas actuales del río. La formación de los dos niveles de terrazas que no se afectan por la periodicidad de los pulsos del río Amazonas se ha estimado entre el Tardiglacial y el Holoceno temprano (aproximadamente entre 14.000 y 8.000 AP respectivamente). Estos niveles cuaternarios han sido denominados como la terraza de Leticia- Tabatinga y las terrazas orgánicas de la Amazonía colombiana.

Terraza de Leticia-Tabatinga (T2). El nivel del río Amazonas fluctúa 12 m a lo largo del año, pero la terraza de Leticia-Tabatinga sólo se inunda en contadas ocasiones, dado que la cota máxima de inundación es cercana a 71 m en la estación de Leticia. En su mayor parte es plana, pero sobresalen algunos cerros de la Formación Iça. La terraza está siendo labrada por quebradas que forman meandros sobre un piso plano estrecho de unos 20 m de ancho y están encajadas hasta unos 6 m en valles de perfil transversal, casi cuadrado. Estas quebradas han iniciado una disección en la parte periférica de la terraza y forman unas ondulaciones de techo plano, sufren el reflujo de la creciente del río Amazonas e incluyen pantanos con cananguchales (diversas formaciones y combinaciones florísticas de palmares dominados por Mauritia flexuosa) a lo largo de su curso. Es una superficie plana, de forma rectángular con aristas irregulares muy desgastadas por las dinámica fluviales. El paquete sedimentario presenta un eje de dirección Suroeste-Noreste (eje 60-70 grados azimutal) de dimensiones de 50 x 35 km promedio aproximadamente; se extiende desde Brasil hasta el Norte del corregimiento de Belem en la desembocadura del río Calderón en el río Amazonas. La terraza ha sido erodada casi en su totalidad en la desembocadura del río Calderón, pero prosigue su eje un poco más al Norte de este corregimiento de Brasil, en una franja muy delgada de 8 a 10 km de ancho. En Colombia, la terraza se manifiesta desde Leticia como una superficie llana que se proyecta tanto hacia el Norte como hacia al Noroeste en una franja de 20 km aproximadamente, dominada por sedimentos claros, casi blanquecinos. La terraza de Leticia es un terreno plano cuya cota crítica de inundación a la altura del casco urbano se encuentra a 71.93 m sobre el nivel del mar, por lo cual se requeriría que el río ascendiera aproximadamente 17 m en el periodo lluvioso para generar inundación en el contacto con la llanura aluvial. Por esta razón estos terrenos se inundan esporádicamente y sólo en las zonas más próximas al río Amazonas. Rossetti et al. (2005) demostraron que en el sistema fluvial de edad Plio-Pleistocénica, se debe reconocer el origen de la Formación Içá, ya que hacia el Pleistoceno Tardío-Holoceno Temprano era muy diferente la depositación de estos sistemas modernos, que al parecer eran de poca profundidad, con energías altamente migratorias y canales trenzados o anastomosados con salida en general hacia el Noreste. Estos sistemas fluviales (Terraza Leticia-Tabatinga) se formaron probablemente bajo condiciones climáticas relativamente secas con respecto a las actuales como por ejemplo durante el Pleniglacial medio. También hubo una pronunciada erosión, seguida por una renovada fase de depositación que se presentó cerca de 40.000 años A.P. evento que igualmente se sintió en otras localidades de Colombia como en la Sabana de Bogotá (González et al. 2002).

Estratigrafía. Debido a que la terraza de Leticia se formó como un recubrimiento de sedimentos sobre un relieve previo, ondulado a suavemente colinado y cuyas cimas más altas aun emergen sobre la planicie, en los cortes de las quebradas con marcada incisión en la terraza, se pueden observar en aparente conformidad materiales pertenecientes a ambas formaciones. Un ejemplo lo constituye el levantamiento estratigráfico que se realizó en la bocatoma de aguas la Cholita del acueducto de Leticia, al costado Sur del colegio San Juan Bosco (4º11'22.53»S y 69º57'1.48»W.), donde únicamente los 3 m superiores de todo el perfil expuesto pertenecen a la terraza de Leticia (T2), mientras que los 12m restantes, posiblemente pertenezcan a la formación Ica y entre ambas el límite es discordante y ondulado (paleotopografia). De las edades radiométricas tomadas en diferentes sitios para T2, estimamos que esta discordancia podría corresponder al límite Pleistoceno- Holoceno (10.000 – 12.000 años A.P.) (Figura 8, figura 9 y figura 10).




La secuencia es grueso granular con dominio de arenas media, finas y presencia de niveles de arenas con fracciones limosas. Es una secuencia con varios niveles de paleotopografías enterradas que ponen de manifiesto antiguos niveles de erosión de la terraza, interpretación que se sustenta en la elevada presencia de pedotúbulos en cada nivel de los paleorelieves reconocidos en las estratigrafías discordantes.

Lamentablemente la naturaleza del material y la ausencia de materia orgánica no permitió establecer una edad más precisa para la secuencia. Es una capa sin estructuras sedimentarias reconocibles, está dominada por arena media (fracción limosa), color rosado, moteado de arena gris verdosa (moteo homogéneo en la sección), presenta de composición Goethita, Cuarzo, Ferromagnesianos como Horblenda y Biotita). La zona está muy enriquecida por pedotúbulos, rastros de semillas fosilizadas, huellas de pequeñas colmenas fosilizadas y paleorelieves. Toda la secuencia está asociada con dinámicas fluviales de moderada energía, con un nivel base del río mayor que el actual, muy homogéneo en las condiciones de energía. Se observa que en el proceso de construcción de la terraza, hubo afectaciones periódicas por procesos erosivos que fragmentaron el paisaje y posteriormente fue nuevamente inundado el territorio, hasta llegar a los niveles actuales de la planicie, donde se encuentra el casco urbano.

Terrazas orgánicas. Sobre el río Amazonas hay una serie de terrazas aluviales localizadas entre la base naval y la hacienda de Olga Vergara, que han permitido establecer el ciclo de generación de materiales cuaternarios más recientes que los de la terraza de Leticia. Estas terrazas en su interior han permitido la acumulación de restos de materia orgánica y niveles de turba que han facilitado su datación, alrededor de 8800 a 10000 AP., aproximadamente. El levantamiento estratigráfico de 2 m se ubicó en las coordenadas 4º 8'20.04"S / 69º59'9.60"O. La secuencia está compuesta por niveles de arenas limosas medias a finas, niveles de limo y niveles puntuales de arcillas Es común encontrar niveles de materia orgánica y de turba; se reconocen al interior estructuras de laminación paralela, contactos tajantes, partículas de carbón y niveles con concentración de hierro.

Estratigrafía. La columna estratigráfica de las terrazas orgánicas se inicia con una base de arenas limosas de tamaño medio similares a las arenas actuales que transporta el río Amazonas. Estas arenas se observan entre 1.22 – 2.00, con laminación y materia orgánica dispuesta paralelamente a la estratificación, hay fragmentos de troncos de madera muy transformados a 1.70 m y moteo de carbón en toda la capa, especialmente concentrado hacia la parte basal (Figura 10). Sobre estas arenas aluviales se deposita un paquete de 1 cm de espesor de materia orgánica mezclada con arena. Entre 1.16 – 1.21 m hay arenas limosas con laminación y materia orgánica dispuesta paralelamente a la estratificación. Sobre estos materiales, se depositó un nivel de 6 cm de turba con numerosos restos vegetales, lo cual indica que estos sistemas se comportaron periódicamente como zonas inundables aisladas del abatimiento de la dinámica fluvial. Se permitía así la concentración de materia orgánica, acción similar a lo que sucede en las terrazas de ¨neoformación¨ en las zonas inundables actuales como en la terraza la Milagrosa (Figura 10).

Posterior a la depositación de los materiales orgánicos aparecen nuevamente los pulsos del río con cargas de arena fina con carbón retrabajado de la Formación Solimões (1.00-1.10 mts) en el inicio de una secuencia gradada positivamente. Prosigue la secuencia con limos entre 0.93- 1.00 m (a 1.09 m. debido a la irregularidad en el grosor de la capa) y termina en nivel de arcillas orgánicas entre 0.66 – 0.93 m. Estas arcillas tienen niveles de arenas blancas y están moteadas completamente por materia orgánica, hay un ligero bandeo horizontal de capas claras y oscuras. Entre 0.00 y 0.64 m hacia el techo de la terraza hay una última secuencia gradada positivamente que se inicia con arenas finas cuarzosas en cintas de grosor irregular, prosigue con arcilla orgánica con laminación paralela e intercalaciones milimétricas de capas orgánicas y arcillosas que varían de negras a grises hasta el techo.

Lagos - pantanos asociados con cananguchales en la terraza de Leticia. Hay unidades paisajísticas que se han asociado con la erosión diferencial de la terraza de Leticia. Esta erosión facilitó que se generaran depresiones con dimensiones que oscilan entre 200 a 300 m, de diámetro promedio, que lentamente se van expandiendo y facilitan que las ciénagas comiencen a establecerse en estas zonas deprimidas, donde dominan especialmente en su periferia, los cananguchales (palmares con Mauritia flexuosa). Los humedales se presentan en toda la terraza, de manera aleatoria, al parecer después de ser generados, se inicia un proceso de sedimentación interna, donde dominan los sedimentos arcillosos (Figura 11). Uno de los humedales mejor preservados se observa en un territorio denominado reserva Cananguchal, en las coordenadas 4º 5'47.01" S / 69º58'44.23" O (se localiza en el km 15 ½ vía Leticia a Tarapacá.), donde se recuperó una perforación de 1.50 metros.


Estratigrafía. La secuencia estratigráfica reconocida comienza con un basamento de arenas de la terraza de Leticia con un espesor de 0.17 m, donde se observan niveles de materia orgánica. Sobre estas arenas comienza una sedimentación entre 0.89- 1.47 m de arcillas blancas con tonalidades verdes azules con materia orgánica y lentes de arena fina blanca, que indica un sistema de inundación permanente que genera "gleización" de los materiales. Entre 0.74-0.89 al parecer se incrementaron las corrientes de los flujos en los humedales ya que aparecen estratos finos inclinados en la estratificación. Así mismo se nota que en los sistemas se empiezan a manifestar corrientes y se marca una erosión de la terraza de Leticia en zonas alrededor de los humedales ya que comienza una intensa sedimentación de arenas en un paquete de 74 cm. Estos sistemas son relativamente jóvenes ya que no exceden los 700 años A.P. extrapolando la edad a la base de las secuencia como se pudo comprobar con la datación de C14 en materia orgánica en el refugio 530 +/- 40 a la profundidad de un metro, con una tasa de sedimentación media de alrededor de 0.18 cm/año (Figura 11).

Drenajes retrabajados en la terraza de Leticia. Sobre la terraza de Leticia existen drenajes que la disectan. No están asociados con un patrón en particular, pero entre las características más peculiares figura que sobre estos drenajes continuamente retrabajados y profundizados, de manera alternada con los niveles arenosos se han depositado grandes acumulaciones de materia orgánica. Pueden ser de edad entre 12000 y 14000 años en la base de las secuencias, como se pudo comprobar con la datación de 8640 +/- 60 años A.P., sobre madera turbificada, realizada a 2.01 m en el sector de San Antonio (vía Tarapacá). Es común encontrar en estos ambientes, diversas fases sucesionales de los cananguchales (palmares dominados por Muritia flexuosa). Al parecer en épocas de mayor caudal estas zonas se inundan al no tener gran capacidad de flujo debido al efecto dique del río Amazonas y en época de máxima sequia son zonas con moderada humedad. Posiblemente su establecimiento se relacione con condiciones de mal drenaje (Anexo 1).


La llanura de inundación actual (T0 y T1) en las zonas de Leticia. La oscilación de 12 m en el nivel de aguas del río Amazonas ocasiona una expansión horizontal de la lámina de agua con su carga en suspensión cercana a 10 kilómetros y el fenómeno se refleja en una subdivisión de la llanura inundable en dos partes distintas; T0 comprende las geoformas internas de los canales (islas y barras laterales) y la llanura adyacente, donde son notorios los extensos complejos de cordones arenosos lineales y sus depresiones pantanosas o lagunas asociadas. Estos complejos tienen relieves con desniveles de 5 hasta 10 m. T1 es una llanura más antigua y madura donde los complejos de cordones (scroll bars) y depresiones tienen una expresión atenuada de las diferencias de relieve por relleno de las partes bajas y erosión de los cordones (Figura 3).

Los paisajes fluviales son remanentes del pasado y permiten descifrar la evolución de las cuencas y sus climas asociados. A primera vista es claro que la actual llanura inundable del río Amazonas presenta dos subsistemas lateralmente conectados, pero cuyas proporciones y configuraciones relativas varían a lo largo de su recorrido. Se reconocen los subsistemas de canales principales y el subsistema de las áreas de "scroll bars" caracterizada por crestas (ridges) y depresiones (swales).

Subsistema de canales principales: Son múltiples y están separados por islas pequeñas. Con base en la clasificación de Latrubesse & Franzinelli (2002), se diferencian en el territorio los siguientes elementos morfológicos:

·  Planicie de inundación, dominada por canal (Channel-dominated floodplain). Mosaico complejo de lagos y depósitos lacustres, canales de planicie de inundación, barras en acreción lateral y depósitos de inundación (Mertes et al., 1996).

·  Canales. Drenajes actuales de los sistemas fluviales. Aguas con sedimentos en suspensión.

·  Barras arenosas de canal (Channel sand bars). Barras de arena en medio de los canales. Son típicas en el canal principal, en muchos casos los bancos de arena se han formado en asociación con otras barras e islas que son visibles en el punto de máximo flujo.

·  Planície de inundacion de barras en creciente (Scroll bar floodplain) o barras en acreción. Una planicie de inundación dominada por canales y caracterizada por la morfología de barras en acreción, principalmente generadas por migración lateral de canales secundarios como paranás.

·  Diques marginales (Levees). Altura de complejos típicos de diques marginales varían entre 1 a 10 m por encima del nivel de las aguas. Tienen intercalación de arenas y depósitos finos.

·  Islas de canal (Channel islands). Formadas por depósitos de barras de arena

·  Áreas de meandros abandonados (Abandoned meander belts). Son tramos de los canales del rio, generalmente curvos que son sellados y abandonados, con lo cual se generan cierres del canal central y migración del canal a un área nueva.

·  Planicie de inundación confinada (Impeded floodplain). Se caracteriza por numerosos lagos con formas redondeadas o irregulares en una superficie muy plana. Esta unidad es inundada temporalmente en la época de mayor caudal. En nuestro caso particular, es la situación de los sistemas de Yahuarcaca y Zapatero que se localizan en una superficie de similar origen y geomorfología.

·  Planicie dominada por depósitos antiguos de barras en acreción (older scroll-dominated plain). Terrazas bajas principalmente constituidas por limos y arcillas. La morfología de barras en crecimiento bien desarrolladas.

Subsistema de cordones fluviales (scroll) y depresiones lineales (swales): Se ubican lateralmente y se disponen de manera alternada. El sistema de canales principales está activo durante todo el ciclo fluvial, pero la llanura acordonada participa solamente del ciclo durante las aguas altas. Una particularidad adicional, es que su aislamiento genera una serie de canales que se inundan y generan lagunas en aguas bajas, mientras en aguas altas es zona de inundación. Los tributarios que entran a la planicie aluvial del río Amazonas, dependiendo de su tamaño pueden modificar sensiblemente la conformación de la llanura local. Desde los estudios de Mertes et al. (1999) se reconoce que los complejos de cordones forman al menos dos patrones principales, uno muy nítido y otro borroso (blurred scroll complexes). Asociados a los subsistemas de cordones y depresiones se encuentran los "sistemas lacustres de la planicie inundable" que se desarrollan entre las crestas (partes superiores) de barras de las arenas producto de la dinámica fluvial del río Amazonas en su permanente migración. Los sistemas de ciénagas son parte de la llanura de inundación, al igual que los sistemas de ciénagas de Yahuarcaca y Zapatero en Leticia. Es claro que estos sistemas debido a la accion del río Amazonas han quedado aislados y protegidos por terrazas limo arcillosas orgánicas de "neoformación" que permanecen al nivel o bajo el nivel del río y sólo afloran en los niveles mas bajos. Llamaremos terraza de la Milagrosa a una unidad de terrazas incipientes que aísla y protege los sistemas lacustres de Yahuarcaca y Zapatero de las intensas dinámicas del río Amazonas.

·  Cordones fluviales (Scroll). Son las mismas barras crecientes, pero afectadas por las dinámicas de la planicie inundable en aguas altas.

·  Depresiones lineales (Swales). Depresiones entre las barras de acreción, también inundadas en aguas altas.

·  Sistemas lacustres de la planicie inundable. Sistemas de lagos que se asocian con planicies de inundación confinadas y que afloran en aguas bajas, pero que en aguas altas quedan completamente sumergidas y hacen parte del canal principal (los sistemas de Yahuarcaca y Zapatero se vinculan a este tipo de sistemas lacustres).

·  Lagos de restinga. Antiguas bahías fluviales aisladas del río principal por procesos de colmatación de tipo restinga (Nascimiento et al., 1976).

·  Lago de presa. Generados por cierres parciales del sistema hidrológico.

·  Lago de dique. También puede ser considerada dentro de esta clasificación los lagos de Yahuarcaca y Zapatero. Áreas donde se presentan procesos de colmatación y conserva un lago entre dos diques aluviales (Nascimiento et al., 1976).

·  Lago de dique. Lagos alargados, estrechos y arqueados que se presentan en depresiones, tienen forma interdigitada como resultado de la topografía de crestas y depresiones entre las acreciones arenosas (Latrubesse & Franzinelli, 2002).

·  Canal de planicie de inundación. Canal de un orden de magnitud menor de descarga que en el canal principal y típicamente no activo durante los periodos de aguas bajas (Mertes et al., 1996).

·  Terrazas de neoformación. Se inundan en la época de máximo caudal y afloran en épocas de aguas bajas, podrían asociarse con las planicies por depósitos antiguos de barras en acreción, sólo que estos son muy recientes, mientras los depósitos antiguos se consideran de edad Pleistocénica. Tienen la finalidad de aislar y proteger a los sistemas lacustres de la planicie inundable de la erosión remontante del río Amazonas.

Lagos actuales de la Amazonia. Los lagos se clasifican en función de las características geomorfológicas desarrolladas debido a los procesos fluviales en ambientes inundables. Los lagos más grandes, son en realidad valles fluviales o llanuras de inundación (Latrubesse, 2012). Latrubesse (2012), diferencia cuatro principales categorías de lagos que incluyen:

(a) Lagos desarrollados en los terrenos más antiguos sin relación directa con los sistemas fluviales actuales.

(b) Lagos desarrollados en los valles fluviales y sobre sedimentos cuaternarios, pero no directamente relacionado con relieves fluviales que a su vez comprenden.

·     Lagos relacionados con el cambiante canal lateral.

·     Lagos generados por accidentes geográficos, construidos por procesos de acreción vertical en el canal principal y por las inundaciones en la llanura de inundación (como es el caso del sistema Yahuarcaca-Zapatero)

(c) Lagos generados por procesos fluviales.

(d) Una variedad de humedales (y no muy típicos) "lagos"

Los sistemas lacustres de la planicie inundable: Zapatero y Yahuarcaca. Sobre la margen derecha del río Amazonas, entre el municipio de Leticia y la zona denominada la Milagrosa (Figura 12, figura 13, figura 14, figura 15 y figura 16), se extiende una planicie inundable en forma de cuña con eje Sureste Noroeste de azimut estimada de 340 grados.






El sistema se ha construido debido a la acreción de barras de arena que en una primera etapa generaron el complejo lacustre de Zapatero completamente colmatado; posteriormente se presentó una nueva acreción de barras de arena que generó el complejo lacustre de Yahuarcaca. Son lagos de diques en amplias zonas de depresiones, entre las crestas de arena. Al parecer, las dinámicas del río Amazonas han generado de manera continua procesos de acreción lateral de barras de arena que gracias a las aguas altas y bajas, causaron la erosión interna de estos sistemas y depresiones en las cuales se generan ciénagas. En las zonas de barras al Sur-Oeste de Leticia, se originaron depresiones y se retrabajaron las crestas de arena, con lo cual se formó una depresión donde aparecen los sistemas de "neoformación" del complejo de Yahuarcaca que tiene contornos irregulares pero está controlado por las barras crecientes y las depresiones en arena (scroll y swales). Es importante recordar que el complejo está aislado del canal del río debido a terrazas de "neo formación". Estas terrazas de "neo formación" se originaron sobre inmensos bancos de arena fluvial, lavada, grisácea como basamento de todo el sistema que se reconoce en el área de la Milagrosa. La terraza se sitúa por debajo del nivel del río y solamente en las aguas bajas afloran los canales que se asocian con la depresión entre las barras de arena. Estos sistemas de ciénagas solamente reciben agua en las temporadas bajas a través de los canales que provienen del río Amazonas en sequias máximas, estos canales quedan completamente desecados ya que no entra agua al sistema y quedan completamente aislados. En epocas de aguas altas no se pueden observar los canales ya que quedan sumergidos bajo la película de agua del río Amazonas.

Complejo de Zapatero. Es un sistema de ciénagas que se disponen al Norte de de la ciénaga de Yahuarcaca, en la planicie de inundación con barras de arena crecientes perfectamente definidas. Se obtuvo una perforación de 2 metros de sedimentos en las coordenadas 4º10'25.69"S / 69º57'48.23"O. La secuencia es un paquete gradado positivamente desde su base, pasa de arenas a limos y arcillas hacia el techo de la secuencia. La columna estratigráfica está dominada en la parte basal por arenas medias grises oscuras, micáceas, muy gradadas positivamente; son arenas recientes asociadas a las dinámicas actuales del río. Este paquete se halla desde 1,71 m hasta el techo de la perforación. En el intervalo de 1,18 a 1,71 m se depositan niveles de limos con ligera gradación y muy limitados en materia orgánica. Ya hacia el techo de la secuencia desde las base hasta 1,18 m dominan las arcillas grises, pero hacia la base hay una ligera fracción limosa; el paquete muestra gradación positiva de las capas y es muy pobre en materia orgánica. El complejo lacustre fue datado en dos puntos de la secuencia dando una edad a la profundidad de 60-70 (101 +/- 0,5 años AP) y a la profundidad de 120- 130 (240 +/- 40 años AP) con unas tasas se sedimentación que oscilan entre 0.5 cm/año a 0.64 cm/año (Figuras 12, 14 y 16).

Complejo de Yahuarcaca. Se localiza al Sur del complejo de Zapatero, se asocia con áreas de la planicie de inundación y en particular con barras crecientes de arena retrabajadas y desgastadas diferencialmente. La perforación que se recuperó en las coordenadas 4º11'28.03"S / 69º57'20.93"O" fue de 3.5 m. Presenta cuatro zonas de gradación positiva de arenas basales y limos superiores, que se reconocen así: 0,00 – 0.81 m ( 0,21 m de grosor), 0,81 - 1.22 m ( 0,41 m de grosor), 1,22 – 1.70 m ( 0,48 m de grosor), 1.70 – 4.53 m ( 2.83 m de grosor).

En cada uno de los paquetes sedimentarios dominan los limos, mientras eventos de arena tienen reducido grosor y por ende son de escasa duración en las etapas de generación de la secuencia sedimentaria. Las secuencias estratigráficas se inician en el lecho del río, sobre sustratos arenosos como se observa en La Milagrosa (Figura 14, 15 y 16) que es contemporánea con la "neoformación" de la terraza que lleva su nombre y muestra los primeros estadios de formación del sistemas Yahuarcaca – Zapatero.

El primer paquete gradado de arenas a limos aparece entre 1.70 y 4.53 m. Los tres centímetros inferiores corresponden a la parte basal de arena. Sobre el material se deposita un grueso paquete de limos que varía desde arcillosos a limos gruesos, con baja proporciones de materia orgánica. En general son de color gris oscuro a pardo. Un segundo paquete gradado de arena a limos se presenta entre 1,22 – 1.70 m ( 0,48 m de grosor). Se inicia con una capa de arenas de 9 cm de grosor, media limosa, con materia orgánica retrabajada, presencia de limos con laminación y fragmentos de macrorestos de hasta 0.5 cm. Sobre estas arenas aparece nuevamente un grueso paquete de limos de 39 cm con ligeras fracciones arcillosas y escasa representación de materia orgánica de color gris. Se reconoce un tercer paquete gradado de arenas a limos entre 0,81 - 1.22 m ( 0,41 m de grosor) en el cual las capas de arenas tienen hasta 32 cm de grosor. Estas arenas finas-medias a veces con fracción limosa, tienen filosilicatos con escasa o nula presencia de materia orgánica. Sobre estas arenas, se sedimenta un paquete de limos de 8 cm de grosor, que presentan fracción arcillosa, con laminación paralela, materia orgánica y macrorestos de dimensiones no superior a los 4 mm. Un último paquete gradado se halla entre 0,00 – 0,81 m ( 0,21 m de grosor), la parte inferior es de 5 cm de arenas finas laminadas con limos, con macrorestos de dimensiones superiores a 2 mm y filosilicatos. Sobre estas arenas se depositan 0,76 m de limos y lodos grises con laminación, algunos orgánicos, pero con escasa materia orgánica. El complejo Yahuarcaca se dató a la profundidad de 1,91 a 1,92 desde su techo, que es la parte basal del sistema de ciénagas en aguas altas, dando una edad promedia de 150 +/- 40 años AP y una tasa media de depositación de hasta 1,2 cm/año, que muestra la rápida y reciente formación de estos sistemas (Figura 13, 14 y 16).

La Milagrosa. En épocas de aguas bajas del río Amazonas emerge un sistema de terrazas de neoformación, que se localizan entre el sistema actual del canal del río y el sistema de la planicie de inundación confinada, son muy orgánicas y muy recientes. La Milagrosa es una terraza de cierre de neoformación, que aísla el sistema lacustre de Yahuarcaca-Zapatero y evitan la erosión de los sistemas lacustres al generar una barrera de defensa y protección del sistema de Yahuaraca. Las terrazas de "neoformación" son potentes en espesor, con alrededor de 3,50 metros y se han desarrollado bajo la dinámica de aguas bajas y altas y el estancamiento de las aguas del río Amazonas, por lo que son de estratigrafía muy compleja. La estratigrafía de la terraza ubicada en las coordenadas 4º10'32.34"S / 69º58'35.66"O en el sector de la Milagrosa, muestra una secuencia de 5.58 m de espesor y se ubica en una de las depresiones de las barras de arenas que son las canales de alimentación del sistema de lagos. Se inicia sobre paquetes de arena entre de 4.83 y 5.13 metros. Estas arenas son parte de los cordones arenosos de fondo del rio, son de textura medias, color crema a café claro (Figura 14, 15 y 16) y al parecer después de estas arenas de fondo, el sistema fue aislado, con lo cual se permitió la depositación de paquetes de niveles arcillosos entre 4.46 y 4.96 metros de profundidad.

Las arcillas son de color café con bandas claramente definidas con contactos tajantes y grosor de capas que van de milímetro a centímetro perfectamente definidas, de color grisáceo a café claro, presenta mineral diagenético de textura terrosa y color azul muy intenso inferior al 2% (vivianita) en lentes de 1 a 4 mm de diámetro, concentrada en los niveles de turba. La depositación de "vivianita" (fosfato de hierro hidratado) se vincula con depósitos sedimentarios asociados con huesos, madera en descomposición y otros residuos orgánicos en condiciones reductoras y sistemas estables. Los minerales tienen un alto porcentaje de ión férrico procedente de la oxidación del ión ferroso, responsable del intenso color azul del mineral. También asociada a estas depositaciones de paquetes arcillosos, es muy común observar niveles con bandas continuas de materia orgánica y niveles turbosos, a las profundidades de 4.45 a 4.46 m, 4.40 a 4.41 m, 4.35 a 4.36 m, 4.27 a 4.28 m, 4.22 a 4.24 m, 4.05 a 4.10 m y 3.71 a 3.76 m. Varios de estos niveles se asocian con las épocas de sequía registradas a nivel global alrededor de los años 1820,1830 y 1850 (Bethell et al., 1991), mientras que un evento se asocia a un máximo de descenso de temperatura hacia 1840

En los intervalos 3.53 m a 3.66 m y 3.41m a 3.47 m de profundidad, aparecen secuencias ligeramente más gruesas de limo café con laminación paralela, que indican que el río Amazonas afectó de manera sutil nuevamente estos territorios aislados de depositación de materiales arcillosos. Son paquetes de poca potencia y siguen siendo lodos que se precipitaron en el sistema. Es importante recordar que estos periodos de secuencias arcillosas – limosas siguen una secuencia y afectaron toda la columna estratigráfica de la Milagrosa al menos hasta el nivel entre 2.95 m y 3.06 m, donde se encuentran paquetes de arenas limosas de color café con laminación paralela. Este último paquete de arenas, se relaciona con los mayores pulsos energéticos en los sistemas lacustres que generaron una acreción bastante marcada en estas secuencias sedimentarias de las terrazas de "neoformación" (Figura 14). A partir de 2.76 m, son frecuentes los materiales de texturas limosas y arenosas, hay niveles de arcillas que presentan ocasionalmente materia orgánica, que sirven como guía en la secuencia. Los limos presentan colores pardos a cafés y las arenas medias a finas son de color gris con laminación paralela.

Las incursiones del río Amazonas en el sistema y su aislamiento facilitan la sedimentación de lodos y de materia orgánica, que presenta la ritmicidad por la intercalación de niveles de arcilla, limo, arena con gradación positiva. La periodicidad se relaciona con eventos de máximos y mínimos de caudal en el sistema. Cronoestratigraficamente la secuencia ha sido datada a diferentes profundidades; a la profundidad de 4.43 m la edad estimada es de 100 +/- 40 AP., a 3.76 m una edad estimada de 130.4 +/- 0.7 pMC; a una profundidad de 2.53 m una edad estimada de 131.5 +/- 0.5 pMC y a 1.63 m una edad estimadas de 114.5 +/- 0.6 pMC. Las dataciones ilustran el origen reciente de estas unidades y la intensa dinámica fluvial del río Amazonas en este territorio. De todos los sistemas lacustres examinados, Zapatero es el más antiguo, mientras Yahuarcaca es el más reciente y contemporáneo con la construcción del sistema de la Milagrosa. Toda la unidad realmente es muy reciente, no excede los 200 años de antigüedad.

DISCUSIÓN

Durante el Plioceno, el suroeste de la Amazonia brasileña dejó de ser una cuenca sedimentaria eficaz y pasó a convertirse en una zona de erosión que contribuyó con una alta carga de sedimentos al sistema fluvial del Amazonas. El sistema fluvial del Amazonas se integró regionalmente -con bastante probabilidad- en el Plioceno Temprano, cuando adquirió su aspecto actual y comenzó el drenaje de agua y transporte de sedimentos a gran escala hacia el Océano Atlántico. Las condiciones fueron de dinámica neotectónica compresiva que condicionó el desarrollo de los cinturones fluviales, particularmente en el suroeste de la Amazonía brasileña. La situación se reflejó en el aumento del ancho y en la cantidad de canales formados, fenómenos que evidencian los cambios regionales en bloques subsidentes durante el Pleistoceno tardío y probablemente durante parte del Holoceno (Latrubesse 2003, Latrubesse & Francinelli 2002, Latrubesse et al. 2010).

La geomorfología del trapecio amazónico está dominada por paisajes colinados que se han asociado con remanentes de penillanuras sobre sedimentos Terciarios. Es el resultado de diversos procesos de incisión del río Amazonas durante las etapas finales del Neogeno y durante el Cuaternario. Aunque no las delimitó, Botero (1996) ya había mencionado la existencia de penillanuras y frentes de erosión. En este estudio se identificaron dos grandes remanentes de penillanuras: Pureté y Cabimas (Pc). También se reconocieron pequeños remanentes de penillanuras ligeramente degradadas en el territorio dispuestas de manera escalonada (Botero, 1996; Girard et al., 2002). La cronología de estos eventos es aún materia de investigación, razón por la cual no se alude de manera clara a las etapas de formación. En síntesis se evidencian tres niveles de base que se asocian al origen de la Formación Jericó, Iça y al actual nivel de denudación del río Amazonas. Adicionalmente se postulan dos niveles más altos, ligados a la formación de los frentes de erosión y a la generación de las penillanuras Purete y Cabimas.

En los procesos de denudación del río Amazonas y su evolución, se reconoció la existencia de paleodrenajes. En el territorio colombiano se reconoce un paleocanal afín al río Amazonas moderno, presenta 60 km de ancho y en su interior se reconocen tres eventos de excavación separados en el tiempo. El análisis geomorfológico puso de manifiesto que el primero eliminó unos 60 m de la Formación Solimões y sobre el piso de este primer paleocanal, se depositaron los estratos basales de la Formación Jericó. Un segundo pulso se anidó, en el piso del primero y eliminó aproximadamente 20 m más de la Formación Solimões y permitió la depositación de los primeros estratos de la Formación Iça. El último evento, creó el piso sobre el cual discurren los canales del río Amazonas moderno y permitió la depositación de los sedimentos de la terraza de Leticia-Tabatinga y de las llanuras actuales. Los tres niveles de excavación del Paleo río Amazonas son niveles ¨base¨ de erosión, que permitieron la formación de los tres frentes de erosión detectados en los paisajes de la Amazonía y sus relictos de penillanuras.

En las formaciones del Cuaternario de la planicie aluvial del río Amazonas se incluyen a las terrazas no afectadas por el ciclo anual del río y a las unidades localizadas al interior de la llanura inundable actual del Amazonas. Entre las unidades geomorfológicas de la Amazonía colombiana se han reconocido dos grandes grupos: las terrazas no afectadas por el ciclo anual del río y las unidades de la llanura inundable actual. En la primera se reconoce a la terraza Leticia-Tabatinga, las terrazas orgánicas, las lagunas asociados con cananguchales en la terraza de Leticia y los drenajes retrabajados de la terraza de Leticia. En la segunda, se incluyen a los sistemas lacustres de la planicie inundable y a todos los elementos comunes a una llanura de inundación. En la Amazonía colombiana se han reconocido al menos dos niveles de terrazas y un nivel de terrazas de "neoformación". Un primer nivel, es la terraza de Leticia-Tabatinga, plana, donde aflora la Formación Iça. La terraza está dominada por sedimentos blanquecinos. Aunque la edad de la Formación Iça es Plio-Pleistocénica, las condiciones de depositación de los sistemas modernos entre el Pleistoceno tardío-Holoceno son muy diferentes y se formaron probablemente bajo condiciones climáticas relativamente secas con respecto a las actuales como por ejemplo durante el Pleniglacial medio. A este respecto Iriondo & Latrubesse (1994) y Latrubesse (1994) sugirieron un ambiente de clima seco en la Amazonia Central, con vegetación de sabanas y clima estacional con precipitación entre 850 a 1000 mm y un sistema de circulación muy similar a los actuales, con patrón bimodal de lluvias, con sistemas atmosféricos regionales muy débiles. Latrubesse (2000) mencionó que la aridez alcanzó su punto culminante durante el Pleniglacial tardío, alrededor de 24000 años AP., hacia el Pleniglacial medio, altas precipitaciones afectaron los territorios Andinos y se presentó un cambio continuo hacia condiciones secas en las tierras bajas; los vientos alisios fueron más intensos y secos que en las condiciones actuales a partir de 14000 años A.P. Latrubesse & Nelson (2001) en la unidad superior de la Formación Boa Vista reconocen unidades de paisaje de dunas, que asocian al último período seco del Pleistoceno y a otro en el Holoceno. Latrubesse (2002) reconoció cambios significativos durante el Pleistoceno Tardío en los sistemas paleohidrológicos que evidencian aridez en la zona, la sustitución del bosque por la sabana y el proceso de avulsión en los ríos.

Durante el tardiglacial (14-10 ka) Latrubesse & Franzinelli (2005) plantean que en el río Negro hubo abundante carga en suspensión como respuesta a cambios climáticos asociados con deglaciación, dado que aproximadamente desde 14 ka, el río se comporta como un sistema progradacional, llenando las cuencas tectónicas como trampas de sedimentos. Este comportamiento ilustra las respuestas de los ríos a profundos cambios en el nivel base en el Cuaternario tardío, aunque ya en el Holoceno se alcanzaron condiciones de equilibrio.

Latrubesse y Rancy (1996) en el suroeste de la Amazonía (río Jurui), reconocieron una etapa de sedimentación en el Pleistoceno tardío que asociaron con un clima árido en la zona, probablemente durante el Pleniglacial medio de la última glaciación; también reconocieron otra fase de sedimentación de edad Holocénica asociada a sedimentos finos en depósitos de acreción lateral y abundantes restos de troncos y hojas en los sedimentos, indicios de que la selva estaba presente en la zona durante el Holoceno. Ya en este momento el río tenía un serpenteo de su red de drenaje. Latrubesse (2000) reconoció que la sedimentación en los cinturones aluviales estuvo influenciad por la deglaciación, es probable que esta fase de sedimentación culminara con la transgresión marina del Holoceno medio. Iriondo & Latrubesse (1994) habían expuesto que un cambio en la dinámica regional de segundo orden era necesario para que se presentara una fase de clima seco en los territorios amazónicos.

Las terrazas denominadas orgánicas son de un ciclo de generación más reciente de materiales Cuaternarios que los de la terraza de Leticia, tienen alrededor de 8800 a 10000 AP., aproximadamente y están compuestas por niveles de arenas limosas medias a finas, algunos niveles de limo y niveles puntuales de arcillas. Al interior de la terraza de Leticia existen humedales asociados con cananguchales (palmares de Mauritia flexuosa) sobre la terraza de Leticia y cuya formación se vincula con la erosión diferencial de la terraza de Leticia, erosión que generó depresiones de 200 a 300 m de diámetro que se expandieron y facilitaron el establecimiento de lagunas. Estos sistemas son recientes, con edad de 530 +/- 40 A.P. A la profundidad de 1.00 mts. se dataron además los drenajes retrabajados en la terraza de Leticia que disectan la llanura y que no están asociados con un patrón en particular, pero lo más interesante es que sobre estas zonas, continuamente retrabajadas, se reconocen grandes acumulaciones de materia orgánica que se han depositado intercalados con niveles arenosos, y que llegan a tener una edad de hasta 12000 a 14000 años A.P. en la base de las secuencias como se pudo comprobar con la datación de 8640 +/- 60 años AP, realizadas en estos sistemas.

El otro nivel es la llanura inundable actual y comprende las geoformas internas a los canales (islas y barras laterales) y la llanura adyacente, donde figuran los extensos complejos de cordones arenosos lineales y sus depresiones pantanosas o lagunas asociadas. A primera vista, es claro que la llanura inundable actual del río Amazonas presenta dos subsistemas lateralmente conectados, el de los canales principales y el de los cordones fluviales (scroll) y depresiones lineales (swales). En los primeros se reconocen a la planicie de inundación dominada por canal (channel-dominated floodplain), canales, barras arenosas de canal (channel sand bars), planície de inundacion de barras crecientes (scroll bar floodplain), las barras en acreción (scrolls), diques marginales (levees), islas de canal (channel islands), áreas de meandros abandonados (abandoned meander belts), la planicie de inundación confinada (impeded floodplain) y la planicie dominada por depósitos antiguos de barras en acreción (older scroll-dominated plain). En el segundo subsistema, se incluyen a los cordones fluviales (scroll), las depresiones lineales (swales), los sistemas lacustres de la planicie inundable, lagos de restinga, lago de presa, lago de dique (ciénagas de Yahuarcaca y Zapatero), canal de planicie de inundación y a las terrazas de "neoformación".

En el sistema lacustre de la planicie inundable, figuran los complejos de Zapatero y Yahuarcaca en la margen derecha del río Amazonas entre el municipio de Leticia y la zona denominada la Milagrosa. Son lagos de diques en amplias zonas de depresiones, entre las crestas de arena. Al parecer, las dinámicas del río Amazonas, las depresiones de la zona Sur y las crestas de arena fueron retrabajadas y se generó una depresión donde aparecen los sistemas de "neoformación" del complejo Yahuarcaca que tiene contornos irregulares pero están controlados por las barras y depresiones de cordones (scrolls y swales) de arena. Estos complejos lacustres están protegidos por terrazas de "neoformación" que permanecen generalmente sumergidas en las aguas altas; solamente los canales que se asocian con las depresiones entre las barras de arena afloran, como lo es el caso de la terraza la Milagrosa, que en su parte superior presenta una serie de canales a través de los cuales se alimenta el sistema lacustre.

El complejo lacustre de Zapatero fue datado en dos puntos de la secuencia dando una edad a la profundidad de 60- 70 cm (101 +/- 0,5 años AP) y a la profundidad de 120- 130 cm (240 +/- 40 años AP) con unas tasas se sedimentación que oscilan entre 0.5 cm/año a 0.64 cm/año. El complejo de Yahuarcaca se dató a la profundidad de 191 a 192 cm dando una edad promedia de 150 +/- 40 años AP y una tasa media de depositación de hasta 1,2 cm/año. La terraza de cierre Milagrosa fue datada, a diferentes profundidades. A la profundidad de 4.43 m de edad estimada de 100 +/- 40 A.P., a 3.76 m una edad estimada de 130.4 +/- 0.7 pMC. A una profundidad de 2.53 m una edad estimada de 131.5 +/- 0.5 pMC y a 1.63 m una edad estimadas de 114.5 +/- 0.6 pMC. Las fechas obtenidas muestran el origen reciente de estos complejos y la intensa dinámica fluvial del río Amazonas en este territorio. Zapatero es el complejo más antiguo, mientras Yahuarcaca es el más reciente y contemporáneo con la construcción del sistema de la Milagrosa. Toda la unidad realmente es muy reciente, no excede los 200 años de antigüedad.

La estratigrafía se resume así: la Formación Solimões, que es la más extendida en el territorio de la Amazonia colombiana, sus afloramientos superficiales se estiman de edad Mio-Pliocénica. Sobre esta formación evolucionaron varios niveles de penillanuras, las de más relevancia en el paisaje son Purete y Cabimas. Estas penillanuras son evidencias de las dinámicas del río Amazonas y su red de drenaje en el territorio. Discordantemente se dispone la Formación Jericó de edad estimada Plio-Pleistocènica con intensos procesos de iluviación y formación de Gibsitas, sólo se presenta en un pequeño cinturón al noroeste de Leticia en la vía a Tarapacà. A continuación e igualmente de manera discordantemente, descansa la Formación Içá, que se halla en un nivel de base muy inferior a las dinámicas actuales del río Amazonas en los territorios colombianos. Presenta estratos con retrabajamiento de los sedimentos de la Formación Jericó y se ha estimado de edad Plio-Pleistocénica. Por último (más reciente) en la estatigrafía, aparecen las formaciones recientes del río Amazonas, como la terraza de Leticia Tabatinga, de edad entre 11.000 - 12.000 años A.P. y directamente sobre la llanura de inundación del río Amazonas se generan terrazas orgánicas, con edades comprendidas entre 8000 y 10000 años A.P., algunas dispuestas de manera paralela al curso actual del río. Los drenajes provenientes de la terraza de Leticia-Tabatinga, que discurren al río Amazonas, dejan depósitos profundos, algunos con sutiles paquetes de turbas y maderas conservadas, edad entre 8000 y 9000 años A.P.

Estratigráficamente los últimos procesos (Figura 2; T0 y T1), generaron la depositación de todos los elementos de la llanura actual de inundación, así como todas las geoformas de los canales principales de cordones fluviales y de depresiones. Son de particular importancia los complejos Zapatero, Yahuarcaca y Milagrosa, donde se evidencia la evolución temporal de estos sistemas. Zapatero es el más interno en la serie de cordones arenosos con una edad de 240 años A.P., le sigue Yahuarcaca el sistema el más externo con una edad de 150 años A.P. Ambas están protegidas por una terraza de neoformación denominada la Milagrosa de edad estimada inferior a los 130 años A.P. Toda la unidad morfológica de los complejos lacustres no excede 300 a 400 años de antigüedad desde su origen, interpretación que demuestra lo frágil de estos sistemas ante la marcada transformación del paisaje que ejerce el río Amazonas en el territorio (Anexo 1G).

AGRADECIMIENTOS

A la vicerrectoría de Investigaciones de la Universidad Nacional de Colombia, a la Dirección de Investigación Sede Bogotá - DIB -, a la sede Amazonía de la Universidad Nacional de Colombia, al Instituto de Ciencias Naturales – ICN – y a la facultad de Ciencias de la Universidad Nacional de Colombia sede Bogotá por el apoyo para la realización de la investigación en el marco de la propuesta Valoración integral del flujo histórico y actual de carbono en el sistema de inundación Yahuarcaca (Amazonía colombiana): su importancia en el cambio climático global y al proyecto de investigación inventario de la biodiversidad de Colombia.

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