UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA
FACULTAD DE INGENIERÍA Escuela Académico Profesional de Ingeniería Geológica
Ensayo de Tesis profesional al 50%
EVALUACIÓN MORFODINÁMICA MORFODINÁMICA DE VERTIENTES EN LA LOCALIDAD DE ROSA MAYOPATA Y ALREDEDORES, SECTOR SAMANA CRUZ, CAJAMARCA-PERU. CAJAMARCA-PERU.
Presentado por: Bach. Jesús Carmona Ramos Asesor: Ing. Roberto Gonzáles Yana
Cajamarca, Octubre de 2016
RESUMEN ABSTRACT AB STRACT CAPITULO I. INTRODUCCION
CAPITULO II. MARCO TEORICO 2.1 2.1 Antecedentes Antecedentes teórico s de la investi gación 2.2 2.2 Bases teóri cas 2.2.1 GEOMORFO GEOMORFOLOGÍA LOGÍA FLUVIAL
Se conocen muchas definiciones de Geomorfología Fluvial y estimamos que una de las más completas es la propuesta por Richards, citado por Gutiérrez (2008), en la que considera como objetivo fundamental de la Geomorfología Fluvial la explicación de las relaciones entre procesos físicos del flujo en canales de lecho móvil, la mecánica del transporte de sedimentos forzado por el flujo y las formas de los canales aluviales creadas por el transporte de sedimentos. Un río es un cuerpo de agua que fluye en un canal. Las características del flujo del agua constituyen el dominio del ingeniero hidráulico, mientras que las dimensiones y el sistema de canales son problemas geomorfológicos (Chorley et al.; citado por Gutiérrez 2008). Un problema para los geomorfólogos es la determinación de las características del canal, ya que en la mayoría de los casos lo vemos cubierto parcialmente de agua. El más importante de todos los procesos geológicos que actúan en la superficie terrestre es el agua de escorrentía (Morisawa, citado por Gutiérrez 2008). Crea una gran parte del paisaje y forma llanuras de inundación en las que se construyen muchas de nuestras ciudades. La acción fluvial genera laderas abruptas, que al aumentar su inestabilidad dan origen a deslizamientos. 2.2.2 PROCESOS GEOLÓGICOS DE LA TIERRA
Los procesos geológicos de la tierra se dividen en externos e internos dependiendo del origen y mecanismos que los producen. Estos procesos inciden sobre la generación de sedimentos en la cuenca y en el cauce y de allí la importancia de su
RESUMEN ABSTRACT AB STRACT CAPITULO I. INTRODUCCION
CAPITULO II. MARCO TEORICO 2.1 2.1 Antecedentes Antecedentes teórico s de la investi gación 2.2 2.2 Bases teóri cas 2.2.1 GEOMORFO GEOMORFOLOGÍA LOGÍA FLUVIAL
Se conocen muchas definiciones de Geomorfología Fluvial y estimamos que una de las más completas es la propuesta por Richards, citado por Gutiérrez (2008), en la que considera como objetivo fundamental de la Geomorfología Fluvial la explicación de las relaciones entre procesos físicos del flujo en canales de lecho móvil, la mecánica del transporte de sedimentos forzado por el flujo y las formas de los canales aluviales creadas por el transporte de sedimentos. Un río es un cuerpo de agua que fluye en un canal. Las características del flujo del agua constituyen el dominio del ingeniero hidráulico, mientras que las dimensiones y el sistema de canales son problemas geomorfológicos (Chorley et al.; citado por Gutiérrez 2008). Un problema para los geomorfólogos es la determinación de las características del canal, ya que en la mayoría de los casos lo vemos cubierto parcialmente de agua. El más importante de todos los procesos geológicos que actúan en la superficie terrestre es el agua de escorrentía (Morisawa, citado por Gutiérrez 2008). Crea una gran parte del paisaje y forma llanuras de inundación en las que se construyen muchas de nuestras ciudades. La acción fluvial genera laderas abruptas, que al aumentar su inestabilidad dan origen a deslizamientos. 2.2.2 PROCESOS GEOLÓGICOS DE LA TIERRA
Los procesos geológicos de la tierra se dividen en externos e internos dependiendo del origen y mecanismos que los producen. Estos procesos inciden sobre la generación de sedimentos en la cuenca y en el cauce y de allí la importancia de su
consideración como un primer paso para entender los mecanismos de degradación, agradación o equilibrio en un sistema fluvial. 2.2. 2.2.2. 2.1 1 Procesos internos int ernos
La estructura interna de la Tierra está conformada por capas concéntricas, que de afuera hacia adentro, aumentan de temperatura y de densidad. Estas capas son la corteza terrestre, el manto y el núcleo. La corteza terrestre (la más delgada) es donde se realizan todas las actividades vivientes y es la que está en contacto con la atmósfera; su espesor está entre unos 15 km (corteza oceánica) a 60 km (corteza continental). Hacia el interior continúa el manto, que llega hasta los 2,900 km y en cuya parte superior, que es viscosa y de roca fundida, se originan importantes procesos de la dinámica interna de la Tierra. El núcleo, va desde los 2,900 km de profundad, hasta los 6,378 km (centro de la Tierra) y se tienen temperaturas del orden de los 6,000 °C y densidades del orden de 13.6 ton/m3 (compuestos de ferroNíquel), que son demasiado grandes comparadas con las de la superficie de la corteza que pueden ser en promedio, del orden de 1.0 a 2.9 ton/m3. El calor interno de la tierra proviene de la desintegración de elementos radiactivos y de la energía gravitacional (Memorias del…2003). En la parte superior del manto, se producen las llamadas corrientes de convexión térmica (ya que esta parte está compuesta de material rocoso fundido, roca fundida o magma), que produce la fragmentación de la corteza terrestre en enormes porciones a manera de rompecabezas, llamadas placas tectónicas que se mueven unas con respecto a otras (tanto convergentemente como divergentemente). Este fenómeno, es el llamado deriva continental o migración de los continentes, movimientos que producen enormes esfuerzos en la corteza terrestre, generan una alta sismicidad y deformaciones a gran escala sobre ella (tectonismo) como plegamiento de las rocas, fallamientos geológicos y formación de los sistemas cordilleranos. Tanto la generación de magmas (magmatismo), como el origen del fenómeno volcánico (vulcanismo) y la generación de gran parte de los sismos (sismicidad), están fuertemente relacionados con el manto y los límites de las placas tectónicas (Memorias del…2003). 2.2.2.2 Procesos externos
Este tipo de procesos están relacionados con la interacción de los materiales rocosos de la corteza terrestre, con los fenómenos hidro-meteorológicos, que conllevan al desgaste de dichos materiales y a su redistribución sobre la superficie terrestre. Entre estos procesos se encuentran todos aquellos que ejecutan los agentes que interactúan con los materiales superficiales, como el agua en todas sus ocurrencias, el viento, el clima y los que ejecutan los seres vivos, entre ellos el hombre. Estos agentes actúan sobre la superficie de la corteza, debilitándolos, alterándolos y generando los fenómenos erosivos y los movimientos en masa, que degradan los materiales rocosos, para luego formar otros tipos de rocas, las rocas sedimentarias. La dinámica de los procesos internos y externos, tiende a mantener un equilibrio entre las formas de la superficie terrestre, ya que mientras en unas partes, el terreno se hunde, en otras se levanta y mientras en otras partes las zonas son desprovistas de sedimentos, en otras, éstos se acumulan. Los procesos externos incluyen la meteorización (física y química), la erosión, el transporte y depositación de sedimentos y los fenómenos de remoción en masa (Memorias del…2003).
A. Er osión
La erosión es el proceso por el cual la superficie de la Tierra se desgasta por la acción de agentes externos como: agua, hielo, viento, variaciones térmicas, organismos vivos o el hombre. Este proceso incluye la meteorización, que no implica transporte de material. El ciclo de erosión está relacionado con todos los procesos que tienen que ver con la degradación de las rocas en la superficie terrestre, así como con el arranque, transporte y depositación de los sedimentos, que luego se convertirán en nuevas rocas sedimentarias. Por lo tanto, la erosión es definida como el ataque de los agentes externos (hidro-meteorológicos y de los seres vivos) a las rocas en superficie (Memorias del…2003). B. Transporte de sedimentos
Todos los materiales producidos mediante los procesos de meteorización de las rocas son arrancados o erosionados y transportados por los agentes erosivos, que actúan de diferentes maneras. Entre estos agentes se encuentra el pluvial, mediante el cual, las gotas de lluvia, arrancan material suelto del suelo; el eólico, cuyo medio
de transporte es el viento y sus formaciones más importantes son las dunas; el glaciar, con el arranque y transporte de sedimentos por medio de las masas de hielo y nieve que se acumulan en las altas latitudes y altitudes, y que al empujar los materiales produce unos depósitos llamados morrenas, las cuales también se forman a los lados de las lenguas glaciares o en el fondo de ellas y pueden ser descubiertas cuando el glaciar retrocede al derretirse, debido entre otros aspectos, al calentamiento global del ambiente. Otro agente es el marino, que aparte del transporte en solución, también moviliza y erosiona importantes cantidades de arena y rocas en las playas y los acantilados, formando barras litorales, bancos marinos y playas de marea. Las corrientes superficiales de agua, como los ríos y quebradas, o agente fluvial, es otra de las más importantes causas de erosión y transporte de materiales y genera gran variación en el paisaje, no sólo por la evolución de los valles y corrientes, sino también por la gran cantidad de sedimentos que movilizan de un lugar a otro y finalmente hacia el mar, que es su último destino y por la variedad de depósitos que se generan, como los aluviones, barras fluviales, abanicos fluviales, terrazas y deltas. De otro lado, las actividades de los seres vivos, principalmente el hombre, se convierte en otro agente erosivo y transportador de sedimentos, mediante la construcción de infraestructura y la ejecución de sus actividades de sustento, ya que mueve enormes cantidades de materiales rocosos y suelos, generando inestabilidad en unas regiones, por el arranque de materiales y acumulación en otros, produciendo algunas veces sobre cargas, pero también hay que reconocer que otras veces, el hombre, con estas obras, ha contribuido a la estabilización de otras zonas, evitando así efectos peligrosos de la erosión y movilización de sedimentos (Memorias del…2003). C. Sedimentación o depositación
El proceso general por el que se asienta el material producto de las rocas se llama sedimentación o depositación. Los factores que regulan la sedimentación son fáciles de visualizar. Para tener cualquier depósito, necesariamente debe haber algo que depositar, lo que quiere decir que debe existir una fuente de sedimentos. Se necesita también algún medio para transportar este sedimento y finalmente, debe disponerse de algún lugar y algún proceso para el depósito del material sedimentario (Memorias del…2003).
El material detrítico (material formado por fragmentos de rocas y de minerales, que conforman los guijarros, arenas, limos y arcillas) se deposita cuando su agente de transporte deja de tener la energía suficiente para seguir desplazándolo. Por ejemplo, una corriente fluvial que fluye a cierta velocidad posee energía suficiente para mover partículas hasta determinado tamaño. Si la corriente pierde velocidad, también pierde energía y no es ya capaz de transportar todo el material que había estado trasladando a la máxima velocidad. Las partículas sólidas, comenzando por las más pesadas, empiezan a posarse en el fondo. El efecto es muy parecido al que ocurre cuando un viento que ha estado llevando arena a través del desierto, cesa repentinamente. La pérdida de energía implica pérdida de velocidad (Memorias del…2003).
El material transportado en solución se deposita por precipitación, un proceso químico que convierte en sólido al material disuelto separándolo del líquido solvente. La precipitación puede ser de naturaleza bioquímica o inorgánica. Todo el proceso de sedimentación es complejo y son muchos los factores involucrados que pueden interactuar en muy diversas formas. Consecuentemente, el modo en que se efectúa la sedimentación y los sedimentos que de ella resultan, difieren notablemente de una situación a otra, según el ambiente sedimentario, ya sea fluvial, lacustre, glaciar, eólico o marino. Estos sedimentos al depositarse pueden formar capas u otros estructuras, como laminaciones cruzadas o paralelas, estratificación, gradación del tamaño de los granos. Posteriormente y con el tiempo, estos depósitos sufren procesos de cementación, compactación y desecación, para convertirse en rocas sedimentarias (Memorias del…2003).
2.2.3 RELIEVE FLUVIAL
Las actividades de un río se desarrollan en el valle fluvial y en su cuenca de drenaje, que constituyen el paisaje fluvial. Una cuenca de drenaje comprende toda el área de la cual una corriente y sus tributarios reciben agua y cada tributario tiene también su propia área de drenaje, que forma parte de la cuenca más grande. Cada corriente, aun la cañada más pequeña, tiene su propia cuenca de drenaje, cuya forma difiere de una corriente a otra, pero con la forma característica de un aguacate por cuyo extremo angosto emerge la corriente principal (Memorias del…2003).
Los ríos son los principales agentes formadores del paisaje dependiendo de la litología, las estructuras geológicas por donde discurren y de los procesos activos e inactivos presentes en una determinada región (erosión, transporte, depositación), van conformando configuraciones diferentes de paisajes. Las tasas de evolución de los procesos que moldean el paisaje en un sistema fluvial están condicionadas por el clima, las actividades humanas que generan o imponen controles al flujo, y por los controles estructurales (como la subsidencia, movimientos tectónicos) generadores de fallas, pliegues, basculamientos, etc. (Posada, citado por Memorias del…2003). 2.2.3.1 Análisis jerárquico de una corriente
Para un análisis adecuado de una corriente fluvial es necesario identificar los procesos que se están presentando en la cuenca y concretamente en el cauce activo1. Para ello es útil un análisis en diferentes escalas, comenzando por la cuenca, luego sobre el valle, para finalmente concentrarse en las condiciones locales de la corriente, como lo propuso Montgomery & Buffington (Memorias del…2003), (Figura 2.1). Ésto facilita la mejor comprensión y análisis de los
aspectos geomorfológicos entre ellos las formas del valle, el patrón de alineamiento del canal, el perfil de la corriente principal y la forma del cauce, las características de los materiales que conforman el cauce, etc.
Figura 2.1 Clasificación del paisaje usando la jerarquización de cuenca, valle y canal. Montgomery & Buffington 1998, (Memorias del…2003). 2.2.3.2 Evolución de la r ed de cauces
Los geomorfologistas han tratado de explicar los cambios del paisaje a través del tiempo. La Figura 2.2 ilustra el proceso durante un tiempo geológico de un millón de años.
Figura 2.2 Evolución de la red de cauces. Lagasse, O. F., Schall J. D., Richardson, E. V. 2001, (Memorias del…2003). 2.2.3.3 Patrones de drenaje
El patrón de drenaje desarrollado por un sistema de corrientes y tributarios depende, en parte, de la naturaleza de las rocas subyacentes y en parte de la historia de las corrientes. Casi todas las corrientes siguen una especie de ramificaciones, hacia el sentido en que reciben sus tributarios; estos tributarios tienen, a su vez, otros más pequeños; pero la forma en que se desarrolla la ramificación varía sensiblemente y es lo que se llama patrón de drenaje (Memorias del…2003). El análisis de la red de drenaje da un mejor entendimiento de la geomorfología de una región, porque brinda una visión general de algunas etapas de la evolución
geomórfica e hidrológica del terreno y de los procesos que están ocurriendo. Además de analizar el patrón de drenaje en las fotografías áreas y en cartografías, también se puede establecer cuáles corrientes son intermitentes o perennes, el orden de importancia de los tributarios y la densidad del drenaje (Memorias del…2003).
Los patrones de drenaje más comunes son los siguientes, pero pueden existir variaciones entre ellos. Anul ar .
Las corrientes forman anillos alrededor de un sitio que puede ser alto o bajo. Se puede dar en estructuras dómicas y cuencas. Centripeta
Las corrientes o cursos de drenaje convergen hacia un punto o área de convergencia. Es característica de los valles encerrados o cráteres. Dendrítica
Es el conjunto de corrientes que semejan las ramificaciones de un árbol frondoso. Un patrón dendrítico se desarrolla cuando las rocas presentan una resistencia a la erosión uniforme y no ejercen control sobre la dirección de crecimiento del valle. Esta situación se crea al tratarse de rocas sedimentarias prácticamente horizontales o de rocas ígneas o metamórficas macizas. Las corrientes pueden cortar con igual facilidad en un lugar o en otro; el patrón dendrítico es, en cierto sentido, el resultado de la orientación al azar de las corrientes. Desordenada
Este tipo de drenaje es característico en los terrenos de topografía suave con la presencia de formaciones calcáreas. Enrejada.
Se presentan en rocas inclinadas o plegadas de tipo sedimentario, volcánico o metasedimentario de bajo grado, con diferente grado de meteorización; También en áreas de fracturas paralelas. Es el tipo de drenaje en el que pequeños tributarios, casi todos del mismo tamaño, vienen de lados opuestos de un valle largo a una corriente central. Paralela.
Generalmente se forman en pendientes moderadas a fuertes, pero también pueden encontrarse en formaciones elongadas o paralelas.
Radial.
Las corrientes radian hacia fuera en todas direcciones desde una zona central elevada. Es probable que este patrón se desarrolle sobre los flancos de un volcán, donde las corrientes y sus valles radian hacia fuera y hacia abajo, desde distintos puntos alrededor del cono. Rectangular.
Este drenaje se forma cuando la roca subyacente está cruzada por fracturas casi perpendiculares entre sí, que forman zonas de debilidad peculiarmente vulnerables a la erosión. Entonces la corriente principal y sus tributarios siguen cursos caracterizados por curvas casi en ángulo recto.
Figura 2.3 Clasificaciones morfológicas de redes de drenaje. Gregory y Walling 1973, (Gutiérrez 2008). 2.2.3.4 Captura de drenaje
Por lo general una corriente no mantiene un curso constante a través del tiempo y uno de los cambios más interesantes en la dirección de la corriente, se da como resultado de la piratería o captura de corriente. En este proceso, una corriente roba en realidad porciones de las cabeceras de una corriente vecina, de la siguiente manera: si una de dos corrientes en valles adyacentes es capaz de profundizar su
valle más rápidamente que la otra, puede también extender su valle hacia las cabeceras hasta que sobrepasa el parte-aguas entre ambas. Cuando esto sucede, la corriente que erosiona con mayor rapidez captura la parte superior de la corriente vecina. La corriente que captura a la otra es la corriente pirata o capturante y la que pierde su porción superior se llama corriente descabezada, que queda abandonada. A la corriente que es tomada, se le denomina corriente capturada (Memorias del…2003).
2.2.4 CARACTERÍSTICAS DE LOS VALLES FLUVIALES
El valle está constituido por el cauce del río, la planicie de inundación activa y abandonada y está limitado por las montañas o colinas circundantes. En la formación de los valles se incluyen los procesos de meteorización, erosión y movimientos tectónicos condicionados por la litología y la resistencia de los suelos a los procesos de erosión (Rosgen, citado por Memorias del…2003). Dos
características principales de los valles son su perfil transversal y su situación de incisión o ensanchamiento. Perfil transversal
El perfil transversal es una sección o corte que cruza en ángulo recto el valle de la corriente. Durante el período de avenidas, cuando el cauce no tiene cupo para la descarga en aumento, se derrama la corriente sobre sus bordes e inunda esta área, formando una llanura o planicie de inundación. Las paredes del valle, que se levantan a cada lado y que se encuentran como crestas en los filos de las montañas, son llamadas divisorias de aguas o parte-aguas, que son las separaciones entre el valle central y los valles laterales. En algunos valles que no presentan planicie de inundación, las paredes del valle descienden directamente a los bordes del río (Memorias del…2003).
Incisión y ensanchamiento
Tanto en el pasado como en el presente, varios procesos han actuado y están actuando para y profundizar y ensanchar los valles, aunque las evidencias de dicha acción, se pueden perder o debilitar con el tiempo. Si se dejara a una corriente en libertad de alcanzar por si misma su nivel-base, erosionaría el lecho directamente hacia abajo, formando un abismo de paredes verticales en el proceso. Pero como la corriente no es el único agente que trabaja en la formación del valle, las paredes de
la mayoría de los valles se inclinan hacia arriba y hacia fuera del fondo del valle. Con el tiempo aun las paredes de las gargantas más abruptas se inclinarán hacia fuera con relación al eje de sus valles. Conforme una corriente corta hacia abajo y profundiza su cauce dentro de la superficie del terreno, la meteorización, el escurrimiento y los movimientos en masa entran en juego, desgastando constantemente las paredes del valle, haciéndolas retroceder, apartándose entre sí. El material bajo la influencia de la gravedad, es arrastrado de las paredes del valle hacia abajo y descargado en la corriente, para ser movido hacia adelante rumbo finalmente a los océanos. El resultado es un valle cuyas paredes se ensanchan hacia fuera y hacia arriba, desde la corriente, para formar un perfil transversal típico. La velocidad con que las paredes del valle son reducidas y los ángulos que adoptan, dependen de varios factores. Si las paredes están hechas de material sin consolidar (que es vulnerable a la erosión y al movimiento en masa), la velocidad será rápida; pero si las paredes están constituidas de roca resistente, la velocidad de erosión será muy lenta, y las paredes podrán levantarse casi verticalmente desde el fondo del valle. Además de cortar hacia abajo en su cauce, una corriente corta también de lado a lado, o lateralmente en sus bordos. En las primeras etapas de ensanchamiento del valle, cuando la corriente está todavía por encima de su nivelbase, predomina la erosión hacia abajo. Posteriormente, a medida que la corriente se aproxima a su nivel-base, la erosión hacia abajo va siendo cada vez menos importante; en esta etapa se destina a la erosión de sus bordos una proporción más grande de la energía de la corriente. Como ésta oscila de un lado a otro, forma sobre el fondo del valle una planicie de inundación que tiende a ensancharse siempre y el valle se hace cada vez más amplio (Memorias del…2003). 2.2.4.1 Clasificación de los valles
Los valles fluviales, y en su generalidad, regiones enteras, progresan a través de una serie de etapas, mediante las cuales se desarrolla del paisaje. El ciclo de erosión brinda una descripción cualitativa de los valles de los ríos y de las áreas. En general se pueden distinguir tres formas básicas de valles. Valles en forma de “V”: los cuales pueden ser o amplios o estrechos. Valles en forma de “U”: pueden ser o amplios o estrechos, o aún como cañadas o
cañones. Valles en forma de cuna o batea: son amplios, de suave pendiente y superficiales.
Estas formas básicas pueden ser también simétricas o asimétricas.
Tabla 2.1 Tipos de valles y sus procesos de formación (Memorias del…2003). 2.2.4.2 Nivel-base de una corriente
El nivel base es el factor que controla el avance de una corriente, de la juventud a la vejez. El nivel base es un concepto clave en el estudio de la actividad de las corrientes. Se define como el punto más bajo al cual esa corriente puede erosionar su cauce. Cualquier medio que evite a la corriente rebajar más su canal, sirve para crear un nivel-base. Por ejemplo, la velocidad de una corriente se frena cuando entra a las aguas tranquilas de un lago. Aquí la corriente pierde su capacidad para erosionar y no puede cortar por debajo del nivel del lago. En realidad, el control del lago sobre la corriente es efectivo a lo largo de todo el curso corriente arriba, pues ninguna parte del río puede erosionar bajo el nivel del lago (al menos mientras el lago no sea destruido); pero en sentido geológico, todo lago es temporal. Así,
cuando el lago haya sido destruido, quizá por la excavación del terreno de su desagüe, ya no controlará por más tiempo el nivel-base de la corriente y ésta quedará en libertad de continuar su erosión hacia abajo. Al no ser permanente el nivel-base formado por un lago, es considerado como un nivel-base temporal. Pero aunque una corriente se haya liberado de un nivel-base temporal, será controlada por otros más adelante, corriente abajo; y su fuerza erosiva está siempre influida por el océano, que es el nivel-base final. Sin embargo, el océano mismo está sujeto a cambios de nivel, de manera que el último nivel-base no está determinado totalmente (Memorias del…2003). El nivel-base de una corriente puede estar controlado no solamente por los lagos, sino también por capas de roca resistente y por el nivel de la corriente principal de la cual es afluente un tributario (Memorias del…2003). Si por alguna razón el nivel-base se eleva o desciende, la corriente ajustará el nivel de su cauce, para adaptarse a la nueva situación. Por ejemplo, al construir una presa y crear un lago a lo largo de su curso, se eleva el nivel-base de una corriente. El nivel del lago sirve como un nuevo nivel-base, y el gradiente de la corriente arriba de la presa es ahora menos pronunciado que originalmente. Como consecuencia, la velocidad de la corriente se reduce, y puesto que ésta no puede llevar por más tiempo todo el material aportado, comienza a depositar sedimentos en el punto donde penetra al lago. A medida que pasa el tiempo se forma un nuevo cauce del río con aproximadamente la misma pendiente que el cauce original, pero a un nivel más alto (Memorias del…2003). Si se baja el nivel-base del río, al quitar la presa y consecuentemente el lago, el río podrá ahora cortar los sedimentos que depositó cuando todavía existía el lago. En poco tiempo el perfil del canal será esencialmente el mismo que antes de empezar a modificar la corriente. Por lo tanto, en general, una corriente se ajusta por sí misma a una elevación en el nivel-base formando su canal mediante la sedimentación, y se ajusta a un descenso en el nivel-base erosionando su canal hacia abajo (Memorias del…2003).
Cualquier movimiento significativo del nivel base, ya sea hacia arriba o hacia abajo, interrumpirá el ciclo. Por ejemplo, si el nivel del mar desciende o los movimientos de la corteza terrestre elevan y arquean el terreno, la corriente comenzará a profundizar su cauce y a ajustar su perfil al nuevo nivel base. Entonces, un valle joven en forma de V se puede desarrollar dentro de un amplio valle maduro,
estableciendo un nuevo ciclo de erosión. Si el nuevo nivel base permanece constante por un tiempo suficientemente largo, toda evidencia del ciclo original desaparecerá y el valle pasará de la juventud a la madurez y a la senectud (Memorias del…2003).
Si una corriente madura ha alcanzado la etapa de formación de meandros y es levantada por los movimientos terrestres, puede ser capaz de cortar su cauce hasta la roca subyacente, en una serie de meandros entrelazados. Esto quiere decir que el nuevo valle será joven, pero continuará siguiendo el antiguo patrón establecido por la corriente antes de que tuviera lugar el cambio en el nivel-base. Una corriente puede rejuvenecer cuando se ve forzada a comenzar un nuevo ciclo de erosión por el cambio de condiciones. Las interrupciones en el ciclo de erosión pueden producirse también de otras maneras. Por ejemplo, si el nivel base-sube, el río depositará su carga en un intento de crear un nuevo perfil. Como resultado, un valle joven puede llegar a cargarse de sedimentos y adoptar algunas de las características de la edad senil (Memorias del…2003). Sin embargo, tal valle no está estrictamente dentro de la etapa senil del ciclo de erosión, pues su edad aparente radica en la depositación más que en la erosión (Memorias del…2003).
2.2.4.4 Sistemas de clasifi cación de corrientes
Para facilitar el estudio de la morfología, los ríos se han clasificado desde diferentes puntos de vista: por tramos, según la edad, orden de Horton, clasificación biológica, clasificación hidrológica y clasificación geomórfológica y es sobre esta última que se hace énfasis en este texto. Según parámetros morfométric os
Brice y Blodgett ( Memorias del…2003), propusieron una clasificación, o mejor, una caracterización del cauce teniendo en cuenta diferentes variables morfométricas.
Figura 2.4 Características de una corriente fluvial según Brice y Blodgett, Richardson E. V., Simons D. B. y Julien P. Y. 1990 (Memorias del...2003). 2.2.5 DINAMICA DE VERTIENTES 2.2.5.1 La dinámic a de vertientes: naturaleza y tipos
La transformación de los afloramientos rocosos compactos en formaciones detríticas o en mantos de alteración susceptibles de ser puestos en movimiento es competencia de los procesos meteóricos de preparación de material; la evacuación de estos productos, por su parte, corre a cargo de agentes geomorfológicos altamente complejos y potentes que en la mayor parte de los casos se localizan y actúan directamente sobre franjas minoritarias del territorio (cauces o lechos), los cuales pueden ser relativamente estables y permanentes (como los ríos o los glaciares) o bien estar dotados de una cierta movilidad espacial y una más o menos
marcada discontinuidad espacial (sistemas de arroyada, flujos de viento). Para el desarrollo del modelado del relieve es necesaria, por lo tanto, la existencia y la actuación de procesos
encargados del transporte de los derrubios o de los
productos de la meteorización química desde donde se producen hasta el ámbito de acción de los citados agentes de evacuación. A este tipo de procesos se los designa en Geomorfología con el término genérico, quizá no del todo adecuado, de dinámica de vertientes; y gracias a ellos siguen y seguirán existiendo amplias extensiones de afloramiento directo del roquedo en la superficie de los continentes, ya que sin su constante funcionamiento los productos de la meteorización ya habrían recubierto totalmente las estructuras geológicas (Muñoz 2009). Desde el punto de vista de su función en la morfogénesis, la dinámica de vertientes puede definirse como el conjunto de procesos de desplazamiento de partículas acorta o media distancia desarrollados en los sectores del territorio situados fuera de los cauces de los grandes agentes de evacuación (es decir, en el ámbito de los interfluvios). Y su actuación se articula no sólo con la de la meteorización, que proporciona el material, sino también con la de los ríos, glaciares, etc., que al evacuar una parte del mismo mantienen su funcionamiento (Muñoz 2009). A diferencia de los procesos de preparación del material, que obtienen su energía de gradientes térmicos o hídricos y de reacciones químicas, las acciones de dinámica de vertientes se caracterizan por tener un carácter genéricamente gravitatorio y “clinotropo”, es decir por ser impulsadas por la fuerza de la gravedad a través de la pendiente. Dado que cada sector superficial dotado de pendiente apreciadle en un determinado sentido recibe en topografía el nombre de vertiente, está justificada la denominación dinámica de vertientes para referirse a dichas acciones geomorfológicas. En unos casos la actuación de la gravedad, controlada por la inclinación y la rugosidad de la vertiente, es directa, desencadenando y manteniendo por sí misma el desplazamiento de los derrubios; en otros casos no es directa sino que se realiza por medio de o con el apoyo de algún agente, que de uno u otro modo casi siempre es el agua (Muñoz 2009). Puede así establecerse una primera distinción entre acciones gravitatorias, en las que el desplazamiento no precisa un impulso (aparte del derivado de la meteorización) ni un agente y se realiza para cada partícula en estricta conformidad con las leyes de la gravedad sobre plano inclinado, y procesos indirectos de dinámica de vertientes, en los que es necesario un impulso inicial y/o existe un
agente transportador o facilitador del movimiento. Dada su fundamental simplicidad, las acciones gravitatorias apenas presentan modalidades o variantes y tienen siempre el carácter de desplazamientos elemento a elemento o partícula a partícula (Muñoz 2009). Los procesos indirectos, por el contrario, muestran multitud de modalidades o variantes, pudiendo tener según los casos el carácter de desplazamientos elemento a elemento, el de desplazamiento en masa o el de arrastre por escorrentía. 2.2.5.2 Las acciones g ravitatorias d irectas: la “caída libre”
Ciertas vertientes presentan una dinámica y una evolución morfológicas desarrolladas sólo bajo los efectos de la acción directa de la gravedad. Esto ocurre cuando en su parte superior actúan procesos de fragmentación eficaces y la pendiente permite que los clastos resultantes caigan y se desplacen sin más limitación (ni facilitación) que la rugosidad de la propia superficie inclinada. Si los fragmentos no son muy voluminosos y pueden normalmente mantener su individualidad y su tamaño (es decir no volverse a romper) en el desplazamiento, se habla de caída libre o acción gravitatoría libre, mientras que, si los fragmentos son muy voluminosos y se rompen en su caída por la vertiente, se habla de desprendimiento (Muñoz 2009).
Figura 2.5 Talud y conos de derrubios generados por la acción gravitatoria libre. (Memorias de…2003).
2.2.5.3 Los desplazamientos indirectos elemento a elemento: el “creep”
Además de la forma de desplazamiento antes descrita, en que las partículas reciben su impulso de salida del propio proceso de meteorización mecánica que las genera y se desarolla sin la colaboración de ningún agente, existen -según se indicómodalidades de transporte sobre las vertientes que precisan un impulso inicial ajeno al proceso de preparación del material (que puede no ser mecánico) y, en la casi totalidad de los casos, la intervención del agua en estado líquido como agente transportador o facilitador del movimiento. Dentro del conjunto de esta dinámica de vertientes indirecta el proceso más simple y más parecido a la acción gravitatoria es el desplazamiento y redistribución de partículas sueltas de pequeño calibre sobre una pendiente bajo la acción de su peso al que se designa en Geomorfología con los términos ingleses de creep y creeping o, menos frecuentemente, con el castellano de reptación (Muñoz 2009). Entre los fenómenos capaces de desencadenar y mantener esta imperceptible pero eficaz reptación de pequeños derrubios sobre las vertientes se encuentran la dilatación y retracción de los elementos arcillosos que con frecuencia los acompañan, la deformación de la masa detrítica por formación de hielo (crioturbación), la segregación de agujas de
hielo (pipkrake) que levanta las
partículas superficiales y las inestabilizaciones derivadas de la presencia y la actividad de los seres vivos (desde el crecimiento de las raíces de las plantas y la actividad de los animales excavadores hasta el paso del ganado o las labores agrícolas) (Muñoz 2009). 2.2.5.4 Los desplazamientos en masa
Dentro del género de los desplazamientos en masa, en los que el impulso inestabilizador y el subsiguiente movimiento afecta a volúmenes importantes de material, se diferencian dos tipos fundamentales según el estado en que dicho material se encuentre al movilizarse y el modo de realizarse el desplazamiento: cuando la masa que cambia de lugar a impulso de la gravedad no se encuentra saturada de agua y mantiene básicamente sus caracteres originarios, consistiendo su traslado pendiente abajo en un resbalamiento se habla de deslizamientos; cuando, por el contrario, la masa se desplaza tras haber adquirido consistencia fangosa por absorción masiva de agua, como consecuencia de lo cual puede llegar a fluir, se habla de solifluxiones (Muñoz 2009).
Los deslizamientos
A diferencia de la práctica totalidad de los procesos de vertiente, que afectan a productos de meteorización o a rocas similares a ellos en cuanto a deleznabilidad, los deslizamientos pueden afectar tanto al roquedo compacto, aprovechando sus discontinuidades estructurales, como a las formaciones superficiales, utilizando en este caso como superficie de resbalamiento horizontes de acumulación de arcillas. Así en Geomorfología se hace distinción entre los deslizamientos de rocas (rockslide) y los deslizamientos de tierras (landslide) (Muñoz 2009).
Figura 2.6 Deslizamientos de tipo “landslide” (Memorias de...2003). Las solifluxiones
La solifluxión es, como se deduce de la etimología del término, el desplazamiento de una masa que ha adquirido carácter fangoso al saturarse en agua y como consecuencia de lo cual puede fluir sobre el substrato no saturado (y por lo tanto estable) de la vertiente. Se trata, en consecuencia, de una modalidad dinámica que afecta exclusivamente a materiales deleznables con alto contenido en arcilla, altamente higrófilos y susceptibles de transformarse en barro cuando alcanzan un
alto contenido en agua (en estado líquido). La presencia abundante de este elemento, sea de la procedencia que sea (pluvial, freática, de fusión, etc.), es igualmente imprescindible para su funcionamiento. La captación de agua por el material arcilloso tiene como consecuencia inmediata un aumento de peso de las formaciones y un incremento de la tendencia de éstas a descender por las vertientes; al mismo tiempo, la colmatación de los huecos por un líquido facilita la movilidad de los componentes, al reducir, como un lubrificante, el roce entre ellos; finalmente, el aumento de volumen derivado de la humectación favorece el despegue de la masa saturada con respecto al substrato. De este modo, alcanzado el límite de
fluidez de los niveles superficiales y establecido el plano de
discontinuidad hídrica con respecto a la base estable, se produce el despegue y el flujo de la formación flanglomerática controlado y orientado por la configuración original de la vertiente (Muñoz 2009).
Figura 2.7 Clasificación general de los movimientos de ladera (Gonzales de Vallejo 2002). 2.2.5.5 La arro yada
Además de las acciones gravitatorias directas y de los procesos indirectos de dinámica de vertientes ya citados, el transporte inicial de los materiales por los interfluvios puede ser realizado por el agua en movimiento aún no canalizada de forma estable y permanente. Este flujo temporal y no establemente canalizado
recibe el nombre genérico de arroyada y es capaz de desarrollar un trabajo de modelado de gran originalidad y eficacia que, a diferencia del realizado por procesos anteriormente descritos, no se limita a las superficies mediana o fuertemente inclinadas (es decir a las vertientes en sentido estricto) sino que afecta también a las áreas interfluviales de escasa pendiente. Esta posibilidad de actuación sobre áreas de topografía casi plana, junto con su competencia para arrancar y sedimentar partículas en grandes volúmenes, además de para transportarlas, ponen a la arroyada en el límite entre los procesos elementales de modelado y los grandes mecanismos geomorfológicos de evacuación: teniendo en cuenta su complejidad, su capacidad modeladora y la importancia de la carga que desplaza habría que incluirla entre éstos, pero su falta de canalización en lechos permanentes y la relativamente limitada amplitud de los desplazamientos de partículas impulsados por ella aconsejan mantenerla dentro del campo de la dinámica interfluvial o dinámica de vertientes (Muñoz 2009). La acción geomorfoló gica de la arroyada conc entrada: las cárcavas
La arroyada se hace concentrada cuando -como se ha indicado- los aportes de agua alcanzan una intensidad muy elevada, la pendiente topográfica es importante y la rugosidad de la superficie no es demasiado importante, de modo que los hilos de agua incrementan su caudal, su velocidad y turbulencia y se hacen capaces de realizar un apreciable trabajo de incisión, modelando surcos (arroyos) que, si adquieren permanencia y se agrupan, adquieren el carácter de cárcavas o barrancos. En principio, la arroyada concentrada actúa por medio de arroyos paralelos y de similar importancia cuya profundidad es modesta; pero de inmediato se desencadena un proceso de competencia y selección que tiene dos aspectos, uno hidrológico y otro más propiamente geomorfológico: los “arroyos” que por cualquier
razón -mayor pendiente, menor resistencia del material, más amplia cuenca de alimentación, etc.- manifiestan una mayor competencia erosiva van ampliando su surco y captando por derrame o captura las aguas de los arroyos próximos, con lo que se va organizando una red de drenaje crecientemente jerarquizada; este proceso, relativamente rápido aunque desarrollado de modo discontinuo, tiende a modelar en las vertientes conjuntos o sistemas dendríticos de surcos convergentes aguas abajo que reciben el nombre de cárcavas o bad lands (Muñoz 2000).
2.2.6 AGENTES Y PROCESOS GEOMÓRFICOS
Los procesos geomórficos son todos esos cambios físicos y químicos que determinan una modificación de la forma superficial de la tierra. Un agente geomórfico o acción es cualquier medio natural capaz de obtener y transportar
material de la tierra (Thornbury 1958). Así, el agua corriente, tanto de escurrimiento encauzado como libre, el agua subterránea, los glaciares, el viento y los movimientos dentro de los cuerpos de aguas estancadas, incluido olas, corrientes, mareas y tsunamis, son los grandes agentes geomórficos. Asimismo, pueden ser considerados como agentes móviles porque remueven el material de una parte de la corteza terrestre para transportarlo y depositarlo en otra. La mayoría de los agentes geomórficos se originan dentro de la atmósfera de la Tierra y están regidos por la fuerza de la gravedad. Según Thornbury (1958), la gravedad no es un agente geomórfico porque no puede obtener y acarrear materiales. Es preferible considerarla como una fuerza direccional. Los agentes mencionados hasta ahora y los procesos por ellos realizados se originan en el exterior de la corteza terrestre y por ese motivo han sido calificados por Lawson como epigenos y por Penck como exógenos (Thornbury 1958). A los agentes ya citados deben agregarse otros menos importantes, tales como el hombre y otros organismos, aunque en algunas regiones puede haber alguna duda respecto a si el hombre es un agente menor. Otros procesos geormórficos tienen su origen dentro de la corteza terrestre y fueron clasificados por Lawson corno hipógenos y por Penck como· endógenos (Thornbury 1958). El vulcanismo y el diastrofismo pertenecen a esta clase. Un proceso geomórfico que puede tener significado local y no entra en ninguna de las dos categorías mencionadas es el choque de los meteoritos con la superficie terrestre. Todavía no se ha creado un nombre apropiado para este proceso. Bosquejo de los procesos geomórficos (Thornbury 1958).
A continuación se expone un plan general de los procesos que modelan la superficie terrestre. Procesos epígenos o exógenos.
Gradación. Degradación. Meteorización,
Remoción en masa o desplazamiento gravitator io. Erosión (incluyendo transporte) por: Agua corr iente. Agua subterránea. Olas, cor ri entes, mareas y tsunami. Viento. Glaciar es. Agr adación por : Agua corr iente. Agua subterr ánea. Olas, corr ientes, marcas y tsunami. Viento. Glaciar es. Trabajo de organismos, incluyendo el hombre. Procesos hipógenos o endógenos.
Diastrof ismo. Vulcanismo. Procesos extr aterr estr es.
Caída de meteor itos. El autor emplea el tér mino gr adación en el sentido original de Chamber lin y Salisbury, citados por Thornbury (1958), incluyendo "todos esos pr ocesos que tienden a llevar la superficie de la litosf era a un nivel común". Éstos r econocier on que los proceses gradacionales per tenecen a dos categor ías: aquellos que nivelan hacia abajo, degr adación, y aquellos que nivelan hacia arriba, agr adación. 2.3 Definición de términos básicos
CAPITULO III. MATERIALES Y METODOS 3.1 UBICACIÓN GEOGRÁFICA
El área de estudio se ubica en el área septentrional de la cordillera occidental, comprendido en el cuadrángulo de Cajamarca (Reyes 1980). Políticamente
pertenece al departamento, provincia y distrito de Cajamarca. Su posición geográfica queda delimitada por las siguientes coordenadas UTM de la zona 17M: 771200E; 9211600N 773400E; 9209700N Localmente se ubica al noroeste (NO) de la ciudad de Cajamarca, sector Samanacruz.
Figura 3.1 Imagen de ubicación (SASPlanet). 3.2 ACCESIBILIDAD
Para llegar al sector Samanacruz se cuenta con una via de acceso principal que es la ruta nacional 3N, carretera asfaltada Cajamarca-Bambamarca. El ingreso al área de estudio se encuentra a la altura del Km. 0+800, en la parte denominada el Badén, encontrándose accesos secundarios al noroeste y oeste de la zona (por la carretera a Chamis). Asimismo se puede ingresar por el noroeste de la ciudad, por el Jr. Huanuco, cruzando los centros poblados Lucmacucho-San FranciscoParapuquio. Iniciando desde el puente Huanuco nos toma una hora en llegar a la zona.
Figura 3.2 Imagen de Accesibilidad (SASplanet). 3.3 CLIMA Y TEMPERATURA
Cajamarca por su altitud se encuentra en la región Quechua (entre 2.3003.500 msnm) lo que determina que su clima sea templado, seco; soleado durante el día, pero frío durante la noche. Su temperatura media anual es de 15,6 °C, siendo época de lluvias de diciembre a marzo, que coinciden con el cíclico fenómeno de El Niño, típico del norte tropical peruano. Sin embargo, en sus diferentes regiones, algunas ciudades tienen clima tropical. Además la proximidad tanto hacia la costa como hacia la selva, sin mencionar su cercanía a la Línea Ecuatorial, la hacen tener el mejor clima de los departamentos de la Sierra Peruana. No tiene picos nevados, pero cuenta con bosques subtropicales húmedos hacia la vertiente oriental, subtropicales y tropicales secos hacia la vertiente occidental, siendo el departamento de la sierra con mayor índice de forestación. 3.4 TIPO DE INVESTIGACIÓN
Nuestro tema des estudio se encuentra inmerso en el nivel Descriptivo-Correlacional (Arias 2012), debido a las siguientes características:
Es descriptiva porque se centrara en describir los procesos geomórficos implicados en el modelado del relieve actual que se puedan reconocer en la zona de estudio a fin de tener una idea global de comportamiento morfodinámico local. Es correlativa porque se intentara determinar los agentes geomórficos implicados directamente con la ocurrencia de procesos geomórficos, puesto que incluso un solo proceso geomórfico puede estar relacionado con muchos medios geomórficos de erosión, por ejemplo, un deslizamiento puede estar vinculado a efectos gravitatorios asi como a eventos pluviales, determinar el factor detonante será una de las labores en la evaluación morfodinámica. 3.5 DISEÑO DE INVESTIGACIÓN
El desarrollo de la tesis se sustenta en la metodología clásica de la investigación geológica, constituyendo las etapas de trabajo en campo y gabinete. El diseño de la investigación tiene la siguiente secuencia de trabajo: 3.5.1 Primera etapa de gabinete
En esta etapa se adjuntan todas las actividades preliminares de carácter documental, a mencionarse entre algunas: Revisión bibliográfica:
Recopilación de información literaria en las materias ingenieril, geológica, hidrológica, meteorológica, geográfica, haciendo uso de las estancias bibliotecarias o vía internet. Recolección de información cartográfica:
Obtención de la carta geológica 15-f a escala 1:100,000; del Instituto Geológico Minero Metalúrgico del Perú (INGEMMET). Mapas topográficos, geológicos e hidrológicos a escala 1:20,000; obtenidas de las tesis universitarias de la Escuela Académico Profesional de Ingeniería Geológica. Imágenes ASTER GDEM V2 en formato GeoTIFF con coordenadas UTM, con resolución espacial de 30x30 metros y sistema de referencia WGS84; obtenidas vía online del Servicio Geológico de Estados Unidos (USGS). Ortofotos de la zona en formato ECW; obtenidas con el programa ruso SAS Planet y conectividad online. Planeamiento de campo:
Con la información cartográfica obtenida se elaboraron mapas preliminares de ortofotos, topográficos e hidrológicos y geológicos a escala 1:5,000; para sus respectivos usos en campo. 3.5.2 Etapa de campo
El estudio de campo consistió en realizar las siguientes actividades específicas: Cartografiado geológico:
Se usó como base mapas geológicos a escala 1:20,000 para la descripción de los diferentes tipos de rocas y depósitos superficiales para ser reagrupadas en formaciones geológicas de acuerdo a sus características macroscópicas de composición y textura. Asimismo, se incluyó la caracterización de estructuras geológicas mediante rumbos y buzamientos. Cartografiado Hidrológico:
Utilizando el mapa de ortofotos a escala 1:5,000 se prosiguió a identificar el delineamiento de la red de drenaje que discurre por el área de estudio. Cartografiado morfodinámico:
En esta fase se incluye la identificación de todos los procesos geomórficos más relevantes que se manifiestan en la zona como movimientos de masa y erosión hídrica. Identificándolos en el respectivo plano de ortofotos a escala 1:5,000. 3.5.3 Segun da etapa de gabi nete
En esta etapa se incluye todas las actividades relacionadas con la sistematización organización, proceso y redacción de la información documental y de campo para la presentación definitiva de los resultados. Toda la información cartográfica (planos, perfiles, columna estratigráfica) fue procesada con el software ArcGis v10.3.1 y AutoCad v2015. La información textual fue organizada y redactada con ayuda de los softwares Microsoft Office 2010 y Nitro Pdf v9.0.2. La escala adoptada para la presentación de nuestros resultados fue la escala 1:5,000. 3.6 DESCRIPCIÓN DE EQUIPOS E INSTRUMENTOS DE MEDICIÓN.
Recursos de Gabinete •
Laptop Core i5 marca Toshiba Satellite
•
Impresora a colores de tinta continua
• Escritorio
Recursos de Campo •
Carta topográfica a escala 1:5,000.
•
Carta geológica del INGEMMET 15-f a escala 1/100,000.
•
Mapa geológico a escala 1:5,000
•
Mapa mosaico de ortofotos digital 1:5,000
• Picota •
Brújula tipo Brunton
•
Dispositivo de posicionamiento global (GPS)
•
Lupa de veinte aumentos (20x)
•
Rayador imantado de dureza 7.
•
Ácido clorhídrico 2 mol.
•
Libreta de campo y lápiz portaminas.
•
Escalimetro multiescala.
•
Cámara Digital marca Panasonic de 16 mpx.
3.7 TÉCNICAS DE PROCESAMIENTO Y ANÁLISIS DE DATOS
Entre las técnicas utilizadas para la evaluación de nuestras variables tenemos: La observación estructurada: que consiste en describir los procesos o caracteres
geológicos mediante notas de campo, mediciones con flexómetro y toma de fotografías. Muestreo: Consiste en tomar muestras representativas de la roca in situ, para su
caracterización visual y táctil y correlacionarla temporalmente con la columna cronoestratigráfica de Cajamarca. Georreferenciación de datos: Es una técnica importantísima para determinar y
correlacionar las unidades litológicas, estructurales e hidrográficas de la zona en base a un registro de mapas anteriores. Procesamiento cartográfico computarizado: El uso del ordenador nos permitirá
interpolar y superponer capas o shapefiles para obtener datos desconocidos o no cuantificables en campo. La fuente de datos principal para su procesamiento y análisis provendrá de la interpretación de los siguientes parámetros.
CAPITULO IV. ANALISIS Y DISCUSION DE RESULTADOS 4.1 MARCO TECTÓNICO REGIONAL
Según Benavides (1956), las provincias de Cajamarca, San Marcos, Cajabamba y alrededores habrían sido afectadas por cuatro etapas de deformación como resultado de la tectónica Andina, que tuvieron inicio en el Cretáceo tardío y que determinadas etapas continúan hasta la actualidad. Se asume que la principal etapa de deformación que afectó la región de Cajamarca fue la relativa al segundo movimiento del Ciclo Andino. Dicho movimiento habría tenido lugar durante los comienzos del Paleógeno, posterior a la formación Chota, que se caracterizó por manifestar esfuerzos compresivos provenientes del sur oeste (SO) que empujarón la cuenca sedimentaria hacia el nor este (NE) (Benavides 1956).
Estudios realizados por Castañeda (2014) demuestran que las estructuras plegadas del valle cajamarquino presentan orientaciones NO-SE, con ligeras desviaciones hacia el ONO-ESE. De otro lado se reconoce la presencia de fallas con orientaciones NE-SO y fallas secundarias de orientación NNE-SSO. Lagos et al. (2009), han asignado formalmente el nombre de Falla Cajamarca (FC) a una de las estructuras geológicas más importantes de la región, que se habría originado, como falla inversa, durante la Fase Tectónica Inca (Eoceno) y se habría reactivado durante el Paleógeno como falla direccional dextral. Localmente se puede decir que la Falla Cajamarca coincide linealmente con la trayectoria de la quebrada Hualanga. Es principalmente a lo largo de esta quebrada donde se puede apreciar las deformaciones estructurales de la roca y la manifestación intensiva de los procesos erosivos fluviales y los movimientos de masa.
4.2 GEOMORFOLOGÍA
En términos generales el lugar se caracteriza por presentar una topografía suave, que son el resultado de una larga evolución originada por factores tectónicos, procesos erosivos y deposicionales que han modelado el relieve hasta su estado actual. La geomorfología local ha sido construida por una tectónica de sistemas de fallas y plegamientos con dirección NO-SE, que han deformado los depósitos de rocas sedimentarias de génesis cretácica. La zona, a escala local, se encuentra fuertemente disectada por quebradas efímeras y arroyos intermitentes que intervienen en la configuración geomorfológica fluvial, del lugar; donde el modelado fluvial alcanza su máximo grado de desarrollo durante los periodos estacionales invernales. El área de estudio se caracteriza por ser un sistema de vertientes paralelas con la confluencia de las aguas de escurrimiento hacia las quebradas Mayopata y Hualanga. Se puede hablar de un cono de deyección en estado maduro inmersa entre dos crestas montañosas de constitución areniscosa orientadas paralelamente y en dirección NO-SE. Geomorfológicamente el área de estudio se ubica en borde noroeste del valle cajamarquino, y sus altitudes varían desde los 2700 a 3080 m.s.n.m.
Figura 4.1 Imagen de relieve del valle cajamarquino (SASPlanet) 4.3 HIDROGRAFÍA
En el área predomina el drenaje subparalelo de formación postcuaternaria que escurren principalmente sobre formaciones aluviales depositadas en la depresión intermontaña. Las principales quebradas de la zona afluyen hacia el río Maschón formado por la unión de los ríos Porcón y Grande. El flujo de las quebradas Parapuquio Y Mayopata son de tipo efímera, en tanto la quebrada la Hualanga posee un flujo continuo durante la mayor parte del año. Esta quebrada y sus afluentes son las que presentan mayor grado de erosión fluvial en sus cauces; aportando mayor cantidad de sedimentos al río Mashcón. 4.4 GEOLOGÍA LOCAL
Localmente se han identificado y reconocido las siguientes formaciones geológicas, que van desde los periodos geológicos del cretáceo inferior hasta el cuaternario: Formación Santa
La Formación Santa aflora en la parte alta del valle Chicama (La Libertad), donde está compuesta de un miembro inferior de areniscas finas y lutitas, y de un miembro superior, compuesto de caliza parda a negra (Benavides 1956). El cambio de facies es notable según los lugares; así, mientras en la zona de Huamachuco la proporción calcárea es predominante; en la zona de Cajamarca, solamente hay lutitas y
areniscas grises, fenómeno que puede ser relacionado con la forma de la cuenca (Reyes 1980). Esta formación también ha sido identificada en el centro poblado de Shaullo aflorando en el núcleo del anticlinal Baños del Inca (Vigo 2014). Está constituida por una alternancia de limoarcillitas y areniscas, de colores grises y gris obscuras, con algunas intercalaciones calcáreas que corresponderían a una facie secundaria. Los afloramientos encontrados en la localidad de Hualanga Baja tendrían correlación litológica con el miembro inferior de la Formación Santa, con características deposicionales de borde de cuenca (Reyes 1980), puesto que los afloramientos encontrados se caracterizan litológicamente por presentar una secuencia de lutitas y areniscas de colores grises con niveles de arcillitas bituminosas. La formación Santa se sobrepone a la Formación Chimú y subyace a la Formación Carhuaz; en ambos casos con discordancia paralela y su deposición se correspondería con la edad valanginiana del cretáceo inferior (Benavides 1956). Formación Carhuaz (Ki-ca).
El estrato tipo de esta formación se encuentra localizado en el cerro Huallhua, de la ciudad de Carhuaz que consiste en una alternancia de lutitas y lutitas arenosas de colores parduzcos, púrpuras y rojizos; interestratificadas con areniscas amarillentas y rojizas (Benavides 1956). Localmente esta formación se compone de lutitas amarillentas, limolitas anaranjadas y areniscas intemperizadas de color rojizo. Esta formación infrayace concordantemente a la formación Farrat y según Banavides (1956), su depositacion habria tenido lugar durante la edad Valanginiana Superior. Formación Farrat
La Formación Farrat suprayace con aparente concordancia a la Formación Carhuaz y subyace con la misma relación a la Formación Inca, dando la impresión en muchos lugares, de tratarse de un paso gradual y de edad Aptiana (Benavides 1956).
