Fisiografia Delta Rio Grande Nayarit Mexico
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Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México. T E S I S QUE PARA OBTENER EL TITULO DE INGENIERO GEOLOGO PRESENTA: ACO PALESTINA ABEL MÉXICO, D. F. 2003 INSTITUTO POLITECNICO NACIONAL ESCUELA SUPERIOR DE INGENIERIA Y ARQUITECTURA UNIDAD TICOMAN
Transcript of Fisiografia Delta Rio Grande Nayarit Mexico
Fisiografía y Evolución de la Planicie
Costera del Delta del Río Grande de
Santiago, Nayarit, México.
T E S I S
QUE PARA OBTENER EL TITULO DE
INGENIERO GEOLOGO
PRESENTA:
ACO PALESTINA ABEL
MÉXICO, D. F.
2003
INSTITUTO POLITECNICO NACIONAL
ESCUELA SUPERIOR DE INGENIERIA Y ARQUITECTURA
UNIDAD TICOMAN
CONTENIDO
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RESUMEN
INTRODUCCIÓN
Antecedentes
Objetivos del Estudio
Capítulo 1
Localización del Área de Estudio
Características del Área de Estudio
Metodología
Capítulo 2
Distribución de Facies
Distribución de Sedimentos Actuales
Capítulo 3
Evolución Geológica Reciente de la Plataforma y
Planicie Costera
ecuencia
ecuencia
ecuencia
ecuencia
Estructura Sedimentaria de la Plataforma
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Periodo Pleistocénico
Transgresión Holocénica
Regresión Holocénica
S II
S III
S IV
S V
(7,000 a los 3,600 años A. P.)
(3,600 a los 1,500 años A. P.)
(1,500 a los 500 años A. P.)
(500 años A. P. al presente.)
(CONTINUACIÓN)
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Fisiografía de la Planicie Costera
Capítulo 6
Capítulo 4
Planicie Costera Ondulada
Mecanismos de Formación de los Cordones de Playa
Planicie Fluvial
Dinámica Fluvial
Patrón del Curso Fluvial
Modificaciones del Curso Meándrico
Fisiografía y Evolución del Delta del Río Santiago
Características del Delta
Planicie Deltaica
Planicie Deltaica Superior
Anexo I
Agentes Meteorológicos Importantes y sus Efectos
Infraestructura Hidroeléctrica y sus Efectos
Conclusiones
Referencias
Fisiografía de la Planicie Fluvial del Río Santiago
Capítulo 5
Planicie Deltaica Inferior
Frente Deltaico
Prodelta
Evolución del Sistema Deltaico
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índice de imágenes
Fig. 2
Fig. 1
Fig. 3
Fig. 4
Fig. 5
Fig. 6
Fig. 8
Fig.7a
Fig.7b
Fig. 9
Fig.11
Fig.12
Fig.10
Fig.13
Fig.14
Area de estudio y cuenca hidrográfica del río Santiago.
Distribución espacial de las áreas de bosque de manglar presentes
en la planicie costera de Nayarit.
Carta batimétrica y fisiográfica del complejo plataforma continental-
planicie costera de Nayarit y parte sur de Mazatlán.
Diagramas de las Secciones “Arcer” y su correspondiente
interpretación de facies.
Carta de la costa de Nayarit y parte sur de Mazatlán que muestra los
tipos de facies que se encuentran a unos 50m por debajo de la actual
superficie de la plataforma y parte superior del talud.
Carta de la costa de Nayarit y parte sur de Mazatlán que muestra la
distribución de sedimentos actuales sobre la plataforma.
Carta de la costa de Nayarit y parte sur de Mazatlán que muestra la
evolución del complejo plataforma continental-planicie costera de
Nayarit y parte sur de Mazatlán.
Porción del mapa de Diego Joaquín de Garavito (1763).
Líneas de costa aproximada durante el periodo de transgresión entre
los 7,000 y los 4,500 años A. P.
Evolución de la línea de costa durante el periodo de transgresión de
los 4,500 años A. P. al presente.
Vista aérea oblicua de la planicie costera ondulada (strand plain) que
muestra los cordones de playas abandonadas parcialmente cubiertos
por manglares y algunos cuerpos de agua.
Vista de una depresión entre cordones de playas abandonadas
adyacentes, cerca de la población de Santa Cruz; esta en particular
se muestra con un cuerpo de agua permanente.
Diagrama de la secuencia de eventos de formación de un cordón
de playa.
Vista de la depresión entre dos cordones de playa adyacentes,
cerca del poblado de Santa Cruz.
Vista de las afectaciones que sufrió la zona de manglar adjunta a la
línea de costa, por el paso del huracán Kenna.
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Fig.17
Fig.16
Fig.18
Fig.20
Fig.24
Fig.23
Fig.21
Fig.25
Proceso de Migración de una barra de media luna, que muestra un
desarrollo de tres faces hacia el este, localizada cerca del poblado
Santiago Ixcuintla.
Vista panorámica de la desembocadura actual del río Santiago.
Esta desembocadura se formo durante los últimos 100 años A. P.,
correspondiendo a la desembocadura Vc.
Vista panorámica del estero Boca de Cachimin, localizado al noreste
de la desembocadura actual del río Santiago, muy probablemente esta
era la zona donde se localizaba la desembocadura conjunta que tenían
los ríos San Pedro y Santiago en el periodo de los 100 y los 200 años
A.P. correspondiendo a la desembocadura Vb.
Modificaciones del curso meándrico, que registra las diferentes
trayectorias fluviales en diferentes periodos de tiempo del río
Santiago.
Carta Geomorfológica del delta y curso bajo del río Santiago, que
muestra la configuración meándrica de su curso.
Modificaciones de la morfología deltaica del río Santiago durante las
ultimas tres décadas.
Unidades geomórficas del sistema deltaico-fluvial del río Santiago
Desarrollo del complejo Pacifico Occidental, en el que se muestran
la localización de los Proyectos Ixcam, Agua Fría y El Cajón; además
de las Centrales en operación sobre el cause del río Santiago por parte
de CFE.
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Tabla1 Características hidrográficas de los principales ríos que drenan a la
planicie costera del estado de Nayarit y parte sur de Mazatlán.
6
Tabla2 Cuadro de datos que muestra las características principales del curso
meándrico del río Santiago desde las década de los 40’s.
39
Tabla3 Cuadro que muestra los fenómenos meteorológicos considerados
extremos en la categoría de Huracán, que afectaron directamente o
muy cerca de la zona de estudio, durante los últimos años.
54
Fig.15 Barra longitudinal sobre el cauce del río Santiago localizada cerca
del poblado de Villa Juárez.
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Fig.22 Esquema que muestra la evolución morfológica del delta del río
Santiago durante los últimos 500 años A. P.
49
Fig.19 Vista panorámica de la entrada de marea de Tecapán localizada al
noreste de la desembocadura del río Santiago, en esta zona
probablemente confluía la desembocadura conjunta de los ríos San
Pedro y Santiago de los 500 a los 200 años A.P., correspondiendo a
la desembocadura Va.
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Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
Resumen .
Se examina la configuración actual del sistema deltaico formado por el río Santiago,
destacando sus principales características geomorfológicas a partir de los factores que afectaron
su evolución geológica reciente. Para tal efecto se recabaron datos de trabajos previos y se
interpretó material fotoaéreo e imágenes satelitales de fechas recientes, lo que permitió la
reconstrucción del desarrollo de la porción deltaica del río Santiago y su área de influencia.
Identificándose dos periodos principales en el desarrollo morfológico de este delta: 1. Desde finales
del Pleistoceno se considera a la influencia marina, destacando la incidencia la acción del oleaje,
como el agente principal para la formación de las extensas planicies onduladas (strand plain), que
conforman a este sistema deltaico y en menor medida la influencia fluvial del río Santiago, que si
bien no fue muy importante en el desarrollo morfológico de este delta, si lo fue para establecer la
zona de desarrollo deltaico, además de que fue el más importante aporte fluvial sedimentario
durante ese tiempo.
2. Durante las últimas tres décadas los factores antropogénicos han sido los principales agentes
que rigen la morfología actual del delta del Santiago. Factores tales como la construcción de
presas sobre el cauce del río Santiago y las desmesuradas actividades agrícolas y acuícolas muy
cerca de la zona litoral han modificado seriamente el balance sedimentario en la zona de estudio.
A esto hay que agregar los efectos provocados por los huracanes que tienen una incidencia
regular en la zona de estudio. La interacción de estos factores en la actualidad se ha traducido en
un evidente proceso erosivo de la línea de costa el cual se hace muy evidente en la zona del ápice
deltaico del río Santiago.
Así mismo se hace un resumen de las características del sistema costero-plataforma, al cual
pertenece este río, ya que este fue un componente primordial para el desarrollo y la configuración
actual de este sistema.
Aco-Palestina A.
1
INTRODUCCIÓN………… ……………………………………………………………………
De acuerdo con Coleman et al. (1971) y Galloway (1975), la forma de un sistema deltaico
esta en función de dos factores primordiales: 1. la cantidad de afluencia de sedimento aportado por
los sistemas fluviales y 2. la intensidad de las condiciones oceanográficas que lo afectan. La
proporción de estos dos factores determinara en gran mediada la morfología que adopte el sistema
deltaico.
Una alta proporción de la afluencia de sedimento da como resultado un delta elongado con forma
de “pata de ave” (bird foot), tal como el del Mississippi. Con proporciones progresivamente más
bajas en la afluencia de sedimento, la forma se vuelve lobulada (delta del Danubio), cuspada (delta
Sao Francisco) o arqueada, a medida que va aumentando la influencia marina.
Con una afluencia de sedimento relativamente baja y frente a condiciones intensas de la acción del
oleaje, la forma del delta subáereo no se desarrolla y los depósitos sedimentarios son distribuidos
uniformemente a lo largo de la línea de costa y fuera de la plataforma.
Este es el caso del delta del río Santiago, el cual tiene una forma cuspada sobrepuesta en un
amplio arco o protuberancia sobre la línea de costa. El desarrollo evolutivo de este delta se dio
mediante una serie de rectificaciones de su cauce, que resultaron en una serie de cambios en el
sitio y forma de la zona de desembocadura. Esta serie de cambios, modelaron en gran medida la
morfología actual de la plataforma y planicie costera de las costas de Nayarit y sur de Mazatlán.
Esta plataforma adquiere una carácter distintivo por la gran concentración de depósitos
sedimentarios en toda su extensión, producidos en gran medida por los diversos sistemas fluviales
que desembocan en la región, entre los que destacan: el río Grande de Santiago, San Pedro,
Acaponeta, Baluarte, entre otros (Tabla 1).
La estructura de los sistemas deltaicos coalescentes formados por estos ríos, es enormemente
complicada, debido a que su formación dependió en gran medida de acción de la deriva litoral
sobre los mismos así como la abundancia en el suministro de sedimentos propocionado por los
ríos, procesos ocurridos simultáneamente frente a condiciones fluctuantes del nivel marino durante
el Cuaternario. Aunado a esto los factores climáticos jugaron un roll muy importante durante el
desarrollo de esta región.
Sin duda los factores depositacionales así como el desarrollo evolutivo de la plataforma y costas de
Nayarit y sur Mazatlán, estuvieron marcados por las modificaciones que sufrió el río Santiago en su
zona de desembocadura. Factores que actualmente se ven seriamente afectados probablemente
por la construcción de complejos hidroeléctricos sobre este río regulando su cauce en función de
necesidades agrícolas y de generación de energía eléctrica, quedando retenida la carga
sedimentaria que trae consigo desde la porción montañosa, en ambos embalses.
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2
Aunque las ventajas producidas por estos complejos hidroeléctricos sobre las poblaciones de la
planicie costera son evidentes, tendríamos que constatar si estas, generarán a largo plazo
beneficios prioritarios tanto para las áreas habitadas como para las áreas naturales y por otro lado
que si las afectaciones sobre la zona costero-litoral no se traducirán a la postre en un daño mayor
que supere los beneficios originados por la construcción de complejos hidroeléctricos en la zona.
Aunado a esto el paso de agentes meteorológicos importantes tales como los huracanes han sido
un factor primordial para el desarrollo actual del área de estudio.
Aco-Palestina A.
3
Antecedentes……………………………………………… …………………………
Trabajos Previos
Los primeros registros de la entrada de los conquistadores españoles en el área, fueron
realizados por Nuño de Guzmán en 1530 (Brand, 1958). Las primeras cartas reportadas para las
costas del estado de Nayarit fueron realizadas también por conquistadores españoles y datan del
año de 1550 y 1763 (Diego Joaquín de Garavito).
La Comisión Federal de Electricidad (CFE), promueve las primeras exploraciones de carácter
geológico en la zona, realizando principalmente un estudio integral del río Santiago y sobre otros
sistemas fluviales menores que drenan en la planicie costera, con objeto de aprovechar al máximo
las perspectivas de generación de energía eléctrica de dichos ríos, además de realizar estudios
conjuntos con la hasta entonces Secretaria de Recursos Hidráulicos, realizados en varios periodos
comprendidos de 1960 a 1975 (Veytia et al., 1960-1964; Bolaños y Barrera, 1975). Una serie de
estudios sobre proyectos hidroeléctricos (como el P. H. El Cajón, Aguamilpa, Cajones, etc.), son
publicados posteriormente (Moreno y Gutiérrez, 1994), culminando con la construcción de la
Central Hidroeléctrica de Aguamilpa y la presa derivadora de San Rafael.
En 1959 la Scripts Institution of Oceanography organizó estudios de geología, biología, geofísica y
geología en el Golfo de California; para este reconocimiento varias áreas de gran interés fueron
seleccionadas para realizarse en ellas una investigación más detallada; el área referida en este
trabajo como planicie costera de Nayarit, fue una de ellas. Estos trabajos culminaron con la
publicación de varios artículos, realizados principalmente por Curray et al. 1963; 1964a, b, c; 1969,
que tratan sobre la evolución sedimentológica e histórica de dicha planicie, además de detallar la
estructura interna de la plataforma continental adjunta así como su evolución.
En 1963, P. E. Damon, Nieto Obregon y Delgado Argote, realizan estudios sobre un Plegamiento
Neogenético en la Zona de Nayarit y Jalisco incluyendo un apartado sobre la Evolución
Geomórfica del río Grande de Santiago.
En 1978 Ortíz Pérez M. A., comienza una serie de estudios que abordan como problemática
principal las inundaciones provocadas por el río Santiago sobre zonas aledañas al cause del
mismo, registrando en su trabajo la evolución geomorfológica del curso de este río, desde la
década de los 40’s hasta principios de la década de los 70’s, editando un último artículo, como
actualización del mismo tema, publicado en 1994. Para ese mismo año Romo Aguilar M. de L.,
aborda en su trabajo la misma problemática pero para el río San Pedro.
En 1996 El Instituto de Geografía de la UNAM realiza estudios sobre las características geológicas
e hidrológicas de la planicie costera Nayarita, encabezados por Lanza Espino et al.
En 1999, Ortiz Pérez M. A. y Romo Aguilar M. de L., realizan el último trabajo de carácter geológico
reportado, sobre la planicie costera Nayarita, en la parte de la Bahía de Matachel registrando los
cambios por sedimentación de la línea de costa presentes en la actual bahía.
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Objetivos del Estudio……… ………………………………………………………
Conocer y registrar la configuración de facies actuales del delta del río Santiago así como
reportar su evolución, en especial los últimos cambios suscitados sobre este a raíz de la
construcción de la C. H. de Aguamilpa a partir de 1993 hasta 1999. De manera complementaria se
realizo una recopilación de los trabajos más sobresalientes del área de las costas de Nayarit, con
el fin de presentar un marco geolólogico-sedimentario completo del área del estudio.
Aco-Palestina A.
5
Metodología…………… …… ……………………………………… ………………. Con base en cartografía e información reciente se reconstruyo el desarrollo deltaico y
última parte del cause, del río Santiago. Para este análisis se tomo como base el material
fotoáereo con fecha de junio de 1999 (material más reciente del área, disponible para este trabajo).
Con el fin de facilitar su interpretación y clasificación tanto del sistema deltaico como del patrón
fluvial del curso bajo del río Santiago, se resaltaron los aspectos más sobresalientes que
caracterizan e identifican a estos sistemas. Esto permitió reconocer los principales procesos que
tienen que ver en el desarrollo geomorfológico del mismo, tanto en el pasado reciente como en la
actualidad.
El análisis evolutivo de este sistema deltaico demandó la búsqueda de fuentes de información
histórica y científica que permitieran detectar y representar cartográficamente la evolución deltaica
del río Santiago así como su área de influencia. Adicionalmente se relaciono esta evolución con
datos climáticos, que pudieran explicar más detalladamente los cambios depositacionales
suscitados en el área de estudio. Para este propósito se recopilaron datos provenientes de
diversos estudios, realizados con anterioridad en la zona de estudio.
El material fundamental para este análisis se baso en material cartográfico, (imágenes satelitales,
fotografías aéreas, cartas, planos, etc.), que cubrieran el área de estudio durante diferentes fechas,
con la finalidad de registrar las modificaciones acontecidas durante los últimos años.
La reconstrucción de la evolución del aparato deltaico así como la ultima parte del cauce del río
Santiago se baso a partir de cartas topográficas de INEGI de noviembre de 1970 y marzo de 1993,
imágenes satelitales de la serie multiespectral Landsat de marzo de 1973, 1981 y 1986; abril y
mayo de 1992 y marzo y abril de 1993 además de material fotoaéreo de junio de 1999.
El análisis de los últimos años se efectúo mediante la selección de puntos de reconocimiento de
campo (febrero-marzo 2003) a partir de la interpretación del material fotoaéro más reciente, lo cual
permitió verificar los cambios más recientes suscitados sobre el cauce final y el área deltaica del
río Santiago.
Para complementar este estudio con datos anteriores a la década de los 70’s se incluyo
información recopilada de los trabajos de Ortiz et al. (1979, 1994). Además de incorporar fuentes
históricas que incluyeron cartografía del siglo XVIII, de origen español, con calidad variable
(Garavito 1763). Esta información se analizó y confrontó con la cartografía reciente y fotografías
aéreas actuales de la región.
Paralelamente a las prácticas de interpretación se fue generando e integrando una carta
geomorfológica, que se elaboró utilizando como mapa base material fotoaéreo con fecha de junio
de 1999 a escala 1:75 000 del Instituto Nacional de Estadística Geografía e Informática (INEGI).
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
6
Localización del Área de Estudio……………………………… …… …………
La zona de estudio se encuentra localizada en la región centro-oeste de la República
Mexicana, al noroeste del estado de Nayarit (23°5’00” N, 20°36’00” N, 103°43’00” W y 105º04’06”
W); abarcando en su totalidad a los municipios de Santiago Ixcuintla y San Blas, correspondientes
a este estado, así como la parte suroeste del estado de Sinaloa (Fig.1).
La planicie costera de Nayarit es una extensa “llanura costero-pantanosa”, (Fig.3). Perteneciente a
la provincia fisiográfica denominada Planicie Costera Nayarita, cubre una superficie total
aproximada de 852 km2 abarcando más de 150,000 ha de llanuras de inundación, canales de
marea, sistemas deltaicos y costeros, además de lagunas y manglares.
La amplitud promedio de esta planicie, a partir de la línea de costa hasta unos 200 msnm, es de
unos 59.5 km en promedio (Lanza, et al., 1996).
Las corrientes más importantes que drenan esta planicie son los ríos Cañas, Acaponeta, Rosa
Morada, Bejuco, San Pedro y Santiago, que cubren una superficie total de cuencas de 161,515
km2 (Tabla1). El río Santiago sobresale de entre los anteriores ya que a sido e principal generador
de los cambios morfológicos que ha sufrido la planicie costera de Nayarit y sur de Mazatlán.
La planicie fluvial del río Santiago, va desde el cabecera municipal de Santiago Ixcuintla
(21º49’00” N, 105º12’00” W, con una elevación de 40 msnm, situada a unos 67 kms al noroeste de
Tepic Nay.), hasta la desembocadura del río Santiago, (a nivel del mar, a unos 20 km de dicha
cabecera) (Fig.1); el curso bajo del río Santiago, al que nos referimos en este análisis, queda
comprendido desde el punto en que el río abandona la Sierra Madre Occidental, para entrar a la
planicie costera de Nayarit, hasta lograr su desembocadura al Pacífico, a unos 73 kilómetros de
las estribaciones de la Sierra Madre Occidental (Fig.3).(Ortiz, 1979).
El río Grande de Santiago se considera como componente del sistema fluvial Lerma-Chapala que,
en conjunto forma una sola unidad geográfica, ya que presenta a lo largo de su recorrido
características geográficas de muy distinta índole (geográficos, hidrológicos, climáticos,
geológicos, geomorfológicos, etc.); procedente del centro del país (Lago de Chapala, estado de
Jalisco), recorre 435 kilómetros cruzando varios estados de la República Mexicana,
desembocando en el Océano Pacífico, justamente en las costas de Nayarit (Boca del Azadero).
Tabla 1.Características hidrográficas de los ríos principales que drenan a la planicie costera del estado de Nayarit y parte sur de Mazatlán (1990).
Río Área de Cuenca de Drenaje km
2
Long. Aprox.
Gasto medio anual
miles/m3
Precipitación
total anual mm
Presidio 4, 825 167 Baluarte 5, 383 165 1500 Cañas 451 72 106, 333.2 1051
Acaponeta 5092 233 1 180,503.1 1317 Rosa Morada 215 55 1,890.00 1486 Bejuco 334 69 172,940.50 1400 San Pedro 26, 480 255 2 692,831.4 1,044.10
Santiago 128, 943 435 9 445,216.2 1,267.40
Santa Cruz 200 16 Chico 730 27
Chila 535 30 Ameca 13, 995 240
km.
Kilometros
20100 80
Cuenca Hidrográfica del RíoSantiago
Área de Drene: 29,263km2
21º 60'
21º 50'
21º 40'
21º 50'
105º
30'
105º
20'
105º
10'
105º
105º
30'
105º
20'
21º 30'
21º 60'
RíoSan
Pedro
RíoGrande
Santiagode
Tepic
Presa
Agu
am
ilpa
Rio
Gra
nde
Presa SantaRosa
Guadalajara
Zacatecas
Rio Lerma
Lago deChapala
Océa
no
Pacífico
15
de S
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Santiago Ixcuintla
Tuxpan
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S
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N
0 5 10
Aco-Palestina A.
7
En su curso el río Santiago recibe por la margen derecha, los aportes de los ríos o arroyos de
Bolaños, Amatlán de Jora, Palmillas, Aguapan, Toro Mocho y Huaynamota; y por el izquierdo los
de San Antonio, Santa Fé, Suspiro, Platanito y Tepic.
La capacidad de escurrimiento ha variado toda vez que actualmente su cause esta parcialmente
controlado por obras de resguardo en los últimos kilómetros de recorrido, además que ha sufrido
desviaciones por la construcción de la C. H. Aguamilpa situada a unos 60 kilómetros, en línea
recta, río arriba de la desembocadura de dicho río (Fig. 25).
El curso bajo del río Santiago es el colector general de una de las mayores y más importantes
cuencas del país, tanto por los valiosos recursos naturales que comprende, como por la vasta
extensión que representa, aproximadamente de unos 129,263 km2 de superficie, magnitud que nos
permite imaginar de manera muy clara la capacidad de escurrimiento que tenia en el trayecto final
de este río antes de la puesta en operación de los embalses de la Centra Hidroeléctrica (C. H.)
Aguamilpa y de la presa derivadora de San Rafael, que estimaba en un volumen medio anual,
para la mitad de la década de los 80’s de 9,500 millones de m3 (Ortiz, 1978).
8
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
9
Características del Área de Estudio……… …………………………………….
Hidrología y Clima
La parte norte de la planicie costera de Nayarit y sur de Mazatlán incluye a los ríos Cañas,
Acaponeta, Bejuco y Rosa Morada, presentando una oscilación extremosa (7.6°C); la parte sur
abarca a los ríos San Pedro y Santiago y es de poca oscilación (6.5°C). Debido a las
características geomorfológicas de esta planicie y al resultado de su dinámica hidrológica, las
variaciones en los gastos de estos ríos determinan la magnitud del aporte del material suspendido
de la sedimentación, además del desarrollo deltaico y otras formas topográficas así como la
erosión.
Sobresale el volumen medio anual del río Santiago con 9 500 millones de m3, el San Pedro con
2,692 millones de m3
y el Acaponeta con 1,180 millones de m3; en tanto que el Cañas, el Bejuco y
el Rosa Morada sólo son significativos en periodos de lluvias y en el invierno, respectivamente
(Tabla1). Los tres primeros ríos, entre los que se encuentra el Santiago, pueden rebasar
ocasionalmente los 1,000 m3/s, como en temporada de huracanes y eventos de mayor
envergadura, como son grandes avenidas y el fenómeno del ENSO1; que representan fases
erosivas y acumulativas considerables (Lanza et al.,1996).
Tanto el Santiago como el San Pedro, durante las crecidas ordinarias y extraordinarias representan
prácticamente un 60% del total de las veces que rebasan los gastos críticos de inundación (Romo,
1994), consecuencia tanto del comportamiento anual pluvial así como a mayor plazo el provocado
por tormentas tropicales y huracanes que tocan tierra en el estado de Nayarit de mayo a octubre,
con una regularidad aproximada de tres por año (Jáuregui, 1980) y de fenómenos ENSO1, con una
ocurrencia dominante de 4.5 años y una secundaria de 21 años, situaciones en donde se puede
sobrepasar en más de dos veces a los 1,000 m3/s (Lanza op. cit.).
El periodo de retorno más frecuente que se observa por las modificaciones y significado de las
inundaciones es de dos años, que según Romo (1994), es de inundaciones ordinarias del régimen
del San Pedro, pero aplicable al Santiago y bajo ciertas circunstancias extraordinarias al
Acaponeta. La CFE (1994), señala que es muy probable que un cambio en el ciclo hidrológico de
las cuencas (control de inundaciones), pueda influir en el plazo de dos a cinco años.
El clima de planicie costera se caracteriza por ser del tipo Aw0, que corresponde al más seco de
los subhúmedos de acuerdo con el Sistema Modificado por García (1977). Se clasifica como de
subtropical a tropical, con una temperatura media anual de más de 25°C. El rango de precipitación
pluvial anual es de alrededor de 850 mm en el borde norte cerca de Mazatlán, de
aproximadamente de 1,200 mm cerca de Tepic, y de más de 1,660 mm en la planicie costera del
sur cerca de San Blas. La mayoría de las precipitaciones se dan al final del verano y principios del
otoño, frecuentemente acompañados por tormentas tropicales o “chubascos” que proceden
generalmente del sur. Los vientos prevalecientes vienen del noroeste en los meses de invierno y
del oeste al suroeste en el verano. A mediados de la primavera el rango de las mareas es de 1.25
1 El Niño-Oscilación del Sur, fenómeno oceánico-atmosférico generado por el amainamiento de los Vientos Alisios.
Aco-Palestina A.
10
m en Mazatlán y de alrededor de 0.98 m cerca de San Blas; el rango promedio de mareas es de
0.85 y 0.70 m respectivamente (Curray et al., 1969).
Otro fenómeno que incrementa el volumen de las lluvias y en consecuencia los gastos, son los
“monzones”, que según García Y Trejo (1990), se presentan particularmente en Nayarit entre mayo
y octubre con una alta frecuencia al año, cuyo tamaño e intensidad varia año con año. Sin
embargo, durante la mitad caliente del año la Altiplanicie Mexicana, dada su enorme extensión,
manifiesta condiciones de continentalidad y se calienta mucho más que el aire, al mismo nivel
sobre las tierras bajas o el mar, generando altas evaporaciones; Durante la mitad fría del año los
vientos monzónicos cesan y en consecuencia el aporte de humedad, conduciendo a un déficit
hídrico, balanceado por las lluvias generadas por los otros fenómenos.
Los meses más lluviosos en los seis ríos abarcan de agosto a octubre (960-1 396 mm y 2 397
m3/s, promedios) y los menos lluviosos de mayo a julio (141.4 mm y 514 m
3/s, promedio). El
periodo de secas comprende de noviembre a abril (57-91 mm y 571.5 m3/s, este último
corresponde a las “equipatas” o lluvias de invierno). Sin embargo los mayores gastos mensuales
del río San Pedro, han ocurrido en noviembre de años ENSO1 con una intensidad de 4, alcanzando
máximos de hasta 5,000 m3/s y mínimos de 1,445 m
3/s, que comparados con gastos de ese mes
en años normales son 80 y 20 veces mayores respectivamente. Estos fenómenos son similares
(aunque aun no calculados), en los ríos Santiago y Acaponeta a través de los incrementos de los
escurrimientos y precipitaciones, con los aportes correspondientes de material suspendido y los
efectos tanto de erosión como de sedimentación (Lanza et al.1996).
Manglar
El bosque de manglar es el principal agente vegetal que se presenta en la región estudiada
comprable en porcentaje solo con las zonas de pastizal inducido y zonas de siembra y temporal,
que en los últimos años han aumentado considerablemente, debido al alto crecimiento de los
núcleos de población que demandan más zonas de cultivo y pastoreo. Este aumento es obvio, al
ser estas dos las actividades principales el desarrollo económico del área.
El bosque de manglar se caracteriza por su alta productividad y abundante biomasa; crece en un
amplio intervalo de salinidad, pero las mejores condiciones son las salobres. En los sistemas
costeros mexicanos se encuentran cuatro especies: mangle rojo Rhizophora mangle, mangle
blanco Laguncularia racemosa, mangle negro Avicennia germinans y mangle botoncillo
Conocarpus erecta, cuya distribución depende entre otras causas de la morfología e hidrología y
del clima (op. cit.).
De aproximadamente 660,000 ha de manglar en México (Blasco, 1998), un 17% se encuentra
entre Tecapán y San Blas (Fig. 2 y 3), con áreas frecuentemente inundadas, consecuencia de los
seis ríos que drenan la zona costera (Tabla 1), tres permanentes (Santiago, San Pedro y
Acaponeta), y tres estaciónales (Cañas, Rosa Morada y Bejuco), además de la influencia de la
marea. Este manglar ocupa el 70% del área total estuarina (Flores et al., 1992).
Fig.2.Distribución espacial de las áreas de bosque de manglar, presentes en la planicie
costera de Nayarit.
CONABIO
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
11
Geomorfología
La llanura costera, el litoral y la plataforma continental se encuentran bajo el dominio de o
la influencia fluvial de los ríos: Baluarte, Cañas, Acaponeta, Rosa Morada, Bejuco y principalmente
de los ríos San Pedro y Santiago (Tabla1). Es una planicie costera acumulativa sedimentaria
constituida por la evolución de un sistema de deltas “coalescentes” que han avanzado
paulatinamente hacia el oeste. Las llanuras fluviales de los ríos, por sus características
fisiográficas y sedimentarias se dividen en dos unidades: llanura alta fluvial y llanura baja
fluviodeltaica (Fig.21).
En la llanura baja fluviodeltaica, que se distribuye en una franja entre el ambiente terrestre y el
lagunar costero cuya anchura promedio es de 60 km, los sedimentos finos se depositan en la
cavidad de antiguos lechos fluviales abandonados que son el receptáculo pluvial en la temporada
de lluvias; en esta época destacan el río Santiago y menor proporción el río San Pedro, que suman
17,126,909 m3 de material acarreado anualmente.
Los suelos están constituidos por materiales disgregados formando unidades como fluvisol eútrico,
fluvisol gleyco, luvisol crómico y solonchak órtico, relacionados con fenómenos hídricos y de
composición semejante a la roca madre. Se encuentran en esta llanura manchones de selva baja
caducifolia, manglar, vegetación halófita y pastizal inducido (INEGI, 1981, 1988).
Los cinco ríos que desembocan en esta llanura edificaron un complejo sistema deltaico durante el
Pleistoceno tardío, en periodos de bajo nivel del mar. La característica distintiva de este complejo,
fue la formación de un planicie ondulada con múltiples depósitos de cordones de playa (strand
plain), que aislaron a un alto número de cuerpos de agua (Fig.10).
12
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l., 1969.
Aco-Palestina A.
14
Estructura Sedimentaria de la Plataforma .
Esta plataforma esta claramente caracterizada por una pronunciada ampliación en la parte
central que alcanza una anchura de 75km, en una relativamente estrecha protuberancia, que
marca su máximo desarrollo. Los detalles de la batimetría de esta plataforma se muestran se
muestra en la Figura 3. La plataforma continental inmediatamente al norte, cerca de Mazatlán se
estrecha a unos 20km. Al sur cerca de San Blas la plataforma es igualmente estrecha
interactuando con los estribos de la Sierra Madre Occidental, y estructuras probablemente de
origen tectónico (Fig. 3).
La inusual morfología lobular de la superficie de esta plataforma, es de interés primario ya que se
muestra directamente como resultado de la sedimentación principalmente de sistemas deltaicos
durante el Cuaternario.
En el Pleistoceno, durante periodos de bajo nivel del mar, el río Santiago y otros sistemas fluviales
menores, construyeron un complejo deltaico sobre la plataforma continental, alcanzando en
algunos lugares el borde de la plataforma actual. El frente deltaico se ubicaba muy cerca del borde
de la actual de la plataforma actual, situado a corta distancia del archipiélago de las islas Marías
(Fig. 9); posteriormente la transgresión del Holoceno, desplazó la línea de costa a través de la
superficie expuesta de ese complejo deltaico a una posición muchos kilómetros, tierra adentro
hacia el continente, de la posición que actualmente tiene.
Debido a su gran amplitud, esta plataforma, evolucionó a partir de varios génesis (no únicamente
deltaico), dependiendo del periodo de tiempo y la posición geográfica dentro de esta, hasta tomar
su morfología actual.
Distribución de Facies
Una serie de estudios por medio de perfiles acústicos fue realizada por Curray et al. en
1963, en cuyos trabajos se detallo la estructura interna de esta plataforma así como de la parte
superior del talud continental. Para este estudio se utilizaron perfiles de reflexión acústica,
obtenidos mediante dos instrumentos: el “Sonoprobe2” (ecosonda), y el “Sonic Profiler
3” o “Arcer”.
La penetración de estos perfiles alcanzo aproximadamente profundidades de más de 200m bajo la
plataforma continental actual. Estos registros muestran en sección capas de depósitos deltaicos
progradantes, además de una serie de probables depósitos aluviales y de pantano. La
examinación minuciosa de estos registros revelo que la sedimentación deltaica no fue
contemporánea en toda el área de la actual plataforma, ya que algunas secciones, especialmente
2 Instrumento que se utiliza para la determinación de espesores marinos someros, principalmente de sedimentos Holocénicos.
3 Perfilador cuyas características técnicas lo hacen muy apropiado para estudiar estructuras profundas y gruesas del orden de c ientos de metros bajo el piso
marino.
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
15
al sur de la misma, muestran secuencias deltaicas sobrepuestas, mientras que en la parte norte se
registraron depósitos de plataforma sin influencia deltaica importante.
Además en la mayoría de los perfiles de la parte central y externa de esta plataforma revelaron
características morfológicas sepultadas que son notablemente similares al la de la actual
plataforma.
Estos estudios, incluyeron la realización de una serie de secciones transversales que permiten
verificar la distribución de facies. En este trabajo solo incluiremos las secciones más
representativas realizadas sobre la plataforma continental y parte superior del talud. La ubicación
de esas secciones se muestra en la Figura 4 y 5.
La sección A-A’ se localiza en la parte norte de la plataforma, al sur de Mazatlán Sin. Esta área es
un tanto más profunda que el resto de la plataforma, relacionada probablemente una subsidencia
de tipo local (downwarping), y a fallamiento. La serie de fallas que cruzan este perfil son normales
de crecimiento, lo que indica que los depósitos sedimentarios son volumétricamente importantes
en esta parte de la plataforma. Los depósitos marinos están ínterdigitados con depósitos parálicos
hacia las partes más cercanas al continente.
La sección que pasa a través de la principal protuberancia del borde de la plataforma de Nayarit y
parte sur de Mazatlán (Fig. 4, Secc. D-D’), muestra una secuencia deltaica que progradado el
borde de la plataforma en tres diferentes fases (Periodo 1; 3 y 4), los cuales fueron formados
durante periodos de caídas del nivel del mar. Parte de, pero no del todo, este cambio en el borde
de la plataforma en esta área a sido causado por procesos erosivos.
Más hacia el sur, se localiza la sección G-G’ (Fig. 4), la cual muestra igualmente una
progradación deltaica en dos fases (Periodo 1 y 2). La progradación deltaica sepultada en esta
sección (Periodo 1), ha sido determinada como la plataforma fósil más antigua identificada en el
área.
Como resultado del análisis anterior se identificaron al menos cuatro Periodos máximos de
desarrollo deltaico (Periodos 1; 2; 3 y 4), preservados en el cuerpo de la plataforma continental
actual como bordes fósiles de la misma. La configuración de este análisis se muestra en la Figura
9. El más joven de esos periodos deltaicos registrados, se considera como el borde de plataforma
actual en el área de las costas de Nayarit.
El desarrollo de las unidades de facies, reveladas por la interpretación de los registros sónicos
involucra una muy complicada secuencia de eventos, que incluye una progradación deltaica
relacionada con procesos contemporáneos de erosión (terrazas erosiónales) y subsidencia local
(downwarping), ocurridos simultáneamente durante las fluctuaciones del nivel del mar del
Cuaternario. La distribución de esas facies se muestra en la Figura 5.
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16
Estos estudios concluyeron que las partes sur y centro de la plataforma de Nayarit y parte sur de
Mazatlán son predominantemente de estructura deltaica, mientras que la parte norte, afectada por
subsidencia local, no tiene una influencia deltaica importante.
Por lo tanto las partes de la plataforma con relativamente bajos periodos de suministro de
sedimento y con una relativamente rápida subsidencia están constituidas en sección por depósitos
de talud y plataforma. En cambio las porciones con gran estabilidad tectónica, están constituidos
por una serie de depósitos deltaicos progradantes en donde las facies de plataforma son menos
importantes.
Distribución de Sedimentos Actuales
La distribución de los sedimentos superficiales sobre la plataforma continental actual de
Nayarit y parte sur de Mazatlán, es muy similar a la mayoría de otras plataformas amplias en el
mundo.
Los sedimentos de la plataforma interna son arenas neríticas del actual ciclo sedimentario. Estos
depósitos gradan abruptamente a arcilla limosa y arcilla en la parte central e interna de la
plataforma, dichos depósitos son el producto de la distribución de la actual carga suspendida del
río Santiago.
Sobre la amplia sección central de la misma, estos depósitos pasan a una zona de limo arcilla-
arenosa, que son el resultado de una mezcla entre los depósitos de arenas finas, derivadas de las
descargas de los ríos, con los depósitos residuales de arenas basales transgresivas del Holocéno
provenientes de la plataforma.
Sobre el extremo norte y sur, al final del área, los depósitos están asociados con el río Santiago y
son una mezcla de arenas neríticas con arenas limosas (en menor porcentaje), relictos de las
arenas basales transgresivas de borde de plataforma. La distribución aproximada de estos
depósitos sobre la plataforma se muestran en la Figura 6 (Reguero et al. 1983).
18
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Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
21
Evolución Geológica Reciente de la Plataforma y Planicie Costera .
La planicie costera y la plataforma continental de las costas de Nayarit y parte sur de
Mazatlán se encuentran bajo la influencia del río Santiago y en menor medida de los ríos San
Pedro, Acaponeta, Las Cañas y Baluarte, situados a lo largo de esta.
El desarrollo evolutivo del delta del río Santiago sobre esta plataforma se dio mediante una serie
de rectificaciones de su cauce, que resultaron en un conjunto de cambios en el sitio y forma de la
zona de desembocadura. Esta serie de cambios, sucedidos durante el Cuaternario modelaron en
gran medida la morfología actual de esta plataforma así como de la planicie costera adyacente.
En el Pleistoceno tardío, durante periodos de bajo nivel del mar, estos ríos edificaron un vasto y
complejo sistema deltaico sobre lo que hoy es gran parte de la plataforma continental
correspondiente al estado de Nayarit y sur de Mazatlán. El frente deltaico se ubicaba muy cerca
del borde de la plataforma continental actual, situado a corta distancia del archipiélago de las Islas
Marías (Ortiz, 1979), (Fig. 3 y 9).
Para fines del Pleistoceno y durante el transcurso de los primeros milenios del Holoceno, tiene
lugar una fase transgresiva con un ascenso en el nivel marino. La línea de costa, en la zona de
estudio, se traslado, avanzo y emigro tierra adentro, sobre lo que constituía la primitiva superficie
del delta, varios kilómetros hacia el continente de la posición que actualmente tiene (Fig. 7a).
Es evidente que, con la secuencia transgresiva se modifica totalmente el drenaje fluvial de la zona,
pues éste se irá adaptando de acuerdo con el retroceso de la costa.
Esta transgresión ocurrió como resultado de un rápido ascenso del nivel del mar que siguió a la
Glaciación del Wisconsiano tardío (Würum II), interrumpida por cortos periodos de avance deltaico
(Fig. 4). Algunos estudios sugieren que al inicio del fenómeno regresivo (incluso antes) los ríos
San Pedro y Santiago confluían a los 21º 44’ norte (al norte de las planicies fluviales que ambos
ríos tienen actualmente), antes de su desembocadura al océano; aun en la última fase de dicho
fenómeno regresivo y durante el proceso de estabilización del nivel del mar, estos ríos
desembocaban juntos al Océano Pacífico (Fig.7a y b).
El aumento eustático del nivel marino aproximadamente de los 18,000 a los 7,000 años antes del
presente (A.P.), causo una rápida transgresión de la línea de costa a través de la plataforma
continental (Fig.4). Cuando el aumento estático disminuyó, la transgresión fue localmente
balanceada por el depósito sucesivo de barras litorales, a lo largo de la línea de costa.
La progradación de la línea de costa (regresión depositacional), comenzó poco después de que el
período de aumento eustático del nivel del mar fuera tranquilizándose lentamente. La regresión de
la línea de costa tiene lugar a la vez que continua la lenta transgresión marina, observándose de
esta manera que el continuo aporte de sedimentos tiene una velocidad de depósito que supera el
20
Aco-Palestina A.
22
lento avance del litoral, aunado a esto debe considerarse que se trata esta de una costa de
levantamiento según Romo, 1994.
Periodo Pleistocenico
A partir de la interpretación de los registros acústicos presentados en el capítulo anterior
así como una serie de estudios realizados sobre la planicie costera Curray et al. (1961; 1963;
1964a,b y c; 1969), propone la siguiente cronología para las costas y plataforma del estado de
Nayarit y parte sur de Mazatlán, a partir de dataciones radiométricas realizadas en material
orgánico tanto de la plataforma4 como de la planicie costera
5.
Probablemente durante el Wisconsiano temprano o antes, se depositaron las secuencias
progradantes de los Periodos 1 y 2 con un nivel del mar6 120m abajo del nivel actual. A la mitad del
Wisconsiano aparentemente la posición del nivel del mar se elevo, unos 23m, sumergiendo estos
Periodos (Fig. 4 y 9).
Pasada ese proceso transgresivo del nivel del mar, este registro una disminución de 97m a 106m
debajo del actual nivel del mar, al comienzo de la fase glacial del Wisconsiano tardío. Durante ese
proceso regresivo se formo el Periodo de progradación 3 (Fig. 9). Pasada la fase glacial, el nivel
del mar se mantuvo en un estado de equilibrio durante un tiempo prolongado formando extensas
planicies que quedaron sujetas a erosión.
Para el Wisconsiano medio el nivel del mar ascendió de nuevo, hasta posicionarse
aproximadamente a 64m abajo del nivel actual, manteniéndose sin variación aparente el tiempo
suficiente como para formar la amplia superficie plana de la plataforma central. Durante este
tiempo probablemente se desarrollo una llanura aluvial pantanosa asociada con una planicie
ondulada de cordones costeros (strand plain), similar a la que actualmente se localiza en la zona.
Una segunda caída del nivel del mar hasta los 125m abajo del nivel actual, ocurrió durante el
Wisconsiano tardío, formando los depósitos del Periodo 4 mediante un proceso de progradación
deltaica (Fig. 4 y 9).
Los únicos rastros de edad Pleistocénica que quedaron sobre la planicie costera de Nayarit y parte
sur de Mazatlán, son los depósitos de cordones costeros se la Secuencia I, localizados en su
borde norte, cerca de la entrada de marea de Tecapán (Fig.9).
Estos antiguos cordones, ahora cementados, probablemente representen un periodo interglacial
durante el Pleistoceno tardío. Se les atribuye una edad del Sangamoniano o Wisconsiano medio,
correlacionada con una posición baja del nivel del mar postulada para los 35,000 y los 25,000 años
A.P. (Curray et al.,1969). Aunque los cordones de playa de esta Secuencia se observan
4 Dataciones radiométricas sobre moluscos de aguas someras: Strombus grannulatus, Megapitaria squalida, Anomia adams, Arca pacifica.
5 Dataciones radiométricas sobre conchas de bivalvos: Donax punctatos, Crassostera corteziensis, Mulinia pallida, Trivella sp, entre otros.
6 El nivel del mar se determino sobre los registros acústicos (Arcer), considerando características morfológicas relacionadas con el nivel del mar. Tomando en
cuenta que el nivel del mar en un sistema deltaico se da aproximadamente entre las capas frontales (foresets beds) y las capas iniciales (topsets beds), y estas se sitúan sobre el borde de la plataforma.
21
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Fig.7a. Línea de costa aproximada durante el periodo de transgresión entre los 7,000 años a. p. y los 4,500 años a. p. La línea de costa se cree que se detuvo
por primera vez alrededor de los 4,750 años a. p. en un punto cerca de la ahora Isla de Mezcaltitlán, sitio en donde se desarrolla una lengua de arena hacia el
norte, encerrando la ancestral Laguna de Agua Brava. Se muestra también la desembocadura conjunta de los ríos Santiago y San Pedro para ese tiempo, al
norte de sus causes actuales.
Fig.7b. Evolución de la línea de costa durante el periodo de regresión de los 4,500 años a. p. al presente. Notese que la Laguna de Agua Brava termino su
formación aprox. a los 4,500 años a. p. por el desarrollo de una lengua de arena. Se muestra además la reconstrucción de la desembocadura conjunta de los
ríos San Pedro y Santiago durante los periodos II, III y IV; al sur de la actual desembocadura del San Pedro.
Desarrollo de un depósito de lengua de arena antes de los 4750 años a.
p.
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LINEAS DE COSTA TRANSGRESIVAS
LINEAS DE COSTA REGRESIVAS
Tomado de Currayet. al. 1969
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
23
únicamente al norte del área, es probable que una secuencia similar este cubierta bajo material
joven, en otros sitios de la región.
Transgresión Holocénica (7,000-3600 años A. P.)
Estudios del cambio del nivel del mar en varias regiones del mundo sugieren un periodo de
aumento relativamente rápido de este, aproximadamente de los 18,000 a los 7,000 años A.P. (Fig.
4). Durante este periodo el nivel del mar transgredió las plataformas continentales en varias
regiones del mundo. Muchas líneas de costa se estabilizaron o registraron una regresión durante
un periodo de lento aumento del nivel marino en los últimos 7,000 a 6,000 años A.P.
Este proceso transgresivo muy probablemente erosiono los depósitos de cordones litorales
contemporáneos a las progradaciones de la plataforma, el único remanente de estas
progradaciones sobre la planicie costera, es la Secuencia I, localizada al norte del área, estos
depósitos son probablemente contemporáneos en tiempo al Periodo de progradación I sobre el
cuerpo de la plataforma.
En la zona de estudio la transgresión relativamente lenta, durante los comienzos del Holoceno fue
balanceada por un proceso de depósito sucesivo de barras litorales a lo largo de la línea de costa
(desde San Blas hasta Mazatlán), causando un proceso de “regresión depositacional” a lo largo de
la línea de costa.
La transgresión aparentemente se estabilizo por primera vez en el área de estudio alrededor de los
4,750 años A.P. en un punto cerca de la ahora Isla de Mezcaltitlán (Fig. 3). Para ese tiempo la
corriente de la deriva litoral comenzó a desarrollar un deposito de “lengua de arena” (spit), al norte
de este punto. Para los 4500 años A.P esta se extendió al noreste encerrando a la Laguna de
Agua Brava (22° 05’N; 105° 40’W), (Fig. 7a y b).
En los bordes norte y sur de la planicie costera de Nayarit y sur de Mazatlán, la transgresión se
prolongo hasta alrededor de los 3,500 A.P. El clima durante esta época se cree era relativamente
frío. Para este tiempo los ríos San Pedro y Santiago tenían un cauce conjunto desembocando al
Océano Pacífico al norte de las desembocaduras que ambos tienen actualmente (22 ° norte), (Fig.
7a).
Regresión Holocénica (4,500 años A.P. al presente)
La última etapa del fenómeno transgresivo en las costas de Nayarit y parte sur de
Mazatlán como ya se menciono fue localmente balanceado mediante el depósito de cordones
litorales a lo largo de la costa. Este fenómeno se detuvo cerca de la desembocadura conjunta de
los ríos San Pedro y Santiago (21° 48’ norte), a los 4,750 años A.P aproximadamente, mientras
que en la parte norcentral se detuvo hace unos 4,500 años A.P., continuando hasta los 3,600 años
A.P. en las partes norte y sur (Fig. 7b).
Esto debido a que el avance de la línea de costa hacia el océano se verifica sin que por ello se
detenga la lenta transgresión marina, evidenciando que la velocidad de depósito en el frente
Aco-Palestina A.
24
deltaico dominante en esa época, conformado por los ríos San Pedro y Santiago (21° 48’ norte),
derivada del continuo aporte de sedimentos acarreados por los ríos, superaba el lento avance
transgresivo del litoral durante ese tiempo (Romo 1994).
Este proceso regresivo se dio mediante varias secuencias, registradas sobre la planicie ondulada
de cordones litorales (strand plain), con reorientaciones en la dirección de su depósito y separadas
por líneas de truncamiento de carácter erosivo.
Secuencia II (4500-3600 años A.P.)
Al comienzo de la formación de esta Secuencia, los ríos Baluarte y Acaponeta entran al
Océano Pacífico aproximadamente a lo largo de sus actuales planicies de inundación. Los ríos San
Pedro y Santiago tienen una desembocadura conjunta al sur de la actual planicie de inundación del
río San Pedro, alrededor de los 21° 48’ norte (Fig. 7b).
Al norte del cauce del río Acaponeta la Secuencia de depósito de los cordones litorales se hace
muy compleja, debido quizá a la influencia de la entrada de marea de Tecapán (Fig. 3 y 9).
Secuencia III (3600-1500 años A.P.)
Un aparente cambio en el clima local probablemente evidenciado ya que las aguas del
frente oceánico7, formado en la boca del golfo de California, experimentaron un fortalecimiento
durante los 3,700 y los 1,500 años A.P. (Álvarez et al., 1984), marcando el paso de la Secuencia II
a la III. Esto indica que pudo haber un cambio en el patrón del régimen de vientos, que provoco a
su vez una variación importante en la dirección de la deriva litoral, produciendo cambios en el
sentido de depósito de los cordones litorales.
El clima durante esta época aparentemente fue relativamente frío y tormentoso, en la mayor parte
de las costas de Nayarit; esto probablemente provoco que la formación de nuevos cordones
litorales se dificultara. Con ese clima las barras litorales son destruidas por la intensa acción de las
olas, antes de que estas comiencen a crecer hasta emerger sobre el agua, para formar un nuevo
cordón litoral, que aisle a la playa anterior (ver fisiografia de la Planicie Costera).
Para esta época los ríos San Pedro y Santiago entran juntos al océano, al sur de la actual planicie
de inundación del río San Pedro (21° 48’ norte). Durante ese tiempo la porción de la línea de costa
junto a esta desembocadura, progradó rápidamente con una ligera dirección hacia el norte,
sugiriendo que la deriva litoral tenía esa misma dirección. La causa de la discontinuidad que divide
a esta Secuencia debió estar relacionada a una fluctuación en el patrón de descarga fluvial.
7 Por lo general, se localizan cerca del Cabo San Lucas, en el extremo sur de la península y es una corriente formada por el encuentro de tres masas de agua: el
agua oriunda del golfo de California, la del Pacífico subtropical nororiental y la llamada corriente del Golfo de California, entre los 50 y los 200m de profundidad.
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
25
Secuencia IV (1500-500 años A.P.)
El cambio de la Secuencia III a la IV fue uno de los eventos más importantes en el
desarrollo evolutivo del área de las costas de Nayarit y parte sur de Mazatlán. Esta fecha
concuerda parcialmente con una incursión notoria de la Corriente de California8 sobre el golfo de
Cortes, alrededor de los 1,200 años A.P., provocando una intensificación de los procesos de
surgencias9 y la formación de un gran frente oceánico
6 en la boca del golfo (Álvarez et al., 1984).
Como resultado de este fenómeno la deriva litoral cambio su dirección de sur a norte. Este cambio
genero un realineamiento de la línea de costa debido a la variación en la dirección de los patrones
de depósito. Esto pudo provocar que el clima sufriera un calentamiento generalizado a lo largo de
estas costas.
Durante la primera mitad de desarrollo de la Secuencia IV, un nuevo distributario del río Santiago
se abre paso por su porción sur desembocando aproximadamente alrededor de los 21° 35’ norte,
105° 20’ oeste (IVs, Fig. 7b). La confluencia del San Pedro y el Santiago produjo un sistema
deltaico, localizado en lo que actualmente es la plataforma interna, cerca del brazo de marea Boca
de Cachimín (Fig. 7b y 18).
Secuencia V (500 años A.P. al presente)
Durante esta época se da el cambio de la antigua zona de desembocadura localizada al
sur de la actual planicie de inundación del río San Pedro (21° 48’ norte), a la actual zona de
desemboque (21° 35’ norte), (Fig. 7a y 17).
La forma cuspada del antiguo delta (21° 48’ norte), fue erosionada en su parte posterior, debido a
la reducción de afluencia de sedimento y a las afectaciones erosivas, provocadas por los procesos
marinos (Fig. 7a).
En el periodo de los 500 años a la actualidad, un nuevo delta subáereo se formó a partir de tres
nuevas y subsecuentes desembocaduras en la actual zona deltaica (Fig. 7a y 9). Más o menos
para ese tiempo, el río Santiago abandona el distributario del sur (IVs, Fig. 7a).
La línea de costa progrado muy poco durante la época de la Secuencia V, a excepción de la región
deltaica actual del río Santiago parece improbable que un nuevo cordón litoral haya sido
adicionado a la costa.
Es importante mencionar que la cartografía histórica del siglo XVIII (Garavito 1763), para esta área
muestra que el río Santiago desembocaba al Océano Pacífico mediante tres distributarios (Fig. 8).
Poco puede ser determinado a partir de la configuración de la línea de costa, pero es probable que
esas tres desembocaduras indiquen la dirección de las Subsecuencias Va, Vb y Vc. El desarrollo
evolutivo de esta parte del sistema deltaico del río Santiago será explicado con más detalle en el
capítulo de fisiografía y evolución del del delta del río Santiago.
8 Flujo de agua superficial proveniente del norte de baja salinidad y temperatura (T <22° C; S <34.6
0/00).
9 Aguas ricas en nutrientes que sostienen el florecimiento de comunidades de plancton, generalmente controladas por factores atmosféricos como los patrones de
viento.
Aco-Palestina A.
26
Fig. 8. Porción del mapa de Diego Joaquín de Garavito (1763) Obsérvese que el río Grande de Santiago desemboca al océano mediante tres distributarios, (Brand, 1958).
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Tecapán
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
28
Fisiografía de la Planicie Costera … ……………………………………
Planicie Costera Ondulada
Esta llanura consiste en un “estero bajo” conformado por una planicie ondulada de
cordones litorales de playas abandonadas (strand plain), esencialmente a nivel del mar y que se
traslada en la superficie como la planicie aluvial del río Santiago y en menor medida de otros
sistemas fluviales adyacente a este (Fig.3; Tabla 1). Esta planicie de “Esteran” tiene en promedio
5 kilómetros de ancho y una longitud de 225 kilómetros entre Mazatlán y San Blas, cuenta además
con una amplitud máxima en su parte media de 130 kilómetros, que es la porción
sedimentológicamente mejor desarrollada (Fig. 3). La parte superior de esta llanura esta surcada
por aproximadamente unos 250 cordones litorales sucesivos de playas abandonadas, entre los
cuales se disponen depresiones o canales naturales típicamente espaciados entre 30 y 200m, que
se inundan principalmente en época de lluvias, las depresiones conectadas al mar o cercanas al
litoral funcionan como canales de marea o esteros, algunos de los cuales se ven invadidos por
manchones de pantano y mangle (Fig. 11, 12 y 13) (Curray et al. 1963). Cada cordón litoral
representa el depósito contemporáneo a la formación de cada playa.
El relieve varia desde menos de un metro hasta un máximo de casi 5 metros sobre el nivel del mar.
La pendiente longitudinal es de más o menos cero grados aproximadamente a nivel del mar.
Sobre esta planicie ondulada es posible identificar varios sistemas de cordones litorales separados
unos de otros por líneas de truncamiento de carácter erosivo, cuyo desarrollo evolutivo fue
explicado en el capítulo anterior.
La disposición progradante de los depósitos de cordones litorales en las costas de Nayarit y sur de
Mazatlán requiere el desarrollo de barras litorales sumergidas, las cuales bajo condiciones marinas
y de aporte de sedimento especificas emergen sobre el agua, convirtiéndose en una nueva línea
de costa asilando a la playa anterior.
Mecanismo de Formación de los Cordones de Playa
Los mecanismos postulados para la formación de los cordones de litorales o de playa se
da mediante una acreción de sucesiva de nuevos cordones litorales a la costa por la formación y
emergencia de barras litorales (Curray et al. 1969). Cada cordón litoral se formó individualmente
como un depósito de línea de costa.
Experimentos de laboratorio y estudios en tanques de arena han demostrado que a lo largo de la
costa, estos depósitos se forman inicialmente como barras localizadas en la zona de rompiente de
las olas. Con un suministro suficientemente alto en arenas y estando bajo condiciones mínimas de
Aco-Palestina A.
29
la acción del oleaje, la barra litoral puede desarrollarse hasta alcanzar la superficie del agua. Si
este proceso se da durante la marea alta y las condiciones mínimas del oleaje persisten a través
de la marea baja, la barra a lo largo de la costa se transformara en una nueva playa, dejando
aislada a la playa anterior. Ocasionalmente mediante este proceso se puede aislar a un cuerpo de
agua entre el cordón antiguo y la nueva playa litoral (Fig. 12).
Este proceso parece haberse repetido cíclicamente desde que el nivel del mar alcanzo
aproximadamente su posición actual. Por lo tanto se debieron haber mantenido uniformes las
proporciones de aporte de sedimento, así como las condiciones hidrodinámicas de la marea y el
oleaje. Esto sugiere un proceso cíclico regulado por si mismo, que es independiente de las
influencias externas.
Fig. 10.Secuencia de eventos de la formación de un cordón de playa. (A) Condiciones
Iniciales; (B) Una terraza es formada con arena removida por la deriva litoral o durante los
primeras fases de una regresión con arenas de la plataforma interna; (C) Barra litoral
sumergida se desarrolla inicialmente cerca de la zona de rompiente de olas; (D) El continuo flujo de arena junto con bajas condiciones de acción del oleaje provocan que la barra se desarrolle hasta emerger sobre el nivel del mar, aislando la playa anterior.
Curray 1969.
Fig. 10.Vista aérea oblicua de la planicie costera ondulada (strand plain), que muestra los
cordones de playas abandonadas parcialmente cubiertos por manglares y algunos cuerpos
de agua. La línea de costa actual se observa en la esquina superior izquierda.
Fig.11.Vista de las depresiones entre cordones de playas abandonadas adyacentes, cerca
de la población de Santa Cruz; esta en particular se muestra con un cuerpo de agua
permanente.
Curray 1969.
Fig. 12.Vista de una depresión entre 2 cordones de playas adyacentes, cerca de la
población de Santa Cruz; Observese la ligera vegetación de mangle sobre las crestas de
los cordones.
Fig. 13.Vista de las afectaciones que sufrió el manglar por el paso del huracán Kenna;
donde se puede apreciar que dicha vegetación se replegó y se retrazo unos cuantos
metros hacia el continente.
Fig.14.Barra longitudinal sobre el cauce del río Santiago, localizada cerca del poblado de
Villa Juárez, esta se muestra con una población de mangle bastante desarrollada en su
parte superior, indicando una aparente estabilidad del cauce un tiempo suficiente como
para que esta pudiera haberse desarrollado.
Fig.15.Proceso de migración de una Barra de media luna, que muestra un desarrollo en
tres faces hacia el este, localizada cerca del poblado de Santiago Ixcuintla. Así mismo se
muestra la intensa vegetación de manglar en las riveras del cauce.
Fig.17.Vista panoramica de la desembocadura actual del río Santiago. Esta desembocadura se formo durante los últimos 100 años A. P.; correspondiendo a la desembocadura Vc.
Fig.18.Vista panoramica del estero Boca de Cachimin, localizado al noreste de la desembocadura actual del río Santiago; muy
probablemente esta era la zona don de se localizaba la desembocadura conjunta que tenian los ríos San Pedro y Santiago en el periodo de los 100 y los 200 A. P., correspondiendo a la desembocadura Vb.
Fig.19.Vista panoramica de la entrada de marea de Tecapán localizada al noreste de la desembocadura actual del río Santiago; en esta
zona probablemente confluia la desembocadura conjunta de los ríos San Pedro y Santiago, de los 500 a los 200 A. P., correspopndiendo a la desembocadura Va.
Aco-Palestina A.
34
Fisiografía de la Planicie Fluvial del Río Santiago … …………
Planicie Fluvial
El valle fluvial del río Santiago esta caracterizado por un paisaje casi plano, sobre el cual
escurre el cauce principal.
Este corresponde a un conjunto de ciénegas, pantanos y llanuras de inundación, interconectadas
por canales y paleocauces, sobre los cuales se sobrepone el actual canal del río Santiago (Fig.
24).
La planicie fluvial del río Santiago se extiende en una dirección NE-SW con un declive muy suave
hacia el mar, entre 0° y 2° de pendiente como máximo, sobre una topografía casi plana
comprendida desde el nivel del mar hasta una altitud de máxima de al menos 20 msnm, al pie de
las estribaciones de la Sierra Madre Occidental.
La morfología de la planicie aluvial ha sido configurada por los cambios de dirección de la corriente
del río Santiago, que ha divagado a través de una amplia y extensa zona, dejando tras de si un sin
número de formas méandricas y cauces abandonados que ponen en evidencia el continuo cambio
de su curso, quedando como remanentes de la acción de tales desplazamientos estos rastros que
surcan la planicie como resultado de una configuración pasada del río.
Estos antiguos cauces y meandros abandonados ocasionalmente se ven inundados en época de
lluvias o crecidas que el mismo cauce llega a tener, dichas inundaciones se devén al pésimo
drenaje que hay en la zona y a que la red fluvial adyacente se encuentra muy desorganizada por
falta de interacción con el propio cauce, procesos provocados por la formación de pequeños
albardones o diques naturales que impiden la libre comunicación entre la planicie y el cauce del río
(Ortiz, 1978).
Sobre el cauce principal del río Santiago, se puede observar la presencia de amplias y bien
desarrolladas barras longitudinales localizadas en su mayoría en la parte media del mismo; en las
cuales se aprecia una abundante vegetación de mangle, lo que indica una estabilidad prolongada
del nivel del agua del río (Fig. 15).
Así mismo aun se pueden detectar la presencia de barras de media luna, a pesar de que este río
esta controlado por las actividades de la C.H. Aguamilpa y debido a este control el cauce se ha
mantenido sin alteraciones importantes en cuanto a su morfología, pero la presencia de este tipo
de barras sobre el mismo, indica que a pesar de la retención del caudal, este río muestra aun una
ligera dinámica (Fig. 16).
Sobrepuesto a este paisaje fluvial, sobre las partes baja y media, se desarrolla una intensa
actividad humana, principalmente agrícola derivado del núcleo de población correspondiente al
distrito de riego del río Santiago. Finalmente en la parte más baja el paisaje fluvial evoluciona a
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
35
hacia el litoral en el delta del río Santiago, con sus fases de progradación, cordones litorales y
abundante vegetación de mangle (Fig. 24).
Dinámica Fluvial
La historia de los valles aluviales está consignada en la dinámica de los sistemas fluviales,
tanto pasada y presente, la cual queda registrada en las geoformas y en los sedimentos
superficiales. En este estudio se destacan las geoformas fluviales principales tales como el cauce
actual, los meandros abandonados y en actividad, su dinámica de divagación así como el sistema
de evolución de la zona de humedales compuesto por ciénegas y zonas de manglar.
Junto con esta serie de características es posible prever la tendencia de desplazamiento de las
curvas, realizando un análisis geométrico de su morfología resultado de la relación entre la longitud
y amplitud de las mismas; ya que si la amplitud lateral excede al valor de la longitud, el meandro
tenderá a estrangularse (Leopold, et al. 1964)
Patrón del Curso Fluvial
Una vez que la corriente del río Santiago entra en la planicie costera y deja río arriba el
control estructural que le imparte la Sierra Madre Occidental este adopta una configuración
meándrica de su curso.
Ya en la planicie, la escasa pendiente del lecho y a la elevada carga de sedimentos que trae
consigo, aunado a la poca resistencia que ofrecen las márgenes del río, propician un
comportamiento divergente de su curso.
Las mediciones de la morfología del patrón fluvial realizadas por Ortiz (1978), de acuerdo con
Leopold et al. (1964), indican que la trayectoria del curso registra un “índice de sinuosidad” mayor
a 1.5, correspondiente al de una corriente meándrica.
El coeficiente de sinuosidad propuesto por Leopold et al. (1964), es el resultado de la íntima
relación existente en la dinámica de los meandros entre la excavación (erosión), el transporte y la
acumulación de sedimentos en le curso de su migración. Este se obtiene midiendo la longitud de
un tramo de curso dividido por la línea media que se obtiene entre los puntos extremos que
contiene al tramo del curso en cuestión. Tal coeficiente indica que por cada kilómetro de desarrollo
longitudinal se agrega al recorrido la extensión de curvas que se proyectan como un superávit de
la trayectoria, traduciéndose en un curso sinuoso.
De esta manera y de acuerdo con Brice (1964), se establece un orden para separar al patrón de
acuerdo a la configuración fluvial, usando al coeficiente de sinuosidad: Si el valor de sinuosidad es
menor de 1.05 el curso será recto, si se encuentra entre 1.05 y 1.5 es sinuoso, si sobre pasa este
último el coeficiente entonces será meándrico. A medida que el coeficiente de sinuosidad es más
grande, mayor será la inestabilidad del curso.
Es importante mencionar que el índice de sinuosidad mayor a 1.5, correspondiente al patrón
meándrico no se ajusta a todo el recorrido de dicho río a través de la planicie, toda vez que los
Aco-Palestina A.
36
primeros kilómetros por los que atraviesa la llanura costera, la relación de sinuosidad en promedio
es de 1.19 reconociéndose el patrón rectilíneo sobre el cual por cortos trechos se intercala con el
patrón anastomosado, zona que se diferencia del resto de la porción baja que tiene un patrón
meándrico (Fig. 1).
Es poco común encontrar tramos rectilíneos como el que se extiende en esta parte del curso de la
corriente de este río, pues generalmente los cauces rectos no sobrepasan un distancia mayor a 10
veces su anchura, en tanto que la esta parte del río tiene unos 500m de ancho sobre una distancia
longitudinal parcialmente recta de unos 9 km (Fig. 1).
Es muy probable que la existencia de este tramo se explique por la presencia de fallas, lo que no
seria extraño, ya que el valle sobre el que se desarrolla la planicie aluvial del río Santiago es muy
cercano al área montañosa la cual se encuentra regida por un marcado control estructural, el cual
impone un sistema de fallas que guían la trayectoria del curso hasta la planicie costera.
Sobre los últimos 15 km del río, la amplitud de los meandros se incrementa en el momento en que
la corriente entra en contacto con el cuerpo arenoso de la estructura del los depósitos de cordones
costeros, pues estos ejercen cierto control sobre el patrón meándrico. Ya que estos depósitos
forman barreras naturales que obstaculizan el libre flujo de la corriente, debido a su posición
perpendicular con respecto a la trayectoria del río. De ahí que el escurrimiento de este tienda a
reconocer hacia largas depresiones que se forman entre los cordones, facilitando con ello los
desplazamientos extremos del curso (Fig. 24).
Los meandros abandonados quedan surcando la llanura a través de una amplia faja de 3 km de
ancho aproximadamente, sobre la cual se observan las huellas de antiguos lechos fluviales que
sirven, hasta cierto punto, para asociar o deducir las modificaciones que sufrió el oscilante curso
fluvial del río Santiago en épocas pasadas.
Modificaciones del Curso Meándrico
Con el fin de reportar las modificaciones que se han sucedido sobre el curso fluvial de la
porción final del río Santiago hasta su desembocadura con el Pacífico, este trabajo agrupa las
aportaciones realizadas por Ortiz et al. (1978, 1979 y 1994), referentes a este tema, en cuyos
estudios se registraron los cambios morfológicos del curso del mismo, antes de la década de los
70’s; además de integrarse de manera complementaria material interpretado en este trabajo a
partir de material cartográfico con fechas de 1973, 1981, 1986, 1992, 1993 y 1999, con el fin de
conocer los últimos cambios que se han dado sobre esta parte del río, así como actualizar los
datos recabados por el autor en años anteriores.
En los esquemas de la Figura 20, se observa la configuración de las sucesivas modificaciones del
curso meándrico, en los cuales se puede observar y estimar la magnitud de los desplazamientos
laterales y río abajo del mismo; sin embargo hay que tener presente que no todos los meandros se
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Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
37
trasladan libremente ya que algunos han visto afectado su desarrollo por la acción de los bordos
de defensa, que han retardado el libre crecimiento de su evolución.
Antes de cuantificar las diferentes fases de inestabilidad del curso, es importante mencionar
algunos datos históricos anteriores al años de 1940, toda vez que no hay registros sistemáticos
con fechas anteriores a ese año, si no que solo existen vagos antecedentes que hablan del
comportamiento fluvial del río Santiago (Ortiz 1979). Estos datos fueron complementados con
fuentes periodísticas e investigación de campo.
El dato más antiguo de un fenómeno importante de carácter fluvial, data del 1º de enero de 1926,
fecha en que ocurre una gran avenida que se recuerda en la memoria de los habitantes de esas
zonas, como una grave devastación de los centros de población cercanos a la costa; este evento
tuvo afectaciones importantes sobre los esteros del Rey y Pericos, ubicados cerca del Puerto de
San Blas, alterando parcialmente el drenaje de los mismos (Fig. 3).
Al comparar el trazado del curso del río Santiago para 1940 (Fig. 20), con los registros para ese
mismo año (Tabla 3), podemos notar que la relación de sinuosidad llega a su valor mínimo para
que se siga considerando como un cauce con características méandricas (Ver Patrón del Curso
Fluvial).
Los cambios comprendidos entre los años 1940 y 1964 involucran que gran parte de los meandros
de mayor amplitud se estrangulen, propiciando un crecimiento acelerado de las curvaturas
inmediatas río abajo (Sector D2, D3 y A3; Fig.20). A pesar de que en este lapso se estrangularon
cinco meandros, el río se conserva en estado de equilibrio, pues para el año de 1964 se han
formado cuatro meandros nuevos propiciando que el valor de la sinuosidad se incremente en los
meandros activos, contrarrestando los efectos de las estrangulaciones pasadas.
Para el periodo que comprende los años de 1964 a 1970, la corta temporada de lluvias se traduce
de manera notable en fuertes y frecuentes avenidas, de entre las que destacan las de agosto y
septiembre de 1967, las cuales provocaron importantes modificaciones en la morfología de los
meandros. Estos efectos provocaron que para 1970 se registrara el valor más alto de sinuosidad,
desde que comenzó la medición de aforos en 1940, con un gasto de 6850 m3/seg.
Durante los años 1977 y 1981, las principales modificaciones se dan sobre la parte baja,
incrementándose los procesos de estrangulamiento de en los Sectores A3 y A4, además de la
rectificación del cauce en el Sector C3, mediante la estrangulación y abandono del meandro ahí
localizado.
Para 1986 los meandros localizados en los Sectores A3 y A4 son casi completamente cercenados.
Durante el periodo que va de 1986 a 1990 un cambio evidente y morfológicamente muy importante
se da en el Sector B4, con el comienzo de estrangulación del meandro localizado en dicho Sector.
Los cambios sucedidos durante los años 1990 y 1992, fueron uno de los más significativos en los
últimos sesenta años, ya que tan solo en 2 años el cauce se recorta en más de 5 km, mediante la
38
Aco-Palestina A.
38
estrangulación de dos meandros (Sector B3 y C3); Ortiz et al. (1994), reporta que este cambio se
dio durante una crecida en enero de 1993, pero es evidente que tal crecida no origino cambios
importantes como se puede ver en el material cartográfico aquí presentado (Fig. 20).
En este punto es conveniente aclarar que la descripción realizada por Ortiz et al. (1994), fue la
última que se hizo del río en cuestión a condiciones naturales, puesto que se modifico el
comportamiento del escurrimiento del cauce al quedar controlado su régimen por las actividades
de la C.H. Aguamilpa y en menor medida de la presa derivadora de San Rafael, construidas en el
curso bajo muy cercanas al mar, reteniendo prácticamente todos los sedimentos que trae consigo
de la porción montañosa, en ambos embalses; además de que el escurrimiento estará en función
de la demanda de agua derivada de la necesidad de generación de energía eléctrica y de la
derivación de para cubrir los requerimientos de riego; satisfactores que son totalmente distintos a
los del funcionamiento natural de los ecosistemas del sistema deltaico del río Santiago.
Como resultado de estas practicas hidroeléctricas, el curso para 1999 de manera general es muy
similar a la del último estudio (1993), toda vez que el caudal ya no tiene la fuerza para provocar
variaciones importantes sobre el cauce. Además podemos mencionar que han empezado a actuar
los fenómenos erosivos costeros sobre la parte final del río Santiago. Los cambios más evidentes
se presentan sobre la zona de desembocadura, los cuales serán abordados más adelante.
Tabla 3. Cuadro que muestra las características principales del curso meándrico del río Santiago.
aDatos tomados de los trabajos de Ortiz 1979
bDatos tomados de los trabajos de Ortiz 1994
CDatos interpretados en este trabajo
39
Años Longitud del
Curso (km)
Relación de
Sinuosidad Meandros
Activos
1940a 45.6 1.50 14
1964a 46.0 1.65 13
1970a 52.5 1.94 13
1973c 41.8 1.68 12
48.4 17.7 12
1981c 41.2 1.62 13
1986c 40.3 1.63 15
1990b 37.7 1.36 16
1992c 38.6 1.54 15
1993b 42.0 1.68 17
1999c 41.6 1.66 17
1977a
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
40
Fisiografía y Evolución del Delta del Río Santiago ………………………………………
Características del Delta
Por su configuración el sistema deltaico del río Santiago se clasifica como un delta
triangular con 33km de base por 25km de altura y una superficie aproximada de 367km2. El ápice
deltaico coincide con la actual desembocadura, la cual se proyecta en el mar en una distancia de
casi 2.5km fuera de la traza general de la línea de costa, marcando el máximo avance deltaico
(Ortiz, 1978), (Fig. 21 y 24).
La morfología predominantemente cuspada de este sistema lo sitúan dentro de los complejos
deltaicos con predominio del oleaje según la clasificación de Galloway (1975); además de que
presenta como característica primordial la presencia de arenas de playa y de ante-playa
organizadas en depósitos de cordones litorales o costeros progradantes (Fig. 21). Cada cordón
litoral representa el depósito contemporáneo a la formación de cada playa (ver Fisiografía de la
Planicie Costera). Es importante mencionar que en últimas fechas esta morfología ha venido
variando ligeramente hacia características estuarinas, que serán explicadas más adelante.
La intensa acción del oleaje en esta zona provoca en gran medida que este tipo de sistemas
deltaicos solo cuenten con un canal fluvial principal (o en su defecto el delta tendrá pocos canales
distributarios principales en su zona de desemboque), esto debido a la acción progradante de los
depósitos de cordones litorales, que funcionan a manera de barreras naturales “bloqueando” los
canales secundarios, que se pudieran desarrollar.
Las olas más frecuentes provienen del noroeste, norte, oeste y suroeste. Estas últimas
ocasionalmente son generadas por tormentas tropicales, que normalmente se presentan de julio a
octubre y son las que mayores daños causan en las áreas costeras (Montaño, 1984).
El oleaje se hace sentir con más fuerza en la parte externa de la planicie y frente deltaico. En estas
zonas, la turbulencia de la rompiente y el vaivén de las olas impide el depósito de los sedimentos
finos, los cuales son dispersados hacia el mar, provocando su retrabajo continuo y su
transportación lateral, mediante el fenómeno de la deriva litoral.
Si bien, no podemos dejar de mencionar que la incidencia de la influencia fluvial del río Santiago es
muy importante sobre este sistema, sus efectos en la morfología del delta son de manera
comparativa, mucho menores que los provocados por los fenómenos producidos por las olas (p.e.
los efectos de deriva litoral). En su defecto si la acción del oleaje fuera más débil, los cordones de
playa no serian adheridos a la costa y formarían barras de desembocadura parcialmente
sumergidas localizadas más delante de la planicie deltaica.
Aco-Palestina A.
41
El rango de las mareas que inciden en la zona de estudio es de 1.25 m a mediados de la primavera
cerca de Mazatlán, Sin. y de alrededor de 0.98 m cerca de San Blas, Nay. Llegando a tener valores
promedio de 0.85 y 0.70 m respectivamente (Lanza et al.,1996).
Planicie Deltaica
Como en todo sistema deltaico la planicie deltaica del río Santiago esta dividida
principalmente en dos unidades geomórficas bien diferenciadas, una correspondiente a la planicie
de cordones litorales de antiguas playas abandonadas, que constituyen a la planicie deltaica
inferior, ya que se encuentra dentro de la región de interacción fluvial-marina y se extiende desde
el nivel de marea baja hasta el limite de influencia de las mareas y la planicie aluvial del río
Santiago, denominada planicie deltaica superior por encontrarse fuera del área de influencia
significativa del mar o de las mareas; ambas se sitúan sobre una topografía casi plana, de no más
de 5 metros sobre el nivel del mar (Fig. 20).
Planicie Deltaica Superior
La planicie deltaica superior esta conformada por una parte de la planicie fluvial del río
Santiago y la porción inicial de la planicie ondulada de cordones litorales (strand plain). Ambas
interactuan en una llanura parcialmente poblada por vegetación de mangle y paisajes agrícolas la
cual se extiende en dirección NE-SW con un declive muy suave hacia el mar, entre 0º y 2º de
pendiente como máximo, sobre una topografía meramente plana (Fig. 21 y 24).
La morfología de esta porción del área de estudio ha sido configurada principalmente por los
cambios de dirección de la corriente del río Santiago, que ha divagado a través de una amplia y
extensa zona, dejando tras de si un sin número de formas meándricas y cauces abandonados que
ponen en evidencia el continuo cambio de su curso.
El canal distributario que forma esta parte del sistema deltaico cumple con las características del
patrón meándrico (ver fisiografía fluvial); conformado por 13 meandros principales que constituyen
el tramo final del río para junio de 1999 (último material fotoáereo disponible para este trabajo); de
los cuales solo uno de ellos sobrepasa en 1370 m la relación existente entre la amplitud del
meandro y la longitud de su onda, ya que si la amplitud excede al valores de la relación, el río
generalmente tenderá a estrangular el meandro, por lo cual podemos esperar que en dicho tramo
localizado en la última parte del curso del río junto a la línea de costa, se efectúe la estrangulación
del mismo, en un lapso de tiempo relativamente corto dependiendo de la magnitud de la siguiente
avenida (Fig. 24).
Como resultado de este carácter divagante y de las constantes modificaciones que sufre el curso
fluvial, quedan como relictos de estos procesos, numerosos meandros abandonados algunos de
los cuales forman lagunas a manera de herradura o de media luna, sobre esta parte de la planicie
(Fig. 23).
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
42
Los meandros recién estrangulados se caracterizan por contar aun después del proceso de
estrangulación con cuerpos de agua que todavía guardan comunicación temporal con el cauce
principal del río, por medio de un estrecho y angosto canal, debido a que el proceso de azolve aún
no alcanza a colmatar los extremos del cauce de los meandros recién estrangulados. Estos se
reconocen generalmente porque se disponen muy cerca de la parte exterior de los bordes
cóncavos de los meandros aún activos. Tal como se presenta la porción del cauce del río cerca de
la población de Los Otates, estrangulada entre 1990 y 1992 (ver fisiografía de la planicie fluvial del
río Santiago), (Fig. 20 y 24).
Otros cuerpos de meándros abandonados, por el contrario, también con acumulaciones de agua se
encuentran aislados del cauce principal, la evidente separación de estos cuerpos del propio cauce
sugiere que fueron cercenados durante procesos anteriores en comparación con los meandros que
guardan cierta comunicación con el mismo (Fig. 24). La principal fuente de aporte de agua de
estos cuerpos se asocia fundamentalmente a las precipitaciones pluviales durante los meses más
lluviosos y a otros fenómenos meteorológicos más esporádicos como huracanes y ciclones.
Los meandros abandonados quedan surcando la planicie fluvial del río Santiago a través de una
amplia faja de aproximadamente 8km de ancho, sobre la cual se observan los rastros de antiguos
lechos fluviales que sirven parcialmente para deducir las modificaciones que ha sufrido el oscilante
curso fluvial de este río en épocas pasadas.
La configuración del cauce fluvial es el reflejo de las condiciones del escurrimiento, toda vez que
las variaciones del caudal y las de la velocidad de la corriente así como de los diferentes niveles o
tirantes de la superficie del agua, determinarán en gran medida la forma que vaya adoptando el
cauce.
El proceso divagante de este río es producido por la búsqueda constante de un cauce más
apropiado, que permita un paso menos tortuoso de su carga de sedimentos. A esto hay que
agregar que la posición de los depósitos de cordones litorales en forma casi perpendicular al flujo
del río, funcionando a manera de barreras, impidiendo el libre paso de la corriente del río (Fig. 21).
Sobre la parte baja de la planicie deltaica superior, la faja de meandros abandonados se fusiona
con la planicie ondulada formada de depósitos de cordones costeros (strand plain); estos depósitos
se hacen más evidentes en las márgenes del sistema deltaico, ya que la planicie fluvial del río
Santiago cubre parcialmente a estos depósitos sobre la parte central (Fig. 21).
Tales depósitos son acumulaciones arenosas, poco consolidadas, bien clasificadas y de grano
medio a fino, en los que localmente se localizan fragmentos de conchas marinas. Como ya se
menciono y debido a su proceso de formación (ver fisiografía de la planicie costera), estos
depósitos se disponen en una sucesión de manera casi paralela a la línea de costa, ya que cada
cordón litoral representa el depósito contemporáneo a la formación de cada playa.
Aco-Palestina A.
43
En fotografía aérea se pueden reconocer al menos unos 71 cordones litorales, distribuidos en tres
periodos de progradación caracterizados por orientaciones distintas cada uno, estos periodos son
divididos por discontinuidades bien marcadas (Fig. 20).
Las depresiones entre cordones adyacentes forman generalmente canales naturales que en
ocasiones son inundados en época de lluvias; las depresiones cercanas al litoral normalmente
pueden estar conectadas al mar funcionando como canales de mareas o esteros (Fig. 24).
Algunos de estos canales comunican a pequeñas albuferas con la parte marina, sirviendo de
conductos muy efectivos a pesar del continuo aporte de sedimentos, tanto de la parte marina como
del aporte fluvial (Fig.24).
Planicie Deltaica Inferior
Sobre la planicie deltaica inferior, que abarca la parte más cercana a la desembocadura, la
zona se encuentra sujeta a la acción de las mareas, adoptando características ligeramente de un
estuario, por tanto, no es posible reconocer los mismos elementos del modelo fluvial que imperan a
lo largo del río (Ortiz, 1979). Debido a estas influencias, en esta parte del cauce se desarrollan
planicies de inundación y ciénagas permanentes además de amplias zonas de ambientes
pantanosos y de marismas, generalmente poblados por vegetación de mangle (Fig. 24).
Estos ambientes sirven de amortiguación ante condiciones tormentosas marinas y durante las
crecidas y desbordes del río sobre el plano de inundación en ambas márgenes del cauce. Las
zonas pantanosas se encuentran generalmente a nivel del cauce, formando parte de la llanura de
inundación, por lo cual son continuamente inundadas durante las fluctuaciones del nivel del agua
del río.
Los depósitos de cordones litorales recién formados (ver fisiografía de la planicie costera), que se
encuentran en el sector litoral estrechamente ligado con la dinámica marina, están completamente
cubiertos por vegetación espesa compuesta por diferentes tipos de mangle. Esta situación implica
que la mayor parte de estos depósitos se encuentren totalmente cubiertos bajo la vegetación
mencionada, las únicas partes donde se hacen parcialmente visibles estos cordones litorales es en
las márgenes del río, especialmente claras sobre el margen derecho, en parte debido a que esta
zona ha sido ocupada por una fuerte actividad agrícola (Fig. 2 y 24).
Sobre la parte alta, media y ahora también en las partes bajas de la llanura, el paisaje adquiere una
fisonomía agrícola ya que es además asiento de importantes núcleos de población derivados del
distrito de riego del río Santiago. El abuso de las actividades agrícolas ha ocasionado una
deforestación sin precedentes sobre esta zona, provocando una rápida erosión de las tierras
labradas debido a que dichas actividades no cuentan con practicas de conservación de suelos, lo
que incrementa el problema de la erosión.
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
44
Sobre las partes altas las actividades agrícolas se han desarrollado hasta los mismos márgenes
del cauce del río, en gran medida propiciado por la alta productividad agronómica con que cuentan
estas tierras.
Esto ha repercutido en un proceso de erosión y asolvamiento de arroyos y cuerpos lagunares
además de la desaparición de manantiales y cuerpos de agua importantes (SEMARNAT 2002).
Por otro lado, la construcción excesiva de granjas acuícolas (principalmente camaronicolas),
especialmente sobre el margen izquierdo de la planicie deltaica ha implicado la edificación de
bordos que en regiones de escaso declive, originan cambios en el patrón hidrológico por el
consecuente desvío de los escurrimientos superficiales de agua dulce (Fig. 24).
Estos cambios impiden el paso de los escurrimientos a las áreas inundables, como marismas y
manglares, provocando inundaciones de otras áreas en las partes bajas de la llanura, además de
que aumentan el período de permanencia de acumulaciones de agua sobre los mismos; procesos
que obstaculizan el paso de las mareas provocando mortalidades importantes de áreas
relativamente extensas de manglares, resultando en un aumento significativo de los procesos
erosivos.
Cabe señalar que parte de los esteros de San Blas, han sido transformados a grandes granjas
acuícolas, y existe el interés de desarrollar hasta 2,902ha de estanques en zonas protegidas.
Hasta la fecha, alrededor de 900ha de manglares se han perdido debido a este cambio de uso del
suelo (Bojórquez, 1997).
Si nos basamos en la definición de Daliymple et al. (1992) para un estuario, como: "la parte
ubicada hacia el mar de un valle inundado (canal), que recibe sedimentos de origen tanto fluvial
como marino y sometida a la acción de las olas, las mareas y el río; el cual se extiende desde el
límite superior de influencia de las mareas hasta el límite de las facies marinas costeras ". Y ya que
los estuarios se desarrollan durante periodos transgresivos, inundando y desapareciendo al
sistema deltaico.
Bien podríamos encontrar este tipo de características, en fechas recientes, en la zona de
desemboque del río Santiago, la cual ha adoptado una sutil apariencia con características
estuarinas, que es claramente visible por el ligero ensanchamiento en la parte la zona de
desembocadura (Punta Asadero), (Fig. 24); Aunque si bien este aspecto en la morfología del delta
ya había sido señalado por otros autores anteriormente (Ortiz, 1979), ahora resulta mucho más
evidente y marcado, en parte debido a que la barra de línea de costa que hasta 1993 aun era
presente sobre la zona litoral del margen izquierdo del delta, para 1999 se ha erosionado
completamente, haciendo más evidentes los procesos erosivos presentes en esa zona (Fig. 23).
Así mismo sobre esta margen se alcanza a observar un incremento notable en los procesos de
intrusión marina, mediante angostos canales que han visto aumentado se área de influencia. Otro
posible efecto de la acción de las olas sobre la zona de desembocadura es la edificación de un
cuerpo arenoso, desarrollado desde la margen izquierda del cauce a manera de barrera (estuario
hiposincrónico), que es característico de un ambiente estuarino (Fig. 24).
Aco-Palestina A.
45
Esta serie de aspectos en la morfología del sistema, indican que los procesos marinos están
teniendo un efecto mucho más significativo sobre este sistema, en especial sobre la zona de
desemboque. Tales efectos pudiesen estar relacionados a los procesos provocados por la puesta
en marcha de complejos hidroeléctricos, ubicados río arriba relativamente cerca del mar (Fig. 25).
Aunque no podemos asegurar, mediante este estudio, que la construcción de sistemas de represas
sobre el cauce de este río, sean los principales causantes de los procesos erosivos sobre la zona
de desembocadura, si podemos afirmar que tales procesos se ven definitivamente incrementados,
como resultado de la retención de prácticamente todos los sedimentos que son erosionados de la
porción montañosa, en los embalses de estos complejos, alterando por completo el sistema de
sedimentación deltaica.
En el caso de un deterioro acelerado de este sistema por dichas actividades, la línea de costa y las
playas actuales sufrirán un incremento de los procesos erosivos por el déficit de sedimentos,
además del eventual proceso transgresivo como respuesta al aumento en el nivel del mar.
Debido a las afectaciones naturales que implica un complejo hidroeléctrico, la Unidad de Ecología y
Medio Ambiente del estado, en conjunto con la CFE, presentaron el proyecto “Hidroeléctrico
Aguamilpa” que contempla un programa de protección ambiental, el cual está llevando a cabo
diversas actividades enfocadas a reforestar las zonas afectadas por la construcción de la cortina,
estudio de la calidad del agua, rescate de flora y fauna dentro del embalse así como a promover la
pesca y la acuacultura en el mismo; sin embargo este proyecto no contempla los aspectos
relacionados a las afectaciones en la zona costera (SEMARNAT, 2002).
Frente Deltaico
El frente deltaico se extiende de la línea de costa hasta la isobata de 20 m y se encuentra
limitado por un franja de unos 5km de ancho en la parte central, ampliándose sobre su flanco sur y
norte en 7km y 9km respectivamente (Fig. 6).
Los depósitos son predominantemente de grano medio a fino compuestos principalmente de
arenas limosas, que son retrabajados por la intensa acción del oleaje, que se hace sentir con más
fuerza en la parte externa del frente deltaico. En esta zona, la turbulencia de la rompiente y el
vaivén de las olas, dificulta el depósito de los sedimentos, los cuales son dispersados hacia el mar
provocando su retrabajo continuo y su transportación lateral, mediante el fenómeno de la deriva
litoral.
Debido a que las olas llegan con una dirección oblicua, respecto a la línea de costa, inducen por
reflexión una corriente paralela a la costa (deriva litoral, “longshore drift”), capaz de transportar
lateralmente, a veces a largas distancias, los sedimentos llevados a la costa por los ríos. Dichos
Discontinuidades
Pantano
Cordones Costeros
Capa de Roca
Canal Principal
MeandrosAbandonados
Canales
Abandonados
LagunasBrazos de Marea
Contornos en metros
Fig.20 .Unidades geomórficas del sistema deltaico-fluvial del río Santiago.
N
W
E
S
I
II
I
II
Planicie Deltaica Inferior
(Llanura Baja Fluvio-Deltaica)
Planicie Deltaica Superior
(Llanura Alta Fluvial)
20
50
10
Delta delRío Santiago
0 5 10
Km
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
46
sedimentos desarrollan, por procesos de migración y progradacion, cuerpos de barras submarinas
y cordones litorales arenosos paralelos a la costa.
Estos procesos provocan un mejor desarrollo del flanco norte del frente deltaico, debido que la
incidencia principal de las olas es en dirección noreste. Esta importante difracción de la dirección
principal de las olas, provoca una progradación del flanco norte de la desembocadura y una
erosión del flanco sur.
Los depósitos que conforman la mayor parte del frente deltaico son resultado de una mezcla entre
los sedimentos de arenas transportadas por las descargas del río Santiago y los depósitos
residuales de arenas transgresivas provenientes de la plataforma transportados por la deriva litoral.
Ocasionalmente en el frente deltaico se pueden formar cuerpos de arena arqueados sumergidos
de forma alargada. Estos depósitos próximos a la desembocadura son generalmente de arena no
consolidada, lo cual los hace muy sensibles a la erosión litoral provocada por las olas y las
corrientes.
Los flancos del frente deltaico tienen una pendiente fuerte que los une al talud, al pie del cual
probablemente un abanico turbidítico pudiese haberse formado, alimentado principalmente por los
depósitos del delta.
Prodelta
El prodelta se extiende desde el frente deltaico hasta la isobata de 100m
aproximadamente. Los sedimentos que componen esta parte del sistema deltaico son
predominantemente limos arcillosos, dispuestos en una banda de unos 18km de ancho, en esta
zona (Fig. 20).
Estos depósitos cubren una parte muy extensa de la amplia sección central de la plataforma, de
Nayarit, formando una banda que se extiende paralelamente a lo largo de la línea de costa hasta
alcanzar casi 80km de anchura en su porción mejor desarrollada, a la altura del paralelo 22º (Fig.
20).
El depósito de arena mejor desarrollado, más cercano del área de influencia deltaica del río
Santiago se localiza sobre su flanco izquierdo, inmediatamente después de los depósitos de
arcillosos del prodelta. Esta disposición de los depósitos arenosos en los flancos del sistema
deltaico es característica de sistemas dominados por el oleaje, debido en gran medida a los
patrones de dispersión impuesto por el oleaje (Fig. 20).
La mayoría de los depósitos formados tanto en la zona de prodelta como en la del frente deltaico
son el resultado de los patrones de dispersión de sedimentos prevalecientes en esta región, que
según V. Andel (1964), son en dirección casi paralela al margen de la cuenca a lo largo de la costa
47
Aco-Palestina A.
47
de Nayarit y parte sur de Mazatlán. Según el autor existen cuatro principales sistemas dispersivos
de sedimentos, que actúan sobre esta costa.
El más importante, dada su relación con el frente oceánico proveniene del sur, tiene una dirección
al norte. Tres patrones menores, influenciados principalmente por las descargas del río Santiago y
asociados con las corrientes marinas, guardan direcciones diferentes: en dirección sur, este y
centro todas con respecto a la desembocadura del río Santiago.
Evolución del Sistema Deltaico
Como ya se explico detalladamente en el capítulo de la evolución geológica reciente de la
plataforma y planicie costera, el desarrollo evolutivo del delta del río Santiago se dio mediante una
serie de rectificaciones de su cauce, que resultaron en un conjunto de cambios en el sitio y forma
de la zona de desembocadura (sistema deltaico). Esta serie de cambios, modelaron en gran
medida la morfología actual de la plataforma y planicie costera.
El último de estos cambios se ubico en la actual zona de desemboque (22º N), a partir de la cual se
desarrollo la reciente morfología del delta (Fig. 7 y 9). El desarrollo de esta evolución se dio
mediante tres facetas, que son fácilmente determinadas, alineando individualmente a los cordones
costeros, agrupándolos dependiendo de su orientación (Fig. 22).
Desgraciadamente este método no sirve para deducir el tipo de patrón fluvial que el cauce
guardaba en ese tiempo, pero tomando en cuenta las condiciones actuales del río, podemos inferir
que al igual que este, la antigua configuración presentaba un patrón meándrico de su curso final
hasta la desembocadura, ya que las características hidrodinámicas primordiales que lo rigen
actualmente, no se han visto seriamente modificadas.
El grado de variación de la sinuosidad de esa configuración es un tanto más difícil de establecer,
dado que las zonas por donde desembocaba el río se han erosionado casi por completo.
Tal como se observa en la Figura 22, a partir de la reestructuración de cada una de las
desembocaduras en la actual zona de desembocadura, se puede inferir parcialmente la dirección
de incidencia del frente de olas y por ende la dirección de la deriva litoral.
Debido a esto y como en un ambiente dominado por olas, la dispersión de los sedimentos
arenosos son el resultado principalmente de la deriva litoral, la cual es originada por la incidencia
oblicua de la olas sobre la línea de costa y estas están en función de la dirección de los vientos,
cuyos patrones son controlados esencialmente por el clima; podemos esperar que los cambios en
la dirección de los vientos ocasionen variaciones en los patrones de deposito a lo largo de la línea
de costa (Domínguez et al., 1994).
48
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
48
En la planicie deltaica actual del río Santiago es posible identificar tres sistemas de cordones
litorales separados unos de otros por líneas de truncamiento de carácter erosivo que
probablemente pueden representar: 1. Pequeñas disminuciones del nivel relativo del mar; 2.
Cambios en la posición de la desembocadura fluvial; y 3. Variaciones en el sentido de la deriva
litoral asociada a modificaciones en la dirección de aproximación de las olas hacia la línea de costa
(op. cit.) (Fig. 21).
Según Curray et al. (1969), el cambio a la actual zona de desembocadura se dio hace unos 500
años A.P. como resultado de una modificación en el patrón de descarga fluvial del río Santiago.
Antes de esta época este río tenia un cauce conjunto con el río San Pedro, desembocando cerca
del paralelo 21º 48’ N (Fig. 3 y 9).
Las modificaciones morfológicas del sistema deltaico que se dieron en la actual zona de
desemboque, como resultado de cambios en la dirección de depósito de los cordones litorales,
fueron tentativamente fechadas por el autor, a partir de la interpretación de material cartográfico
histórico; concluyendo que la secuencia Va (terminología usada por Curray, 1969), se formo en un
periodo comprendido entre los 500 y los 200 A.P. (1450-1750 d.C., Fig. 19), la Vb entre los 200 y
los 100 A.P. (1750-1850 d.C., Fig.18), y la Vc durante los últimos 100 A.P. (después del 1850 d.C.,
Fig. 17), (Fig. 7a y 7b).
Estas fechas coinciden tentativamente con las variaciones climáticas acontecidas durante el
periodo denominado como la “Pequeña Edad del Hielo” (Little ice Age) o “Episodio de Maunder”,
que fue un lapso de enfriamiento climático global a escala mínima, que afecto a la tierra del año
1580 al 1850 d.C., al parecer originado por una interrupción en el ciclo de las manchas solares.
Este periodo alcanzo un máximo de condiciones frías en el año de 1750, conocido como “Mínimo
de Maunder” (Tonni et al., 1998).
Se estima que las temperaturas fueron 0.5º C menores que el promedio de los últimos tres siglos.
Durante esta época se registraron avances sustanciales de los glaciares continentales de las
cadenas montañosas en los Alpes y los Andes, además del notable incremento de la masa de hielo
sobre Groenlandia, Canadá , el norte de los Estados Unidos y Europa, entre otros.
Fig. 22. Esquema que muestra la evolución morfológica del delta del río Santiago durante los últimos 500 años A.P. A partir de esta reconstrucción se puede inferir parcialmente el frente de olas y por consecuencia la dirección de la deriva litoral.
Va Vb Vc
Va Vb
Frente de Olas Direccion de la Deriva Litoral Discontinuidades
49
1970 1973
1981 1986
1992 1993
1999
Fig.22. Modificaciones de la estrctura deltaica del río Santiago durante las ultimas tres
décadas. Los procesos de erosión de la línea de costa se hacen más evidentes a partir del
año de 1993, fecha en que se ven acelerados posiblemente como resultado de la puesta en
marcha de la C.H. Aguamilpa que entro en servicio para ese mismo año.
N
NN
N N
N N
0 5
kilómetros
0 5
kilómetros
0 5
kilómetros
0 5
kilómetros
0 5
kilómetros
0 5
kilómetros
0 5
kilómetros
Aco-Palestina A.
49
Aunque no hay estudios específicos sobre las afectaciones que sufrió el nivel del mar en las costas
del Pacífico mexicano para esas fechas, podemos suponer, dada magnitud del evento climático,
que tales condiciones favorecieron la progradación del sistema deltaico en la zona de estudio.
Probablemente la influencia fluvial significó un componente primordial en la dirección que tomaron
las diferentes desembocaduras, ya que el material cartográfico histórico de la zona para el siglo
XVIII (Garavito, 1763; Fig. 8), muestra que el río Santiago desembocaba al Pacífico mediante tres
distributarios. La asociación de la configuración fluvial en la actual zona de desembocadura, junto
con las condiciones climáticas extremas prevalecientes durante ese tiempo, sin duda fueron los
que moldearon la forma actual del sistema deltaico del río Santiago.
Domínguez et al. (1983; 1987), estudiando la planicie de cordones litorales del río Doce (costa
occidente de Brasil), relaciono también las modificaciones de la deriva litoral inducida por el viento
para aquella región durante el Holoceno, interpretando estas modificaciones como resultado de
variaciones en el patrón de vientos, vinculándolas a su vez con cambios climáticos.
La explicación arriba presentada indica la evolución del sistema deltaico del río Santiago durante
un largo periodo de tiempo, pero a corto plazo la influencia evolutiva de este sistema se atribuye a
factores antropogénicos, tales como la construcción de presas, a lo largo su cauce.
Este factor asociado a otras entidades naturales importantes, como el clima, en especial en
temporada de huracanes han transformado al sistema delatico del río Santiago, de un delta
progradante en una planicie costera erosiva. El reciente desarrollo de actividades humanas ha
tenido un fuerte impacto, dentro de este sistema deltaico.
Los cambios en la morfología del delta en las últimas tres décadas se ha mantenido aparentemente
sin variaciones importantes (Fig. 23).
A excepción del divagante curso bajo del río Santiago, el sistema deltaico no había presentado
modificaciones morfológicas importantes, hasta 1993, año en el cual se ve claramente disminuida
la zona de playa sobre las márgenes del mismo. Una disminución similar a la 1993, aunque no de
la misma magnitud, se presenta durante 1986, principalmente sobre el margen izquierdo del
sistema deltaico (Fig. 23).
La causa de esos posibles cambios a corto plazo dentro de un sistema deltaico se deven a dos
agentes primordiales: 1. La acción intensa de las condiciones marinas sobre la zona de
desembocadura ocasionadas por fenómenos meteorológicos extremos, tales como tormentas
tropicales y huracanes, los cuales producen fenómenos erosivos que remueven el sedimento
cercano a la línea de costa hacia partes más profundas de la plataforma y 2. Una disminución en la
cantidad de sedimento aportado por los sistemas fluviales, debido principalmente a factores
antropogénicos, como la construcción de presas a lo largo del cauce del río.
51
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
50
El proceso erosional de 1986 muy probablemente pudo ser causado por la intensa actividad de
ciclones y huracanes durante ese año, además de los que se presentaron en mayo y octubre de
1983 (Tico, categoría III y Adolph, tormenta tropical; respectivamente) (Tabla 3).
Mientras que decrecimiento en el suministro de sedimento y el consecuente aceleramiento de los
procesos erosivos para 1993 son probablemente atribuidos al desarrollo de complejos
hidroeléctricos construidos relativamente cerca del mar.
Toda vez que la central hidroeléctrica Agumilpa construida entre 1985 y 1989 sobre el cauce del río
Santiago, fue puesta en operación en 1994 y su embalse fue llenado durante 1993. Además de la
construcción de la presa derivadora de San Rafael puesta en servicio en 1998 (Fig. 25).
A este respecto, es importante mencionar que un huracán de categoría IV (Lidia), afectó las costas
de Sinaloa (Campo Anibal), muy cerca del área de estudio en septiembre 1993 (Tabla 3), lo cual
podría haber incrementado los procesos erosivos ya presentes en la misma.
Los cambios erosivos claramente evidentes para 1999 (Fig. 23), provocados muy posiblemente por
actividades antropogénicas, fueron además reforzados probablemente por el paso del huracán
Rosa de categoría II que afecto las costas de Sinaloa (Escuinapa), en octubre de 1994, la cual es
adyacente a la zona de estudio (Tabla 3).
Finalmente mencionaremos que el último huracán (Kenna), que muy probablemente produjo
afectaciones importantes cerca de la zona de estudio (San Blas, Nay), se presento en octubre del
2002 (Tabla 3).
Desgraciadamente el material fotoaéreo más reciente del área, es de junio de 1999, por lo que no
fue posible verificar al daño completo del paso de este huracán sobre la zona de estudio. Debido a
este respecto se realizo una revisión de campo efectuada en febrero-marzo 2003, que permitió
verificar parcialmente tales afectaciones.
Por último es conveniente mencionar que una reorientación importante de la línea de costa puede
estar sucediendo actualmente según indica Curray et al. en su trabajo de 1964b (fecha muy
anterior a la construcción de importantes complejos hidroeléctricos en la zona), en el cual refiere un
significativo proceso erosivo en la zona deltaica.
52
PuntaAsadero
Asadero
Barra Asadero
Pla
ya L
os C
orch
os
Albufera
Coyotes
Boca
Laureles y Gongora I
Laureles yGongora II
IsladelConde
PlayaRamirez
El Pimientillo Guadalupe
Victoria
El Madrigaleño
Carleño
VillaJuarez(LaTrozada)
Los Otates
CañadadelTabaco
Puerta
de
Man
gos
Vena
Vena
Vena el Guaca
Laguna L
os
Peric
os
Lagu
na La
Chirip
a
Barra
CordonesLitorales
Evolución
Meandrica
Cause
Principal
BarraLongitudinal
MeandroAbandonado
Meandro en
Proceso deAvandono
Manglar yPantano
LechoMayor
Lagunas yLagunetas
OC
ÉAN
OPAC
ÍFIC
O
RiveraAlta
LechoMenor
0 1 2 3 4 5
Kilómetros
Fig.23. Carta geomorfológica del delta y curso bajo del río Santiago, que muestra la configuración
meándrica del mismo
N
W E
Los C
orch
os
Estero
Los
Corch
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La
Ce
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un
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e 1
999.
Brazo deMarea
Traza deMeandro
Barra de Medialuna
Aco-Palestina A.
54
Agentes Meteorológicos Importantes y sus Efectos
Los fenómenos meteorológicos así como su constante incidencia sobre la zona de estudio,
los hace un componente muy importante para el entendimiento de los procesos erosivos que
afectan a esta área. En este tipo de fenómenos están comprendidos los Huracanes o Ciclones
Tropicales, las Inundaciones, Granizadas, Sequías, Lluvias torrenciales, Mareas de tempestad,
entre otros. De manera muy especifica solo consideraremos en este apartado, como fenómenos
meteorológicos importantes, a los huracanes por ser los más activos y tener una mayor incidencia
sobre la parte deltaica estudiada, además de que durante la visita de campo se pudieron registrar
datos importantes sobre el ultimo fenómeno de este tipo que azotó la zona de estudio; y ya que el
objetivo de este estudio no es el de un análisis detallado del área y sus eventos, solo
mencionaremos a los ciclones tropicales de categoría huracán más significativos que afectaron a
esta zona a partir de la década de los 80’s.
De manera muy resumida podemos mencionar que solamente 5 fenómenos meteorológicos
extremos en la categoría de huracán impactaron directamente o muy cerca de la zona de estudio
desde la década de los 80’s. Estos son resumidos al igual que sus características en la Tabla 3*.
SEMARNAT 2003
Tabla 3. Muestra los fenómenos meteorológicos considerados extremos en la Categoría de Huracán que afectaron directamente o muy cerca de la zona de estudio.
Aunque los huracanes pueden considerarse como de gran efecto en los procesos erosivos de
cualquier sistema sedimentario, ya que sus zonas de afectación pueden ser mucho muy amplias,
en contraste tienen una duración (de afectación efectiva), que suele ser de días, incluso de horas;
por lo que sus efectos son poco duraderos al paso de los años; como resultado sus efectos solo
pueden evidenciarse desde el mismo momento de acción del fenómeno sobre la zona de
influencia, hasta unos cuantos meses después de que este haya ocurrido. Por tal motivo y
haciéndose muy evidentes los procesos que el ultimo fenómeno tuvo de manera directa sobre la
planicie estudiada, se decidió incluir el apartado actual que resume a grandes rasgos (únicamente
de manera informativa), las características y los efectos más evidentes que dejo el huracán Kenna
a su paso por la planicie costera Nayarita.
*Se incluye un fenómeno clasificado de categoría Tormenta Tropical, que se considero importante por haber incidido directamente sobre el área de estudio.
Fecha Nombre Categoría Lugar de Entrada Vel. Máx. Vient.
May. 1983
Adolph
*TT
Puerto Vallarta
65 km/h
Oct. 1983
Tico
III
Caimanero, Sin.
205 km/h
Oct. 1986
Rosilyn
I
Mazatlán, Sin.
120 km/h
Sep. 1993
Lidia
IV
Campo Anibal, Sin.
230 km/h
Oct. 1994
Rosa
II
Escuinapa, Sin.
166 km/h
Oct. 2002
Kenna
IV
San Blas, Nay.
230 km/h
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
55
El fenómeno meteorológico denominado como huracán Kenna se origino como una depresión
tropical en el Océano Pacífico, a unos 570 km al Sur-Suroeste de Puerto Escondido, Oax., el 21 de
Octubre de 2002, con vientos máximos sostenidos de 55 km/h, y rachas de 75 km/h.
En la madrugada del día 22, se localizaba a unos 590 km al Sur de Acapulco, Gro.,
desarrollándose ya como la tormenta tropical Kenna alcanzando vientos máximos de 75 km/h con
rachas de 95 km/h. Para el día 23 por la mañana, se encontraba localizado a unos 590 km al Sur-
Suroeste de Manzanillo, Col., intensificando sus vientos máximos hasta alcanzar los 120 km/h, con
rachas de 150 km/h, siendo ya denominado como un huracán de Categoría I. Kenna siguió
intensificándose rápidamente por lo que para el día 24 ya se encontraba en dentro de la Categoría
V con vientos máximos sostenidos de 260 km/h y rachas de 315 km/h localizándose al Suroeste de
Manzanillo.
El huracán Kenna toco tierra el 25 de Octubre de 2002 a 15 km al Oeste de San Blas, Nay., con
vientos máximos sostenidos de 230 km/h y ráfagas de 275 km/h (como huracán de Categoría IV
de la escala de Saffir-Simpson al momento de tocar tierra), degradándose rápidamente a la
Categoría I, gracias a los obstáculos que representa la Sierra Madre Occidental. Este fenómeno
tuvo una duración de 96 horas aproximadamente (sobre tierra), habiendo recorrido un total de
2280 km, afectando directamente a las costas de los estados de Nayarit; Jalisco; Durango y
Zacatecas.
El Kenna causo estragos principalmente en la zona limítrofe costera de los estados de Nayarit y
Jalisco, provocando incuantificables daños materiales y graves afectaciones a los recursos tanto
agrícolas como pesqueros de ambos estados. Solo en el Estado de Nayarit se detectaron unas 16
mil viviendas dañadas, desde la perdida de sus techos hasta la destrucción total de las mismas, en
26 localidades principalmente de los municipios de San Blas, Santiago Ixcuintla y Rosamorada.
Los daños causados en el sector de energía eléctrica fueron estimados en más de 100 millones de
pesos, la infraestructura carretera sufrió daños en un 40%, además de que en materia agrícola y
pecuaria 147 mil 913 hectáreas sembradas de diversos productos sufrieron daños severos;
además el daño en los recursos marinos-costeros se estimo en unos 120 millones de pesos.
Una de las zonas más afectadas por este fenómeno meteorológico fue la zona de manglar que
resulto muy dañada en la parte donde confluye con el sistema deltaico, así como donde bordea a
la costa (retrasando la línea de vegetación de manglar unos 20 m hacia el continente Fig. 14).
Aunque para el presente estudio se careció de material cartográfico (fotoaéreo o imagen satelital),
con una fecha posterior al paso del mencionado huracán sobre el área de estudio, se desconoce el
alcance total del daño sufrido por la planicie costera, así como las zonas más afectadas por la
erosión provocada por el mismo, pero pese a eso y dada la magnitud de dicho fenómeno y
tomando en cuenta los daños reportados, podemos estimar que el daño en la zona deltaica por la
erosión fue muy severo, seguramente acelerando los procesos de erosión costera.
Aco-Palestina A.
56
Infraestructura Hidroeléctrica y sus Efectos… …………………… …...
Como ya mencionamos anteriormente, la construcción de la Central Hidroeléctrica (C.H.)
Agua Milpa y la presa derivadora de San Rafael sobre el cause del río Santiago, han modificado el
comportamiento de su escurrimiento, al controlar su régimen, en función de las necesidades
agrícolas de riego y de generación de energía eléctrica para las zonas aledañas; reteniendo
prácticamente toda la carga de sedimentos en sus embalses; como resultado, los procesos
erosivos costeros han sido mucho más efectivos y rápidos, principalmente sobre el área del ápice
deltaico; las repercusiones derivadas del impacto de estas presas son evidentes como se muestra
en este trabajo; al cesar la actividad deltaica, netamente progradante, invirtiéndola por una
netamente erosiva, situación que implica un cambio irreversible debido al consecuente retroceso
de la línea de costa, que lentamente llevara a la pérdida de tierras en la zonas cercanas al litoral.
La zona más afectada como podemos ver en la Figura 23, se concentra sobre las márgenes del
delta, además podemos agregar, que estos fenómenos permiten condiciones muy propicias para la
penetración de intrusiones salinas en la zona, que migrara al paso de los años, río arriba,
provocando nuevos fenómenos derivados de la influencia salina, como la aridez agrícola de las
comunidades cercanas a la costa, además de modificar rápidamente los hábitat naturales de selva
de mangle.
Aunque hace falta un estudio mucho más detallado y especifico sobre estos efectos
(principalmente los erosivos), para poder asegurar que los mismos hayan sido una consecuencia
directa, resultado de la construcción de ambas presas (principalmente Aguamilpa) sobre el cauce
del río Santiago y que dichos fenómenos no son el resultado natural de procesos erosivos
intensos, como agentes meteorológicos importantes o que son consecuencia de un proceso
normal de regresión de la línea costa.
Lo que si podemos asegurar, mediante este estudio, es que la construcción de sistemas de
represas sobre el cauce del río Santiago, como en cualquier sistema fluvial, aumentan, magnifican
e incrementan la velocidad de los procesos erosivos de las zonas cercanas al litoral y en menor
medida de la zona alta del cauce.
La C. H. Aguamilpa forma parte del aprovechamiento global de la Cuenca del río Santiago y se
ubica a 700 km al NW de la ciudad de México, a unos 37 km al N-NW de la capital del Estado,
Tepic, Nay. (Castro, 2002), (Fig.25); se comenzó a construir a mediados de la década de los
ochentas, y fue puesta en servicio hasta agosto de 1994, su embalse ocupa un área (NAME, Nivel
de Aguas Máximas Extraordinarias), de unos 128 millones de m2 y una obra de contención, que
consiste en una cortina de 187 m de altura; cuenta con tres unidades generadoras de 320 MW
cada una, y se esperaba que tuviera una generación promedio anual de 2113 GWh, lo cual la
colocaba en cuarto lugar en potencia instalada (con 960 MW en conjunto), y sexto lugar en
capacidad de almacenamiento del vaso, solo por debajo de las de Chicoasen, Malpaso y a de
Infiernillo (Moreno et al., 1994).
La C. H. Aguamilpa tiene una producción actual cercana al 60% de lo estimado por cuestiones de
diseño; (restricciones de capacidad que no le permite aprovechar escurrimientos excedentes al
Fisiografía y Evolución de la Planicie Costera del Delta del Río Grande de Santiago, Nayarit, México .
57
finalizar la temporada de lluvias), esto afecta su funcionamiento durante la temporada de estiaje
(del mes de noviembre al mes de mayo), (Frias, 2003).
El segundo sistema hidroeléctrico en importancia construido recientemente sobre el cauce del río
Santiago es la presa derivadora de San Rafael (Fig.25); debido a que la C. H. Aguamilpa es una
generadora de hora pico, (trabaja durante 5 h/día); la CFE construyó la presa reguladora San
Rafael, localizada a unos 16 km aguas abajo de Aguamilpa; fue construida poco después que
Aguamilpa y se puso en operación en noviembre de 1998; tiene como objetivo principal, controlar
los altos volúmenes desfogados (744m³/s), evitando los posibles daños que se producirían aguas
abajo, es decir controla los excedentes de agua durante la operación de Aguamilpa.
El proyecto San Rafael cuenta actualmente con el equipamiento de una central generadora de 24
Mw, con una generación media anual estimada máxima de 145 Gwh/año, para suplir el consumo
de energía en las áreas de alumbrado público y bombeo, además de atender la demanda de riego
(124.000 ha) de la zona baja del río Santiago.
Ocupa un área total de cuenca aportadora de 74, 168 km2, tiene un volumen medio aprovechable
de 4,364 hm3 y cuenta con un gasto mensual mínimo de 92 m
3/s (abril), y un máximo de 227 m
3/s
(septiembre). La generación total estimada, 145 Gwh/año, se utiliza para autoabastecimiento de
socios particulares (ya que se construyo en parte con capital privado). Del total de energía
producida, 69% se genera en horario nocturno y 31% en diurno, para optimizar tanto el uso del
caudal proveniente en la C.H. Aguamilpa, así como el valor de la energía producida. Los
excedentes de esta energía producida se ponen a disposición de la CFE.
Estos dos proyectos hidroeléctricos forman parte del plan del control total de los escurrimientos del
río Santiago, que tiene planeado la Comisión Federa de Electricidad desde la década de los 60’s,
con el objeto de generar energía eléctrica. De acuerdo con la Oficina de Estadios Civiles de la
CFE, para el aprovechamiento completo del río Santiago, desde la planta de Santa Rosa hacia
abajo, se tienen contemplado, el funcionamiento de cinco presas, escalonadas, de tal modo que el
embalse de una llegue al desafogue de la planta aguas arriba; dos de estas plantas se han
construido ya (Aguamilpa y San Rafael) y una tercera esta en construcción actualmente (El Cajón)
(Fig. 25). A partir de la planta de Santa Rosa, se tiene un desnivel de aprovechable de unos 600 m
aproximadamente, que se pueden aprovechar para los proyectos hidroeléctricos futuros (Veitía M.
1963).
La fisiografía tan abrupta de la barranca del río Santiago, se debe a que el drenaje ha sido
encauzado, siguiendo líneas tectónicas de debilidad que proporcionaron el camino para una rápida
profundización. Además el río Santiago y sus afluentes tienen un régimen hidrológico de carácter
torrencial por lo cual lo hace de mucha importancia para el sistema de generación hidroeléctrica
del país (op. cit.).
Una tercera represa, ubicada en la parte más baja del río Santiago, a unos 15 km de la presa San
Rafael es la presa derivadora Amado Nervo (Presa El Gileño), de menor envergadura que San
Rafael, forma parte de la infraestructura hidroagrícola del estado, además de formar parte del
control de avenidas del río Santiago (Gomez et al., 1988) (Fig. 25).
La Proyecto Hidroeléctrico (PH) El Cajón, actualmente en construcción (pretendiéndose construir
del 2002 al 2006) sobre el cauce del río Santiago, a 77 kilómetros aguas arriba de C. H. Aguamilpa
21°
22° 22°
21°
103°104°105°
0 10 20 30 40 50
SIN
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Presa
Amado Nervo
Fig. 24. Desarrollo del complejo Pacífico Occidental; en el que muestra la localización de los Proyectos
Ixcam, Agua Fría y EL Cajon; además de las Centrales Hidroeléctricas en operación sobre el cause del río
Santiago (y sobre otros sistemas fluviales que drenan a la planicie costera) por parte de CFE.
N
W E
Pro
yecto
Nacio
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Milen
io, 2003.
PresaSanRafael
Presa Aguamilpa
ProyectoIxtlan
Proyecto El Cajón
PresaSanta Rosa
Presa
SanCristobal
ProyectoAcatic
Proyecto AguaFría
Río
Bola
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Río
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TEPIC
GUADALAJARAPUERTOVALLARTA
Río
Am
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CUENCA DEL RÍOSANTIAGO
CUENCA DEL RÍOAMECA
CUENCA DEL RÍOSAN PEDRO
A M
AZATLAN
NAYARIT
Aco-Palestina A.
58
(Fig.25), presenta diferentes deficiencias de concepto y planeación. Este proyecto no captará al río
Huynamota (afluente más importante de la cuenca del río Santiago) y otros pequeños afluentes
entre ambos proyectos, es decir dispondría alrededor de un 50% menos de las aportaciones
regionales y tendrá una capacidad de almacenamiento solo del 34%, en relación a la C.H.
Aguamilpa, aunado a esto, se estima que disminuyan los volúmenes (por los usos crecientes del
agua), en las cuencas de los ríos Juchipila y Verde, para abastecer a los grandes centros de
población como Guadalajara, León y Aguascalientes, así como para apoyar los planes y
programas de conservación del Lago de Chapala.
Lo anterior resulta en un embalse, área de captación y aportaciones menores a los C. H.
Aguamilpa lo que provocaría una serie de problemas durante la época de estiaje y junto a la
creciente deforestación, además problemas de azolve a mediano plazo, reduciendo su vida útil.
EL P.H. El Cajón, contara con dos equipos turbogeneradores de 380 MW, con una generación
anual estimada de 1230 millones de kilowatts•hora y un factor de planta de 0.20, el problema
esencial para estas especificaciones es garantizar y mantener la cantidad de agua y
almacenamiento necesario para sustentar su operación normal (Frias, 2003).
Como parte del aprovechamiento integral de los escurrimientos del río Santiago, la CFE propone
implementar el Proyecto Ixcam (Funcionamiento Coordinado Ixcatán-Aguamilpa), el cual integrara
la capacidad hidroenergética de los ríos San Pedro y Santiago; el río Santiago mediante la C.H.
Aguamilpa y el río San Pedro mediante el Proyecto de la presa Ixcatán que distaría 25 kilómetros
al noreste de la C.H. Aguamilpa y 20 kilómetros al este-noreste del poblado de Estación Ruiz
(Fig.25); este proyecto tendrá como fin, el de almacenar y derivar los escurrimientos del río San
Pedro (de preferencia durante la época de estiaje), hacia el río Santiago, mediante un túnel de
transferencia que tendría 17.5 kilómetros de largo y 8.0 metros de diámetro.
Quedando intercomunicados ambos almacenamientos funcionando como un solo embalse,
teniendo una capacidad total estimada de 15 800 y 6 535 mm3; así la presa Ixcatán, suministraría
(complementaría), los volúmenes requeridos durante los siete meses característicos de la
temporada de estiaje (del mes de noviembre al mes de mayo), con lo cual se pretende una
operación plena de la C.H. Aguamilpa en la temporada de lluvias; es decir prevalecería un
funcionamiento combinado según la época del año y las circunstancias previstas (op. cit.).
Los efectos provocados por los sistemas hidroeléctricos actuales, propuestos y en construcción
por la CFE a lo largo del río Santiago y sobre otros sistemas fluviales correspondientes a la
planicie costera Nayarita, sin duda marcaran un cambio importante, tanto en la dinámica fluvial de
la última parte de este río, así como en los procesos deltaicos que fueron los responsables de un
sistema netamente progradante y claramente visible heredado de hace cientos de años.
59
Aco-Palestina A.
60
Conclusiones…………………………………… ……………………………………
Desde el Pleistoceno tardío la morfología del sistema costero-litoral al que pertenece el río
Santiago estuvo regida por dos factores primordiales: 1. Las variaciones en la afluencia de
sedimentos, provocados principalmente por los cambios en la zona de desembocadura del río
Santiago y 2. La influencia de las condiciones marinas sobre este sistema, principalmente las
provocadas por la incidencia de la acción del oleaje sobre la costa (cuyos cambios están muy
relacionados a variaciones en el clima). Este último factor se considera como el principal
responsable de las extensas planicies onduladas (strand plain), formadas por depósitos de playas
abandonadas (cordones costeros), que caracterizan al delta del río Santiago.
Durante los últimos 30 años el control del desarrollo morfológico de este delta se encuentra regido
principalmente por factores antropogénicos, tales como la construcción de sistemas de presas
sobre el cauce del río Santiago además del desmesurado desarrollo de actividades agrícolas y
acuícolas sobre zonas muy cercanas a la costa, los cuales han modificado seriamente las
condiciones de aporte sedimentario en la zona.
A esto hay que sumar que sobre la zona litoral los proceso erosivo-acumulativos son reforzados
por fenómenos tales como los huracanes, que inciden en área de estudio con una regularidad de
10 a 13 por cada 25 años.
Lo anterior se traduce en un ritmo variado de cambios en la morfología del delta del río Santiago,
viéndose magnificados los procesos erosivos costeros a partir de la reciente construcción de la
C.H. Aguamilapa. Dando como resultado que la morfología de este delta este adoptando
características estuarinas.
Es importante mencionar que existe un proceso erosivo importante en la zona de estudio
probablemente relacionado a un ciclo normal regresivo de la línea de costa, el cual se hace muy
evidente en la zona del ápice deltaico.
Lo que si podemos asegurar mediante este estudio, es que los efectos erosivos ya presentes en la
región deltaica del río Santiago antes de la construcción de importantes complejos hidroeléctricos
sobre el cauce de este río, se han visto aumentados desde la puesta en marcha de tales
complejos.
Es importante señalar que para confirmar a estos efectos y sus causas, se requiere que a lo largo
de la costa se efectúen monitoreos de las influencias marinas responsables del redepósito de los
sedimentos así como la evaluación de la carga de sedimentos fluviales que incide sobre esta
región con el objetivo de llegar a establecer el balance de la sedimentación dentro de un análisis
multitemporal.
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