GEOMORFOLOGIA Etimológicamente, Geomorfología deriva de las raíces griegas geo (tierra), morphos (forma) y logos (tratado). Por lo tanto esta ciencia se ocupa de la forma de la Tierra. Schumm (1991) define la geomorfología como la ciencia que estudia los fenómenos sobre y cerca de la superficie terrestre y se ocupa de las interacciones entre varios tipos de materiales y procesos, implicando los sólidos, líquidos y gaseosos. Algunos autores, consideran a la Geomorfología como una de las ciencias físicas más difíciles. Otros, la restringen al estudio de los rasgos del relieve subaéreo y algunos, por el contrario, lo extienden también a la morfología de los fondos marinos, e incluso, se considera dentro de esta ciencia la investigación de las formas del relieve de otros planetas, esta parte se denomina Geomorfología Planetaria o Extraterrestre. El relieve de la superficie terrestre es el resultado de la interacción de fuerzas endógenas y exógenas. Las primeras actúan como creadoras de las grandes elevaciones y depresiones, producidas fundamentalmente por movimientos de componente vertical. Y las segundas, en cambio, actúan como desencadenantes de una continua denudación que tiende a rebajar el relieve originado. Esta lucha constante se manifiesta a diferentes escalas y ah sido constante a lo largo de la historia de la Tierra. Estos procesos de la dinámica externa, se agrupan en la cadena meteorización – erosión, transporte y sedimentación. La energía necesaria para la actividad de estos procesos proviene de diferentes fuentes: La radiación solar llega a la superficie terrestre y se transforma parcialmente en calor, el cual es la principal fuente de los procesos meteorológicos. Estos procesos controlan la meteorización, la edafogénesis y el desarrollo del relieve, así como la vida de animales y plantas.
La energía gravitatoria da lugar al transporte de sedimentos, a los movimientos de masa en las laderas, etc. La energía endógena, finalmente, es la causa generadora de los grandes relieves existentes en la superficie terrestre. Tradicionalmente, la Geomorfología se ha ocupado de los estudios a escala media en los que se analizan los diferentes eventos geomórficos que han configurado, a lo largo del tiempo, el relieve actual. Es lo que se denomina Geomorfología Histórica. Recientemente, el análisis de los procesos actuantes, a escala más detallada, junto con el estudio de la variabilidad temporal de las formas, ha conducido a lo que se conoce como Geomorfología Cuantitativa. Estas dos tendencias son las que imperan en la Geomorfología actual, y obedecen, al igual que otras ramas de la ciencia, a una evolución del pensamiento y de los conocimientos que se ha sucedido a través de los siglos. La Geomorfología nace como una parte de la ciencia cuando deja de describir y comienza a explicar. El termino Geomorfología fue utilizado posiblemente por primera vez por McGee y Powell en los Estados Unidos en la década de 1880 RELACION DE LA GEOMORFOLOGIA CON OTRAS DISCIPLINAS Geología Climatología Meteorología
Pedología GEOMORFOLOGIA
Hidrología
Biogeografía Oceanografía
LOS MODELOS DE EVOLUCION DEL RELIEVE ACTORES MORFOGENETICO INTERNOS
EXTERNOS
Tectónicos
Erosivos
Litológicos
Antropogénicos
Los tres modelos existentes cuyos autores son Davis, Penck y King, se propusieron en diferentes épocas de la primera mitad del siglo XX. Los de Davis y King basan su desarrollo en los diferentes tipos de climas, mientras que Penck da más importancia a los aspectos tectónicos que a los climáticos. William Morris Davis (1850- 1934) es considerado como el padre de la Geomorfología. El mayor aporte lo constituye el modelo del ciclo geográfico, también conocido como ciclo de erosión, ciclo normal, ciclo húmedo, etc. que es considerado el primer paradigma en Geomorfología. Fue la primera teoría de desarrollo del modelado que tuvo una aceptación general y su versión definitiva se llamó, “el ciclo geográfico” El ciclo parte de un relieve aplanado que sufre un brusco levantamiento y es sometido grandes periodos de erosión bajo condiciones de estabilidad cortical. El relieve pasa por etapas de características diferentes, que se denominan de juventud, madurez y senectud respectivamente. El resultado final es la elaboración de una penillanura con algunos relieves residuales. Si se produce un nuevo levantamiento se desencadena un nuevo ciclo. Las críticas que surgieron derivaban en parte de que el modelo había sido establecido para zonas templadas húmedas, que Davis estimó “normales”, por eso, mas adelante también consideró al modelado glaciar y a los relieves áridos como “accidentes” de su ciclo. Si bien muchos investigadores fueron sus seguidores, otros criticaron profundamente el modelo debido a que no tenía en cuenta la cubierta vegetal, la dinámica de los procesos de erosión, y los procesos existentes en los diferentes climas (procesos ligados al clima).
Walther Penck (1888 – 1923) elaboró otro modelo que proponía que el relieve se genera por un lento levantamiento inicial, seguido por un levantamiento acelerado, para acabar con una desaceleración, que termina con la estabilidad. El modelo comenzaba por una superficie primera que se levantaba y erosionaba, de modo que se iban desarrollando otras superficies encajadas dando lugar a un escalonamiento de piedemonte. Cada escalón formado actúa como nivel de base local independiente. El relieve estaba determinado por la velocidad del levantamiento (fuerzas endógenas) a las que se oponía la intensidad de la erosión fluvial (fuerzas exógenas). Cuando el levantamiento declinaba, la erosión fluvial dominaba y se desarrollaba finalmente una superficie aplanada terminal. Lester Charles King, intentó aplicar las ideas de Davis, sin éxito, al territorio de África del Sur. Su modelo es cíclico como el de Davis, y al igual que este autor, comienza con un diastrofismo rápido seguido por un largo periodo de calma tectónica durante el cual se generan extensos pedimentos, que en su desarrollo final acaban en una pedillanura. Para King, el sistema morfoclimático “normal” es el árido o el de sabana (con estaciones contrastadas húmedas – secas) Si con posterioridad tiene lugar un nuevo levantamiento, da comienzo a un nuevo ciclo en el que la pedillanura sigue desarrollándose.
ESCUELAS A_ FISIOCRATICA NORTEAMERICANA (de Davis) Tectónica ---- Erosión ---- Depositación Procesos ----- Son lentos (escala de millones de años) Se producen a escalas pequeñas ---- E 1: 500.000 SECUENCIAS Construcción ----- Orogénesis Corta dirección Etapa de movilidad Tectónica de placas Peneplanización Fin del ciclo Relieve casi plano
Destrucción Prolongada Etapa de estabilidad
El ciclo puede reiniciarse _rejuvenecimiento tectónico _movimientos isostáticos _cambio climatico
Las condiciones que debe cumplir el área para que sea aplicable el modelo son: Clima templado húmedo, “ciclo normal de erosión” Cuencas exorreicas (desagüe en el mar) No debe ser un paisaje kárstico Debe haber cobertura (regolito o suelo más o menos continuo)
ESTADIOS
a) JUVENTUD Predomina la erosión lineal y retrogradante (hacia atrás) Intensa erosión en vertientes (laderas) Gran potencia en ríos Finaliza cuando ha desaparecido los últimos retazos del relieve original b) MADUREZ Erosión areolar (del área) > erosión lineal Ensanchamiento > profundización del cauce Perfil regularizado Sedimentación > erosión Hay capturas y jerarquización de redes c) SENECTUD Perfil longitudinal ---- curva muy suave Interfluvios (Sup. entre causes fluviales) redondeados Valles anchos y planos Ríos meandrosos d) PENILLANURA (fin del ciclo) Superficie casi plana Algunos interfluvios con relieves residuales positivos Este modelado policíclico (repetición de ciclos erosivos – superposición de modelados) recibe como criticas que no es aplicable a las cuencas endorreicas y al paisaje kárstico
B_ CLIMATICA O DINÁMICA
Procesos ----- tiempos breves Se producen a escalas grandes ---- E 1: 20.000 C_ DE INGENIERIA Escalas muy grandes ---- E 1: 100
FACTORES EXPLICATIVOS DEL RELIEVE Y MODELADO FACTORES MORFOGENETICOS INTERNOS
EXTERNOS
Tectónicos
Erosivos
Litológicos
Antropogénicos
INTERACCIONES MORFOCLIMATICAS
Clima _____________ Morfogénesis (Las relaciones directas se producen en los climas extremos como el sistema glaciar, periglaciar y eólico. Ellos se encuentran en REXISTACIA, es decir con poca vegetación; Además predomina la Morfogénesis – modelado del paisaje – sobre la pedogénesis)
Clima _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ Morfogénesis (Las relaciones indirectas se producen en climas intermedios. Ellos están en BIOSTASIA, es decir con buen desarrollo de la vegetación – Además, predomina la pedogénesis – formación de suelos - sobre la morfogénesis. ) CLIMA
VEGETACION
SUELOS
FORMACIONES MORFOGENESIS
SUPERFICIALES
LITOLOGIA
METEORIZACION Y FORMAS RESULTANTES La meteorización es el proceso más fundamental en la evolución del modelado y del ciclo geomorfológico de Erosión, Transporte y Sedimentación. La meteorización es la respuesta de los materiales que estaban en equilibrio dentro de la litosfera a condiciones en o cerca de su contacto con la atmósfera, hidrósfera, y todavía más importante la biósfera. Los productos resultantes se reestructuran formando minerales y rocas de neoformación que a veces pueden ser indicadores paleoclimáticos La meteorización, además, facilita la actuación de los procesos erosivos. El clima, por su parte, ejerce una influencia fundamental en los procesos de meteorización que se reflejan en los diagramas de Peltier y Wilson (los cuales relacionan los procesos de meteorización con las variaciones de precipitación y temperaturas medias anuales). _A mayor temperatura y mayor precipitación (media anual) predomina la meteorización química fuerte _A menor temperatura y menor precipitación (media anual) predomina la Acción de la Helada fuerte (meteorización mecánica)
Diagrama que da una idea de los efectos de la variación de las precipitaciones y la temperatura sobre la importancia relativa de la meteorización química (izquierda) y mecánica (derecha). Peltier.
Diagrama que da idea de la importancia relativa de los varios tipos de meteorización bajo condiciones variables de temperatura y precipitación LA ALTERACION DE ROCAS EN AMBIENTES DESERTICOS FRIOS Y POLARES
En la alteración de las rocas de ambientes desérticos fríos y polares, el proceso fundamental es el hielo-deshielo que ejerce su máxima acción en los ambientes cuyas temperaturas medias rondan los 0° C. En estas regiones polares, las bajas temperaturas afectan no sólo a la velocidad de las reacciones químicas, sino también al estado del agua. Las bajas temperaturas retardan la disolución, excepto para las rocas carbonatadas, y afectan directa o indirectamente la colonización, crecimiento y descomposición de componentes biológicos. Por el contrario se tienen factores favorables para la actividad de los procesos físicos y químicos: _ Duración de la radiación solar durante el verano _ Aumento de la radiación UV _ Elevados gradientes de temperatura _ Ciclos de humedecimiento - secado _Ciclos de hielo - deshielo Se puede concluir que la débil meteorización en las regiones polares es el resultado de factores climáticos adversos que traen consigo la disminución de: _ Producción de la biomasa _ Velocidad de descomposición de la materia orgánica _ Lixiviación (lavado del suelo) _Formación de quelatos La alteración de las rocas en las zonas áridas es el resultado sobre todos de las amplias variaciones diarias y estacionales de la temperatura y humedad relativa. Además, la abundancia de los afloramientos rocosos y las características litológicas y estructurales se dejan sentir en la actuación de los procesos y en las morfologías resultantes. En estos lugares la meteorización física tiene un peso específico mayor que las meteorizaciones químicas y biológicas.
El déficit hídrico y las altas temperaturas tren consigo un débil desarrollo de la vida animal y vegetal y, por consiguiente, la meteorización biológica es muy reducida. Igualmente afecta a la actividad e intensidad de la meteorización química, ya que el agua es necesaria para el ataque de las estructuras cristalinas y para la posterior movilización de los iones en solución. El resultado de la actividad de los procesos de meteorización se manifiesta en las rocas por disgregación granular, descamación y fracturación. Las partículas liberadas se movilizan por los procesos erosivos fluviales y eólicos. En las zonas tropicales húmedas los procesos dominantes son los de meteorización química como la lixiviación máxima, como consecuencia de las mayores precipitaciones. Además, la alteración es más intensa y profunda por las elevadas temperaturas, que incrementan la velocidad de las reacciones químicas. No cabe duda que el clima es uno de los factores más significativos es el desarrollo de la meteorización. Según la ley de Van´t Hoff por cada 10°C de aumento de la temperatura, las velocidades de las reacciones químicas se duplican o triplican.
METEORIZACION FISICA
Lajamiento: las rocas que han estado en profundidad considerable en la litosfera, y por lo tanto, sometidas a altas presiones, al ascender a la superficie sufren una descompresión por alivio de carga generando un diaclasado paralelo a la topografía denominado lajamiento. Consta de una estructura en losas arqueadas de hasta 10 metros de potencia y se considera 0.2metros como un espesor mínimo. El lajamiento se encuentra en la mayoría de los ambientes climáticos: esto se explica por causas exógenas (termoclastía, meteorización química y relajamiento por pérdida de carga) y endógenas (las cuales atribuyen el lajamiento a los esfuerzos desarrollados durante el emplazamiento del granito antes de su enfriamiento) Crioclastia: es el proceso de meteorización más importante de las zonas periglaciares y su efecto máximo se produce en primavera cuando el agua resultante de la fusión de la nieve penetra en las grietas y se congela con posterioridad. Durante este proceso se produce el crecimiento de los cristales (también se denomina gelifracción). El agua al congelarse aumenta un 9% su volumen lo que produce la ruptura de la roca al superar su resistencia a la tensión; sin embargo, debe tenerse presente que parte del agua puede extruir por lo que sólo parte de la expansión disgrega la roca. Podemos resumir que la crioclastia depende del contenido de agua y del tipo de roca. Las rocas ígneas experimentan una menor desintegración que las pizarras (debido a la densidad de planos de fisibilidad de la roca); en el caso de los sedimentos la crioclastia depende de la porosidad (una porosidad menos al 6% no experimenta crioclastia y los muy porosos no son afectados por la gelifracción) Termoclastismo: se produce debido a la contracción y dilatación de las rocas asociado con las variaciones de la temperatura. La mayoría de las rocas están formadas por diferentes minerales y éstos presentan dilataciones térmicas distintas según su color y estructura (las rocas y minerales oscuros absorben más el calor que los claros). Además algunos minerales se dilatan más en una dirección que en otra, según su estructura cristalina. Las dilataciones producen esfuerzos compresivos en el interior de la roca y las contracciones esfuerzos tensionales o extensivos. Como resultado de las diferentes expansiones y compresiones pueden producirse microfisuras y disgregación granular. Por otra parte como las rocas son malas conductoras del calor, la diferencia de temperatura entre la superficie y el interior da lugar a lugar a
importantes dilataciones y contracciones que llevan a la descamación de las rocas. Hidroclastismo: se produce debido a los ciclos de humedecimiento – secado causantes de efectos disruptivos. La desintegración se manifiesta por una descamación superficial y fracturación de la roca, preferentemente a lo largo de los planos de fisibilidad existentes. *Las primeras descamaciones superficiales se observan luego de 5 ciclos *El agrietamiento comienza una vez superados los 10 ciclos. *La desintegración completa comienza sólo después de 180 ciclos. La descamación se interpreta por la polaridad de las moléculas de agua que son atraídas por las superficies de los minerales, produciéndose una fuerza expansiva que separa las superficies confinadas. Las experiencias demuestran que en los efectos producidos por el Hidroclastismo son importantes sólo en líquidos de alta polaridad y no así en los de baja. La penetración del agua en las rocas, por su parte, depende del tamaño y la geometría de los poros; mientras que el secado implica evaporación y es función de la temperatura y de la velocidad del viento. La acción del Hidroclastismo en las rocas depende también de la ladera. Los afloramientos de rocas desnuda situados en la ladera de solana (donde hay sol) sufren una más intensa desecación que las rocas situadas en umbría y, por consiguiente, el numero de ciclos de Hidroclastía será mayor y la meteorización de las rocas más profunda Haloclastismo: en los desiertos es bien conocida la presencia de sales de elevada solubilidad en extensas acumulaciones ligadas a depresiones lacustres o como recubrimientos superficiales en rocas y sedimentos, indicados por eflorescencias (fundamentalmente de tonos blancos). La precipitación de estas sales en los espacios porosos de las rocas, junto con la actividad de los procesos físicos y químicos que afectan a las sales depositadas, dan lugar a expansiones que generan esfuerzos disruptivos, los cuales conducen a la desintegración de las rocas. La temperatura y la humedad juegan un papel muy importante en el Haloclastismo como así también las propiedades de las rocas. Las altas temperaturas dan lugar a la evaporación de las soluciones salinas permitiendo la precipitación de sales; mientras que el incremento de la
humedad puede generar sales hidratadas y el aumento de la temperatura origina la dilatación térmica de los cristales salinos. Estos procesos de crecimientos de cristales, hidratación y dilatación producen importantes modificaciones volumétricas, que traen consigo esfuerzos disruptivos en las rocas afectadas. Por otra parte, este tipo de meteorización es más efectivo en rocas porosas con gran capacidad de absorción y pérdida de agua. METEORIZACION BILOGICA La Biogeomorfología se divide en fauna (zoogeomorfología) y flora (fitogeomorfología) y se ocupa de estudia la acción de los seres vivos en la descomposición de las rocas y la creación de micromorfologías (termitero, hormiguero, etc.) La desintegración de las rocas está controlada por la rotura de las de los materiales, debido a la presión ejercida por las raíces. Igualmente, es importante el aporte de dióxido de carbono a las disoluciones, resultante de la respiración de la flora y fauna existentes en el suelo y de los procesos de descomposición de la materia orgánica. Por otra parte, la fauna efectúa una labor de transferencia y mezcla de materiales, movilizando el regolito a otras áreas. Esta labor es llevada a cabo por termitas y gusanos en los trópicos húmedos. Las termitas, son también las responsables de originar termiteros que presentan la forma de pequeños montículos y de torres pudiendo alcanzar hasta los 9 metros de altura. Los gusanos también llevan a cabo construcciones como las termitas, aunque de menor tamaño, ya que no suelen superar los 30 cm de altura. También su actividad aumenta las velocidades de infiltración. METEORIZACION QUIMICA Se produce debido a un cambio en el ambiente químico, ya que las rocas formadas en condiciones de mayores presiones y temperaturas y en ausencia de aire, se vuelven inestables al ponerse en contacto con la atmósfera. El agua, oxigeno y dióxido de carbono atacan a los minerales constituyentes de las rocas produciendo reacciones exotérmicas. Los productos más solubles se eliminan por disolución dejando un residuo rico en constituyentes menos
solubles, que se estructuran originando compuestos de neoformación, fundamentalmente minerales de arcilla y oxihidróxidos de hierro y aluminio, que son más estables en las condiciones del ambiente. Quelación: es la unión de un catión más un agente acomplejante (denominado quelato) que da como resultado compuestos Organometálico. En la naturaleza, estos compuestos se producen por la generación de ácidos Húmicos y Fúlvicos que provienen de la descomposición de las plantas y secreción de las raíces. Cambio iónico: es un proceso considerable en la meteorización química. Es la reacción entre los iones de una disolución y los existentes en los minerales. Los minerales de la arcilla son los principales responsables de la capacidad de cambio en la meteorización de una roca. Un reemplazo frecuente es el Si +4 por Al+3. Cada mineral de la arcilla tiene una capacidad de cambio iónico, alcanzan los valores más altos los minerales del grupo de la Montmorillonita. Hidratación: es la adición de moléculas de agua a la estructura de un mineral. Los óxidos de hierro al hidratarse pasan a oxihidróxidos. El agua se introduce fácilmente en las estructuras cristalinas de las arcillas expansivas (por ejemplo la anhidrita se trasforma es yeso). El factor más importante que controla la velocidad de desintegración de las estructuras cristalinas y de los productos resultantes es la cantidad de agua de disolución. Con ella se lixivian los cationes solubles resultantes del proceso de hidrólisis. Hidrólisis: los minerales más resistentes, como el cuarzo por ejemplo, pueden desaparecer en disolución. Las bauxitas surgen de la lixiviación de areniscas caoliníticas.
CLIMAS DEL GLOBO – CLASIFICACION MORFOCLIMATICALa geomorfología climática es el estudio de las formas del relieve dominadas por el clima. Toda morfología deriva de un sistema de erosión
sustentado por el clima y que actúa sobre los diversos relieves debido a la estructura y a la tectónica. Hasta aproximadamente la mitad del siglo XX, la geomorfología se preocupaba básicamente de reconstruir las diferentes etapas en las que habían tenido lugar los procesos erosivos y tectónicos generadores del relieve. Es lo que se denomina etapa histórica A todo ello se une el interés por estudiar los procesos y la cuantificación en las diferentes zonas morfoclimáticas. Como consecuencia se produce el desarrollo de la Geomorfología Climática. La geomorfología climática se puede definir como la que identifica a los factores climáticos, tales como la intensidad, frecuencia, duración de la precipitación, intensidad de la helada, dirección y fuerza del viento y explica el desarrollo de los modelados bajo diferentes condiciones climáticas. En esta definición se tiene en cuenta la magnitud y frecuencia de diversos procesos. Inicialmente en el trabajo de Peltier (1950) se utilizan únicamente dos parámetros climáticos, la temperatura media anual y la precipitación total anual y establece la relación de los mismos con 6 procesos geomorfológicos: meteorización química, acción de la helada, meteorización total, erosión También se han llevado a cabo estudios a escala global sobre el control del clima y de la vegetación en relación con la intensidad de la meteorización y productos resultantes de la misma. Chorley señala que para llevar a cabo una clasificación morfoclimática simple, que se denomina morfogenética, se pueden utilizar la temperatura media anual, la precipitación total anual y la estacionalidad (expresada por la temperatura del mes más cálido y por el número de meses con precipitaciones superiores a 50 mm). En su diagrama se diferencian 8 regiones, que pueden dividirse en dos grandes grupos: A_ regiones morfoclimáticas de primer orden (denominadas no estacionales) que comprenden las regiones glaciares, áridas y tropicales húmedas. Se caracterizan por procesos no estacionales, por lo general de baja erosión, excepto para eventos esporádicos como los que tienen lugar en glaciares espasmódicos, tormentas en el desierto y movimientos de masas en las laderas respectivamente. Las zonas centrales de estas regiones no estacionales están poco afectadas por los cambios climáticos.
B_ regiones morfoclimáticas de segundo orden (o estacionales) tiene procesos estaciones, en ocasiones de gran intensidad, y manifestaciones de cambios climáticos importantes. En estas regiones se pueden diferenciar climas cálidos (tropical húmedo-seco y semiárido) en los que los procesos morfológicos varían con la duración de la estación húmeda; y climas fríos (continental frio, húmedo de latitud media y periglaciar) en los que los procesos difieren en función de las temperaturas del verano, así como con las cantidades de precipitaciones. CONCEPTO DE ZONALIDAD EN GEOMORFOLOGIA CLIMATICA A escala global, las variaciones existentes en el contacto litosfera-atmosfera se consideran como zonales y forman amplias franjas desde los polos al ecuador, que derivan de las diferentes precipitaciones y la cantidad de energía solar recibida. Se considera zonal a todo proceso o fenómeno que se distribuye en general paralelo a las líneas de latitud, como la selva ecuatorial, arrecifes coralinos y casquetes continentales de hielo. La denominación de azonal indica procesos que se reparten por varias zonas como las acciones fluviales, eólicas y litorales. Finalmente, extrazonal es un fenómeno que, aunque es característico de una zona determinada, puede manifestarse localmente en otra zona, como los procesos y formas glaciares y periglaciares existentes en las grandes montañas ecuatoriales. LAS PRINCIPALES ZONAS MORFOCLIMATICAS O MORFOGENETICAS La diferenciación de las distintas zonas morfoclimáticas debe tener en cuenta los procesos actuales dominantes que operan en cada zona. No obstante es preciso considerar también las formas heredadas de épocas cuaternarias y terciarias. El concepto de región morfogenética es el siguiente: bajo un juego determinado de condiciones climáticas, predominaran procesos geomórficos particulares y, por lo tanto, imprimirá al paisaje de la región características que los distinguirán de otras áreas desarrolladas bajo condiciones climáticas diferentes. Peltier postuló nueve regiones
morfogenéticas e intento definiciones cuantitativas de cada una de ellas en términos de temperatura y condiciones de humedad.
La división de la superficie terrestre en zonas morfoclimáticas es una tarea compleja por diferentes causas. *Existen distintas partes del mundo de las que no se conocen los rasgos morfoclimáticos fundamentales (Asia central, Sudamérica, etc.) y por lo tanto es difícil trazar sus límites, aunque en la actualidad el problema se va solventando con la utilización de fotografías satelitales. *Hay que tener en cuenta que un mapa morfoclimático no resulta de la superposición total o parcial de mapas climáticos, de vegetación, y de suelos, aunque evidentemente existe una clara relación entre ellos. *Los limites morfoclimáticos no son netos, excepto para las costas, sino que por el contrario, las zonas de transición como la transición entre la sabana y zonas semiáridas africanas pueden alcanzar dimensiones importantes.
MODELADO POR EL AGUA CORRIENTE: MODELADO FLUVIAL Los ríos (cuerpo de agua que fluye en un canal) son esencialmente agentes de erosión y de transporte, que suministran a los océanos agua y sedimentos procedentes del continente. A pesar que menos del 0.005% del agua continental se encuentra en los ríos, el flujo del agua es una de las fuerzas más importantes que operan en la superficie terrestre.
El más importante de todos los procesos geomorfológicos que actúan en la superficie terrestre es el agua de escorrentía. Los ríos exorreicos vierten sus aguan en los océanos, pero los que fluyen por cuencas endorreicas depositan su carga en cuencas interiores. Finalmente, las corrientes subterráneas movilizan partículas por debajo de la superficie terrestre SISTEMA FLUVIAL Un sistema no solo implica a los canales fluviales sino también al conjunto de redes de drenaje, zonas de sedimentación de abanicos aluviales y deltas, y también a las escorrentías y sedimentos de laderas. El sistema fluvial cambia con el tiempo debido a la actividad de los procesos erosivos y de sedimentación, también responde a los cambios climáticos, modificaciones del nivel de base, tectónica cuaternaria y actividades humanas. En el sistema fluvial se distinguen tres zonas. El área superior de la cuenca (zona 1) constituye el área de producción de escorrentía y sedimentos. La zona 2 es el sector de transferencia y en la zona 3 se produce la sedimentación (abanicos aluviales, deltas, llanuras de inundación). La división parece artificial, ya que los ríos transportan, erosionan y depositan en todas las zonas, no obstante, cada una de ellas se caracteriza por el predominio de un proceso.
HIDRAULICA DEL FLUJO FLUVIAL La morfología de los canales fluviales naturales depende de la interacción entre el flujo y los materiales erosionables en el límite del canal. Estas interacciones varían sustancialmente para diferentes escalas temporales y espaciales. Debido a
este carácter variable del flujo, el canal se ajusta a las diferentes fuerzas actuantes para mantener una estructura coherente. El flujo del agua en un canal está sometido a dos fuerzas principales, la gravedad y la pendiente del canal, mientras que la fricción se opone al movimiento del agua. El agua que es un fluido no puede resistir a los esfuerzos, por lo tanto cualquier esfuerzo, por pequeño que sea produce un movimiento que puede ser: _flujo laminar: si el agua fluye por un canal recto y liso a velocidades muy pequeñas (fracciones de mm/s). En el contacto con el lecho la velocidad es prácticamente nula y las capas superiores se deslizan entre sí, formando un perfil de velocidad parabólico. _flujo turbulento: se caracteriza por numerosos movimientos caóticos, con remolinos secundarios que se superponen al flujo frontal. Hay varios factores que afectan a la velocidad critica en la que el flujo laminar se convierte en turbulento, como la viscosidad y densidad del fluido, profundidad del agua y rugosidad del lecho del canal. La rugosidad del flujo depende del tamaño y forma de los materiales del lecho, de las variaciones bruscas del tamaño y forma del canal y de la sinuosidad del mismo. A medida que la sinuosidad del canal aumenta se incrementa la rugosidad, también influye la cantidad de vegetación del canal y el tipo de flujo. La velocidad es un vector en el que hay que considerar la magnitud y el sentido. Es una de las variables más sensibles, y varía en función de la distancia al lecho fluvial. En el lecho la velocidad es cero, pero aumenta a una velocidad Vs en el borde de la capa límite. En flujos pocos profundos la capa límite puede extenderse hasta la superficie. En teoría esta capa puede dividirse en dos subcapas: *capa interna (o subcapa laminar) que representa el 10-20% del curso *capa externa, que ocupa el 80-90%, de gran turbulencia. La velocidad aumenta hacia el centro del curso fluvial debido a la disminución de la fricción sobre el lecho y sus paredes.
En el sistema fluvial hay dos tipos de energías: potencial y cinética. La primera se convierte aguas abajo en energía cinética, que a su vez se pierde en forma de calor por la fricción y esta depende de la rugosidad, sección transversal del curso, sinuosidad, y de la cantidad de cizallamiento generado por los remolinos. La energía que no se disipa en forma de calor, se emplea por la erosión y el transporte. Bull definió a la energía crítica como la energía necesaria para transportar los sedimentos a través de un canal. Una vez que las partículas constituyentes del fondo se ponen en movimiento, se modifica el lecho y se desarrollan formas variables que dependen de las condiciones del flujo.
La figura esquematiza las variaciones en las formas del lecho en función de la intensidad del flujo y de la rugosidad. La interacción entre el flujo y la vegetación es uno de los problemas más complejos en Hidráulica Fluvial. La resistencia al flujo depende del tamaño de la planta, propiedades estructurales de la misma, localización dentro del canal, condiciones del flujo local y porcentaje del canal ocupado por la vegetación. La obstrucción produce la separación del flujo y es un lugar preferente para la sedimentación, se incrementa el número de canales y el aumenta el grado de
trenzamiento. Además, las plantas se estabilizan y pueden formar islas relativamente estables. TRANSPORTE DE SEDIMENTOS La carga de un curso fluvial se divide en carga en disolución, en suspensión y en carga de fondo: La carga en disolución comprende los iones y moléculas que proceden de la meteorización química, por lo general materia inorgánica; y su composición fluctúa según la geología, el clima, la vegetación y la topografía. Las aguas de los grandes ríos tienen una composición química basada en iones dominantes de bicarbonatos, sulfatos y cloruros de calcio y sodio. La carga en suspensión está constituida por partículas de tamaño limo y arcilla, que son lo suficientemente pequeña para movilizarse por turbulencia en las aguas de los ríos. La arena se levanta por fuertes corrientes, mientras que la gravilla puede entrar en suspensión durante las inundaciones. La carga de fondo constituida por grava, cantos y bloques se moviliza por rodadura o por arrastre a lo largo del lecho del canal. Las partículas más redondeadas se movilizan más rápido que las planas; y si la corriente es muy fuerte, incluso pueden experimentar pequeños saltos. Los bancos de un rio suelen estar constituidos por sedimentos finos, tales como arena fina, limo y arcilla, mientras que el lecho está compuesto por arenas y gravas con alguna pequeña cantidad de limo y arcilla. Estos tipos de sedimentos difieren además de su tamaño en las propiedades físicas. Los más finos tienden a ser cohesivos y son difíciles de erosionar (curva de Hjulstrom). Las partículas de un calibre inferior a 0.25mm necesitan para ser elevadas una corriente tanto más fuerte cuanto más reducido sean éstas de tamaño. Pero una vez elevadas, pueden ser transportadas por una corriente más débil cuantas más pequeñas sean.
EROSION FLUVIAL La erosión fluvial se lleva a cabo por procesos de corrosión, abrasión y cavitación. La corrosión implica cualquier proceso químico que resulta de la meteorización del lecho y de las paredes del curso fluvial La abrasión consiste en el desgaste mecánico por impacto entre las partículas transportadas y la erosión mecánica del cauce, que puede originar marmitas. La cavitación sólo se produce a grandes velocidades tales como en la base de las cascadas y cataratas, en rápidos, etc. Los cursos fluviales pueden erosionar su lecho y sus paredes siempre y cuando tengan potencia para hacerlo. Existen dos tipos de potencia: Potencia Bruta (PB): que se define como la cantidad de agua que pasa por segundo por un punto Potencia Neta (PN): que se define como la PB - (P. absorbida por el rozamiento + P. de la carga transportada) PN es (+) la corriente erosiona PN es (0) la corriente transporta PN es (-) entonces la corriente deposita
Se definen para una corriente de una determinada velocidad media su carga límite (peso máximo
que puede transportar una corriente) y su competencia (el diámetro máximo de los granos capaces de ser transportados La erosión vertical en el fondo de un canal tiene lugar cuando se movilizan las partículas de tamaño arena y grava desgastando el lecho. La erosión vertical o lineal, es la principal responsable de la excavación de un valle. La erosión lateral se manifiesta cuando las paredes del canal se desgastan, lo que conduce a la generación de deslizamientos o caídas de paneles de las paredes. La continua erosión lateral lleva consigo el ensanchamiento del canal y la erosión vertical la progresión en la incisión. Uno de los ejemplos más espectaculares de ensanchamiento y profundización de un valle es el Gran Cañón del Colorado. En regiones de rocas masivas resistentes el retroceso de las paredes es menor que la incisión del valle, dando lugar a cañones subverticales y estrechos El rio erosiona en la orilla cóncava, deposita en la orilla convexa y acentúa progresivamente la sinuosidad CURVAS DE HJULSTROM Reproducen fenómenos naturales en un sistema de coordenadas. En el eje x se tiene el diámetro de las partículas en mm (arcilla, lima, arena, cantos rodados pequeños, cantos rodados grandes) y en el eje y la velocidad media en cm/s.
PERFIL LONGITUDINAL. NIVEL DE BASE. CAPTURAS
*El perfil longitudinal de un rio es la línea obtenida a partir de las diferentes alturas desde su nacimiento a su desembocadura. Debido a que un rio discurre hacia el mar debe tener un gradiente hacia el mismo. El perfil longitudinal, sin embargo, presenta muchas partes aplanadas y abruptas; las cuales pueden deberse a afloramientos de rocas duras, actividad tectónica reciente y cambios súbitos en el caudal. *El nivel de base general, está constituido por la altura mínima y corresponde al nivel del mar, aunque pueden existir niveles de base locales, como lagos, bandas de rocas resistentes, embalses, etc. El concepto de perfil de equilibrio en un sistema fluvial se refiere a un estado en el que las variables que actúan y el nivel de base son constantes. Si el nivel de base cambia, los ríos tienden a ajustar el perfil de equilibrio mediante transformaciones en el sistema de canales, anchura y rugosidad, o modificando la pendiente del canal por erosión o sedimentación. Un valle fluvial puede agrandarse por erosión remontante. Si la roca es fácilmente erosionable, la erosión remontante es rápida y puede alcanzar la divisoria de aguas de otro río, para finalmente remontar hasta el curso fluvial produciéndose una captura, que se manifiesta generalmente por un codo de captura, quedando aguas abajo del río capturado un valle muerto. SISTEMAS DE CANALES FLUVIALES A partir de la observación del sistema de canales se pueden diferenciar cursos fluviales rectos, meandriformes y trenzados. Sin embargo, hay un gran rango de cursos intermedios. Los canales rectos y meandriformes se diferencian por la sinuosidad, que es la relación entre la longitud del canal y la longitud del valle. *El canal trenzado está constituido por barras e islas y el grado de trenzamiento se expresa por el porcentaje de la longitud dividido por la longitud de una o más barras. El canal trenzado confinado es aquel en el que el agua lo recubre durante las crecidas y se desarrolla un sistema de barras sumergidas. En el canal trenzado libre el trenzamiento se produce en una llanura aluvial no confinada.
*Los canales meandriformes tienen elevada sinuosidad. En los clásicos canales meandriformes la anchura del canal permanece constante a medida que aumenta la sinuosidad, de modo que el canal en planta se percibe como una única línea sinuosa. Sin embargo, por encima de ciertos umbrales de canal, las variaciones de velocidad están asociadas con la formación de surcos y umbrales. En los caudales bajos el flujo erosiona más intensamente los surcos y se produce una lenta sedimentación en los umbrales, es por esto que se genera un lecho de canal ondulado. _El estrangulamiento del lazo del curso da lugar a un meandro abandonado formado por un lago en la llanura de inundación. _Los meandros encajados son morfologías curvadas que han profundizado sustancialmente por erosión en el lecho del río, generando una garganta. La incisión resulta del levantamiento tectónico y suele ser un caso de antecedencia, en el que el curso fluvial que discurre con anterioridad al levantamiento mantiene su dirección Los estudios experimentales llevados a cabo demuestran que el conjunto de los sistemas fluviales (recto – meandriforme –trenzado) dependen de la pendiente del canal o de la energía de la corriente, que refleja la carga de sedimentos y el caudal.
SEDIMENTACION FLUVIAL
El material que un río arranca y transporta se deposita aguas abajo; y su análisis puede indicar velocidades, condiciones y dinámica de los procesos que operan en el momento de su sedimentación. Los depósitos aluviales tienen importancia económica, como fuentes de aguas subterráneas y también como suministro de áridos para la construcción. Algunos aluviones contienen minerales pesados, diamantes y oro que se explotan activamente en ríos y terrazas de numerosos lugares del mundo. Además, los antiguos depósitos de playa y delta son con frecuencia fuentes de petróleo y gas natural. FORMAS DEL LECHO 1) Lecho mayor o llanura de inundación: ocupado por el río solamente en épocas de crecidas. Tiene forma convexa. 2) Lecho ordinario: ocupado por el río durante todo el año. Cauce bien definido, cuyos márgenes están ocupados por la vegetación o actividad humana 3) Lecho de estiaje: ocupado sólo en periodos de aguas más bajas. Se observan corrientes sinuosas divagantes, lentas, reducidas dentro del lecho ordinario. 4) Albardones o diques naturales: son rebordes formados en los márgenes por depósitos originados en épocas de crecidas. Se puede observar también que la granulometría disminuye de adentro hacia afuera. 5) Corriente Yazoo: es un tributario que llega a la llanura de inundación y corre paralelo al colector principal LLANURAS DE INUNDACION Una llanura de inundación (floodplain) es la superficie aluvial adyacente a un curso fluvial y que frecuentemente suele inundarse. Están constituidas por depósitos que los ríos movilizan por excavación de los canales o por migración lateral. Se pueden distinguir dos tipos básicos de depósitos fluviales: depósitos de canal y de desbordamiento.
Los depósitos de canal comprenden los depósitos del fondo de canal y los de barra de meandro. En los depósitos de fondo de canal (cannel lag) los sedimentos gruesos se localizan en la base de los canales, que a su vez están rellenos por arenas y arcillas. No forman capas de gran espesor y son siempre discontinuos. Las barras de meandro (point-bar deposits) constituyen los rasgos geomorfológicos más característicos de los meandros y son la principal sedimentación en los canales meandriformes. La forma y el tamaño de las barras varían con las dimensiones del río. Por lo general, las barras de meandro son discontinuas, de naturaleza lenticular, y se originan por la migración lateral de un rio meandriforme durante la inundación y los cordones de meandro se generan por sucesivas inundaciones.
Los diques naturales (levees) son bandas de sedimentos en forma de cuña que bordean los canales fluviales. Los depósitos de diques naturales poseen láminas planas en la base, originadas durante la inundación, a la que se superponen estratos con pequeña estratificación cruzada. Los lóbulos de derrame (crevasse-splay) se originan durante las grandes inundaciones y se extienden como lenguas arenosas sobre los depósitos del dique natural. Los depósitos de llanura de inundación se encuentran en las partes más bajas de estas llanuras. Ocupan extensiones de metros a varios kilómetros y su litología puede ser variada. Cuando se deseca la llanura de inundación se
producen procesos edafogenéticos que quedan intercalados como paleosuelos en los conjuntos de depósitos de la llanura de inundación. Los rellenos de canal abandonado resultan de los procesos de estrangulamiento y acortamientos, que forman meandros abandonados. Estos canales permanecen como lagos o charcas que pueden permanecer durante mucho tiempo. Por consiguiente las aguas son estáticas y se rellena lentamente con arcillas depositadas en suspensión. Por consiguiente las litofacies son de grano fino en las que se intercalan turbas y otros restos orgánicos. ABANICOS ALUVIALES Un abanico aluvial es un cuerpo de depósitos fluviales cuya superficie se aproxima al segmento de un cono, que se extiende ladera abajo desde el punto en el que el curso de agua abandona el área montañosa. Un abanico aluvial resulta de la sedimentación en la zona de desagüe de una cuenca de drenaje del material procedente de la excavación de la misma. Los flujos hídricos y de sedimentos al alcanzar el frente montañoso, se expanden en un flujo sin confinar depositando su carga y construyendo el abanico aluvial, como consecuencia de la fuerte reducción de la pendiente y de la disminución de la velocidad del flujo. Los abanicos pueden desarrollarse en cualquier zona morfoclimática, pero su desarrollo se ve favorecido por diversas razones en los desiertos: la cobertura vegetal es esparcida o ausente, son frecuentes las fuertes tormentas y predominan los procesos ligados al flujo superficial en las laderas. Como consecuencia la producción de sedimentos durante las tormentas es muy elevada y la transferencia de sedimentos al abanico es esporádica y va ligada básicamente a precipitaciones de alta intensidad.
TERRAZAS FLUVIALES Las terrazas fluviales son partes de la llanura de inundación que están por encima del nivel máximo de las aguas de un rio como resultado de la
incisión del mismo. La terraza fluvial es una superficie plana formada por un rellano y un escarpe. Durante el tiempo en el que el clima permanece constante, y sin que tenga lugar un movimiento tectónico vertical o cambio de nivel de base, la deriva lateral del canal produce ensanchamiento del valle. Si se produce una alteración de los factores climáticos y tectónicos, cambia la altura del canal y éste abandona el nivel de la llanura de inundación dando lugar a la excavación. En la incisión se disecta la llanura de inundación, que queda como bancos continuos o discontinuos aproximadamente planos, que destacan sobre el valle fluvial. Por lo tanto podemos definir una terraza fluvial como una llanura de inundación abandonada. Cuando alternan los procesos de ensanchamiento e incisión tenemos una secuencia de terrazas que proporcionan un registro de cambio en los flujos de los ríos y del sedimento suministrado a lo largo del tiempo. Generalmente se realiza una diferenciación de terrazas destructivas y constructivas en: Terrazas rocosas (o erosivas): son las que erosionan el substrato rocoso. Su complicación son las terrazas encajadas Terrazas aluviales: son las terrazas excavadas en los propios sedimentos del rio. Su complicación son las terrazas escalonadas Las terrazas estructurales son bancos erosivos de rocas resistentes, que se producen por erosión diferencial. La llanura de inundación no es una terraza, ya que está afectada por los procesos fluviales actuales. Las terrazas apareadas se forman cuando el encajonamiento vertical del río es más rápido que la migración lateral del canal fluvial. Las terrazas no apareadas se originan cuando la deriva lateral del canal es más rápida y la incisión lenta. En cuanto a la cronosecuencia debemos saber que las terrazas externas y más altas son las más antiguas Antecedencia Sobreimpresión
Una corriente es anterior al relieve actual Una corriente erosiona la cubierta y se adapta a la nueva litología. Se pueden distinguir por la presencia de
una cubierta sedimentaria. CLASIFICACION DE LOS CAUSES A_ SEGÚN SU GÉNESIS DAVIS
CARACTERISTICAS
Ríos Consecuentes
Siguen la pendiente del terreno
Cataclinal
Ríos Subsecuentes
Se emplazan en zonas de debilidad. Ej. Diaclasa
Ortoclinal
Ríos Resecuentes Ríos Obsecuentes
Ríos recientes que poseen igual dirección y sentido que los subsecuentes. Distinta dirección y sentido que los subsecuentes.
NOMENCLATURA MODERNA
Anaclinal
B_ SEGÚN LA MODALIDAD DEL FLUJO Exorreicos Endorreicos Arreicos
Desaguan en el mar Desaguan en lago, salar, depresión Las aguas escurren sin formar redes definidas. Ej. Río Copiapo en Chile
C_ SEGÚN SU ESTRUCTURA (litología y tectónica)
D_ SEGÚN EL GRADO DE ORGANIZACIÓN Redes organizadas
Los cauces se unen en órdenes crecientes
En cualquier región morfoclimática
Redes desorganizadas
Anarquías
Formación de corrientes intermitentes llamadas uadis
Regiones áridas – semiáridas: *bajo buenas condiciones climáticas se organiza la red *crisis climática (médanos, aluviones) La red interrumpe su Regiones tropicales jerarquización, se diluye húmedas que contornan y luego se reorganiza desiertos
Diseños de avenamiento: el diseño de avenamiento se refiere al plan o trama particular que forman, en conjunto, los cursos individuales de los ríos. Los diseños de avenamientos reflejan la influencia de factores tales como pendientes iniciales, desigualdad en la dureza de las rocas, controles estructurales, y la historia geológica y geomórfica de la cuenca de desagüe. Tipos de diseños de avenamiento: los diseños de avenamiento más comúnmente encontrados se resumen a continuación: Diseño Dendrítico: Esta caracterizado por la ramificación irregular de los ríos tributarios (pequeños, cortos e irregulares) en muchas direcciones y casi en cualquier ángulo, aunque generalmente sea menor que 90°. Se forman debido a la interacción de varios (pero no necesariamente todos) de los siguientes factores: Litología con baja permeabilidad. Mediana pluviosidad. Poco caudal. Baja cobertura vegetal. Pendientes moderadas. Rocas con resistencia uniforme. Zona litológicamente muy alterada La densidad de los cursos de agua de una red dendrítica depende de las precipitaciones y del escurrimiento (infiltración). 1 *Una red dendrítica fina se desarrolla en un subsuelo relativamente impermeable y poco resistente con respecto a la erosión (en arcillas, arenas finas, margas, tufitas por ejemplo).
2 *Una red dendrítica gruesa se desarrolla en areniscas de grano grueso, de alta permeabilidad, en rocas intrusivas de grano grueso no fracturadas o solo ligeramente fracturadas, en regiones húmedas en carbonatos y dolomías, donde el agua se infiltra el subsuelo. 3
4 A_ Diseño Dendrítico Pinnado: es un tipo especial del dendrítico. Su nombre se atribuye por el parecido que presenta con las formas de las ramas de los pinos. Son caudales densos, cortos y generalmente de bajo orden. Se generan cuando: Se tienen litologías de mucha permeabilidad (zona glaciar por ejemplo). Baja cobertura vegetal y se puede distinguir porque es menos armónico que el puramente dendrítico
B_ Diseño Dendrítico Pectíneo: es un tipo especial del dendrítico que se desarrolla en un tipo de sedimento fino (limo por ejemplo)
C_ Diseño Dendrítico Modificado: es un tipo especial del dendrítico que se forma en lugares donde la litología es resistente e isótropa. Se pueden distinguir a partir de las cabeceras que poseen forma de pinza
Diseño Rectangular: se caracteriza porque tanto el río principal como sus tributarios muestran recodos en ángulo recto. Reflejan el control ejercido por el sistema de diaclasas o fallas. A_ Diseño Angular: es una variante del avenamiento rectangular. Se desarrolla donde las fallas o diaclasas se unen mutuamente en ángulos agudos u obtusos más que en ángulo rento.
Diseño Enrejado, en peine o parrilla: muestran un sistema de ríos subparalelos generalmente alineados a lo largo del rumbo de las formaciones de rocas o entre depósitos paralelos o casi paralelos. Estas formas indican un importante control estructural, se desarrollan sobre zonas que han sido fuertemente plegadas, y puede indicar una alternancia de estratos subyacentes de rocas resistentes y no resistentes a la erosión,
deslizándose los tributarios cortos sobre los lados de las capas más resistentes levantadas. Se genera en una o varias de las siguientes situaciones: Control estructural (fallas, diaclasas, fracturas, diques). Antiguas morrenas (geoformas glaciares). Pluviosidad mediana. Relieve accidentado (valles paralelos)
Diseño Paralelo: generalmente se encuentran donde hay un declive pronunciado o controles estructurales que conducen a un espaciamiento de ríos paralelos o casi paralelos. Se presenta cuando se dan las siguientes condiciones: en pendientes uniformes. Cuando hay algún tipo de control topográfico o estructural. Materiales con baja permeabilidad. Baja cobertura vegetal.
Diseño Subparalelo: de desarrollan debido a un cambio de pendiente causado por factores como la presencia de una colada de lava. Las características que los influyen son: Alta a mediana permeabilidad. Control estructural. Moderada cobertura vegetal
Diseño Contorsionado: se caracteriza por presentar afluentes con distinto sentido debido a la litología o a condiciones estructurales (tectónica) Diseño en Lengüeta: por lo general solo tiene extensión local y se localizan cerca de las porciones de las cabeceras de los sistemas de desagüe. Los tributarios se unen al río principal en recodos en forma de garfio que apuntan aguas arriba. La mayoría de los diseños en lengüeta son el resultado de la captura de los ríos. Este diseño de avenamiento es común en las zonas glaciares. Diseño radial: en éste se aprecia que las pequeñas fuentes de agua salen de un punto central, indicando un punto elevado dentro del paisaje. Es típico de las montañas que terminan en forma de pico definido, domos, volcanes, etc. El desarrollo de la red de drenaje es denso. Es necesario que se presenten las siguientes condiciones: · Litología con baja permeabilidad · Baja cobertura vegetal · Pendientes fuertes y laderas altas · Caudales moderados Las formas radiales pueden ser centrífugas o centrípetas. La red radial se desarrolla en terrenos altos (red de afluentes centrífuga) o bajos (red de afluentes centrípeta) de forma circular o eclíptica como conos volcánicos, intrusivos graníticos, domos de sal, anticlinales y sinclinal
Diseño anular: Es muy similar al radial pero no es tan denso. Indica, al igual que el anterior, un resalto en una superficie plana. Éste se presenta cuando: · Existe procesos de captura de cauces · Terrenos inestables · Pueden presentarse materiales con variada permeabilidad · Moderada a alta cobertura vegetal · Rocas de diferente dureza
Diseños compuestos: surgen de la combinación del anular y el radia centrípeto (anular centrípeto) o del anular con el radial centrifugo (anular centrifugo)
Tipos de diseños de avenamiento especiales Kárstico: se desarrollan lagunas o boquedades debido a la presencia de rocas solubles
Anastomosado o Trenzado: Es típico de zonas y llanuras de inundación amplias, alta sedimentación pero moderado a bajo caudal, sin embargo son normales los eventos de crecientes. Este tipo de drenaje es común en las proximidades de zonas de derretimientos de casquete Sumidero: no hay gran cantidad de rocas solubles. Pero si algunas toscas, yeso o carbonato. Dicotómico o en Abanico: Esta forma se desarrolla en conos aluviales o deltas. Los cursos se disponen en forma de abanico, distribuyendo el agua del curso principal. Esta forma crea un delta digitado cuando el río desemboca en mar abierto. Cuando se forman deltas digitados, ello indica que los materiales depositados son sedimentos de grano fino de poca permeabilidad. En conos aluviales se desarrollan ramificándose en la base de los barrancos, sobre sedimentos de grano grueso permeables. Los tributarios muestran a veces cursos anastomosados y entrecruzados característicos.
Anárquico: se desarrolla en relieves planos. Principalmente donde hay pantanos y drenaje cambiante. Meandriforme: Éste es el caso en el cual un río posee una extensión apreciable como llanura de inundación, allí se generan curvas pronunciadas
conocidas como meandros. Para que se genere un comportamiento de este tipo es necesario que el caudal involucrado sea importante, de cantidad apreciable. Lagunar: Los drenajes lagunares, corresponden a zonas que no están totalmente desarrolladas, se componen de pequeños lagos espaciados en forma desordenada. Se encuentran en cuencas de planicies, cerradas, en áreas en las que el material de superficie es normalmente impermeable y cuyo ciclo de erosión está en sus etapas juveniles.
IMPORTANTE A mayor densidad de cauces, menor vegetación A mayor longitud de cauce, menor pendiente
MODELADO DE LOS INTERFLUVIOS Y REMOCION EN MASAS REMOCION EN MASAS: CAUSAS Causas pasivas
Causas activas iniciadoras
controladoras Litología
Pendiente
Estratigrafía Tectónica Topografía
Remoción del soporte
Clima Organismos Acción del hombre
Sobrecarga
INTRODUCCION: LADERAS La mayor parte de la superficie terrestre está formada por laderas y puede considerarse como una de las componentes fundamentales del relieve. El estudio de su forma, significado y evolución constituye una de las materias básicas de la Geomorfología. Una clasificación de las laderas, permite diferenciarlas en: *Laderas de alta cohesión, tales como las constituidas por arcillas o por rocas masivas resistentes, como el granito, esquisto o gneis. Tiene ángulos entre 40° y 50°, sufren deslizamientos y los cursos fluviales socaban la base de la ladera. *Laderas de reposo, los ángulos son de 30°-35° y están constituidas por clastos gruesos. *Laderas reducidas por lavado y reptación, la acción del agua y de la reptación reduce la inclinación de la ladera por debajo del ángulo de reposo Las fuerzas morfogenéticas que se ejercen en una ladera son la componente perpendicular y la paralela. La primera incluye los procesos de meteorización y edafogénesis, que tienden a desarrollar una película de meteorización. La segunda, por su parte, se refiere al desplazamiento de los materiales por la acción de la gravedad (deslizamientos, arroyada, solifluxión, reptación, etc.) Por consiguiente existe una relación de interdependencia entre los dos componentes y la evolución de la ladera que se denomina balance de
denudación o balance morfogenético. Si la cantidad de material alterado es igual a la cantidad de material evacuado, se dice que la ladera se encuentra en un equilibrio dinámico. Este balance morfogenético depende de la pendiente, de la naturaleza de las rocas y del clima. La forma de la ladera, debido a su asociación con la pendiente, ha sido considerada como el perfil de la ladera. En un corte perpendicular a la misma se miden los ángulos y distancias de la ladera y, por lo general, se observan una serie de irregularidades, que corresponden a concavidades y convexidades, que obedecen principalmente a la litología del substrato y a los diferentes procesos que inciden en la morfología de la ladera, en los que el ambiente morfoclimático juega un papel importante.
REMOCION EN MASAS Los movimientos de masas son procesos en los que movilizan materiales por la acción de la gravedad y pueden ser peligrosos o incluso desastrosos cuando afectan a la vida y propiedades del hombre. Los diferentes tipos de movimientos de masas pueden diferenciarse en función del tipo de movimiento, tipo de material movilizado, según su estado de actividad, velocidad de movimiento y etapa de desarrollo, entre otros. Un deslizamiento se define como el movimiento de una masa de rocas, detritos o tierra hacia abajo de una ladera. Habitualmente se usa el término deslizamiento en sentido amplio, para designar todas la variedades de movimientos en masa producidos en las laderas, excluyendo la reptación
porque son deformaciones lentas y demasiado pequeñas para producir una ruptura de cizalla como el deslizamiento. Partes y rasgos característicos de un deslizamiento, aunque el desarrollo de los mismos difiere en función del tipo de movimiento de masa.
CLASIFICACION DE VARNES
CLASIFICACION DE SHARPE 1_ Flujos Rápidos: los flujos constituyen un tipo de movimiento en masa fluidificada por el agua o aire. Los movimientos tiene lugar sobre un gran número de pequeñas superficies de cizalla o porque el contenido en agua en la masa es tan alto, que llega a comportarse como un fluido. Los flujos pueden subdividirse en varios tipos en función al material que afectan Corrientes Terrosas: son movimientos de tierra, limo o arcilla y se desarrollan en pendientes suaves. Se pueden confundir con el desmoronamiento y con las corrientes de barro. A menudo están acompañadas de desmoronamiento, pero difieren de éste en que no hay movimiento hacia atrás de la masa. Se distinguen de las corrientes de barro en que: _ Son más lentas, rara vez perceptibles a simple vista, excepto en observaciones de varias horas o días. _ No están confinadas a canales como las corrientes de barro _ Hay un contenido de agua más bajo que en las corrientes de barro
_ No son específicamente características de regiones secas, como lo son las corrientes de barro, pero son más comunes en áreas húmedas Las corrientes terrosas se forman sobre terrazas y laderas donde los materiales terrosos son capaces de fluir cuando se saturan en agua. Se deslizan por pendientes por debajo por debajo del manto detrítico y rellenos artificiales Corrientes de barro: se mueven lo suficientemente rápido como para ser perceptibles a simple vista, tiene un contenido mayor de agua que las corrientes terrosas y por lo general están confinadas a canales. Son muy importantes en las zonas áridas y semiáridas; las condiciones favorables a su formación son las siguientes: _ Materiales no consolidados en la superficie, que al humedecerse se tornara resbaladiza _ Pendientes empinadas _ Abastecimiento abundante pero intermitente de agua _ Poca vegetación Las corrientes de barro constan principalmente de barro, pero pueden transportar bloques de grandes toneladas. Los bordes de las corrientes de barro pueden estar marcados crestas lineales agudas, denominadas albardones de corriente de barro. Sharpe reconoció tres tipos de corrientes de barro: el semiárido, el alpino y el volcánico. Derrumbe de Detritos: se encuentran en regiones húmedas y son bastante parecidos a los aludes, salvo que el volumen de la masa está constituido por detrito rocoso en vez de nieve. La manera de distinguir entre un deslizamiento y un derrumbe de detritos, es que este último posee mayor cantidad de agua 2_ Deslizamientos: Un deslizamiento es un movimiento de ladera de una masa de suelo o raca que tiene lugar fundamentalmente sobre superficies de ruptura o sobre estrechas zonas de intensa deformación de cizalla. Una vez producido el deslizamiento se pueden observar en los escarpes y flancos estrías indicadoras de la dirección del movimiento. Los desplazamientos se pueden subdividir en:
Desmoronamiento: generalmente es provocado por un movimiento intermitente de masa de tierra o de roca en una distancia corta, e involucra típicamente una rotación hacia atrás de la masa en cuestión. Con frecuencia el desmoronamiento se produce como varias unidades pequeñas e independientes, el resultado es que la superficie de la masa desmoronada tiene una cantidad de “terracitas” similares a escalones. El socavamiento de las laderas por los ríos, las olas y por el hombre son las causas más comunes del desmoronamiento Deslizamiento de Detritos: a menudo son descritos como deslizamientos terrosos o resbalamiento de suelos. Difieren del desmoronamiento en que el movimiento no muestra rotación hacia atrás; en cambio, hay un movimiento de deslizamiento. La cantidad de agua generalmente es poca, de otra manera sería un derrumbamiento de detritos. Caída de Detritos: difieren de los deslizamientos de detritos en el que el material cae desde un acantilado sobresaliente. Las caídas de detritos son especialmente comunes a lo largo de las márgenes socavadas de los ríos. Deslizamiento de Rocas: son masas de substrato que se deslizan o resbalan a lo largo de lo que, en general, son superficies de estratificación, diaclasas o fallas. Aludes de Rocas o Avalanchas: tienen lugar cuando los bloques de rocas recientemente desprendidas, generalmente pequeñas, se desplazan precipitadamente cuesta abajo por el frente de un acantilado. Son muy frecuentes en áreas montañosas y durante los meses de primavera, cuando hay congelación y derretimiento repetidos. Pueden comprender grandes masas rocosas y sus consecuencias son elevadas pérdidas de vidas y daños en la propiedad 3_ Hundimientos: en contraste con otros tipos de remoción en masa, no tiene lugar a lo largo de una superficie libre, sino que es el asentamiento hacia abajo del material con poco movimiento horizontal. La causa más común en la remoción lenta del material debajo de la masa que se hundirá. Hielo: ej. Hoyos glaciares, que se forman a medida que el derrubio glaciar se asienta sobre los bloques de hielo en derretimiento
Fenómenos kársticos Remoción artificial Asentamiento en relación con fallas Remoción de una lava fluida debajo de una lava sólida 4_ Flujos Continuos Arroyada (concentrada, laminar, mantos) Reptación o creeping: se hace evidente por medio de caracteres tales como árboles y postes de alambrados, teléfonos, etc. Es posible que la dilatación por congelación sea el proceso que aporta mayor contribución a la reptación de suelos, aunque ayuda el calentamiento y el enfriamiento, el humedecimiento y el secado del manto, junto con la acción de cuña de las raíces en crecimiento. Solifluxión (liquidez – plasticidad): es un flujo lento de terreno más alto hacia uno más bajo, de masas de suelo o tierras saturadas con agua. Existen cuatro condiciones que lo promueven _Abastecimiento abundante de agua proveniente del derretimiento de la nieve y del hielo del suelo _Laderas de moderada a empinadas, relativamente libres de vegetación _La presencia por debajo de la superficie, de terreno permanentemente congelado _ La producción rápida de nuevos escombros de rocas por meteorización Durante los meses de verano la superficie congelada se derrite hasta una profundidad de unos pocos metros y ahí, por encima del terreno congelado, desarrolla una masa saturada con el agua del suelo y con detritos de rocas que fluyen en masa cuesta abajo. Sobre las laderas o en los rellenos de cubetas más pequeñas pueden dar lugar a formas parecidas a terrazas Desplazamiento en seco (pisadas de vaca)
FACTORES QUE INCIDEN EN LOS MOVIMIENTOS DE MASA En el estudio de los movimientos de masa es primordial estudiar los factores que condicionan la estabilidad de las laderas y aquellos otros que los desencadenan. Los materiales de una ladera están sometidos a esfuerzos que tienden a promover el movimiento del material ladera abajo, a lo que se oponen: *cohesión del material *grado de fricción interna entre sus granos La inestabilidad se determina no solo por el margen de estabilidad de una ladera, sino también por las fuerzas desestabilizadoras externas que afectan a la misma. 1) Factores Naturales Intemperismo y Clima: la remoción en masa es más probable en las laderas de materiales sueltos y poco consolidados. Un vez que la roca queda expuesta al clima, se desintegra y descompone disminuyendo su fuerza de resistencia al corte y aumentando la susceptibilidad al desplazamiento. La probabilidad de que ocurran fenómenos de remoción depende de la profundidad a la que se extiende la zona de Intemperismo. La Pendiente: cuanto más abrupta es la pendiente, menos estable son los materiales que se encuentran en ella y es más probables que sufran deslizamientos. El proceso por el cual una pendiente se inclina se puede dar por: *socavamiento de una corriente *acción de las olas. La importancia de los mencionados es que remueven la base de la pendiente aumentando su ángulo y la fuerza gravitatoria. Las tormentas pueden aumentar la pendiente y provocar movimientos de masas en costas, mares y grandes lagos. Contenido en Agua: el contenido de agua en rocas y suelo proviene del derretimiento de los hielos y de las tormentas intensas principalmente e
influye en la estabilidad de las pendientes. Esta situación aumenta la probabilidad de que se produzcan fallas en la pendiente debido al peso que el agua suma a la misma. Además el agua que se infiltra por el material disminuye la fricción entre los granos contribuyendo a la perdida de cohesión. Un ejemplo claro lo representan las pendientes de arcilla, éstas son muy estables pero cuando se mojan pierden rápidamente cohesión, fricción interna y se convierten en inestables. Cuando la arcilla retiene grandes volúmenes de agua, las partículas laminares que la componen resbalan con facilidad unas sobre otras. Y es justamente este el motivo por el cual la capa superior se desliza sobre las rocas pendiente abajo. Vegetación: influye de muchas maneras: *absorbe el agua de una precipitación *disminuye la saturación de humedad del material *su ausencia produce perdida de la fuerza de resistencia al corte *los sistemas de raíces también estabilizan la pendiente, reteniendo las partículas del suelo y atrapando al lecho rocoso *la eliminación de la vegetación, de cualquier origen, causa procesos de remoción en masa *los incendios forestales dejan a las laderas desnudas y las lluvias saturan al terreno provocando avenidas de lodo que producen graves daños con elevados costos económicos. Geología y Topografía: *si los estratos y la pendiente se inclinan en la misma dirección es más probable que se produzcan procesos de remoción en masa *si la estratificación es horizontal o si se inclina en la dirección contraria a la pendiente disminuye la factibilidad de la remoción en masa. Además la presencia de estratos en las rocas, permite que el agua escurra disminuyendo tanto la cohesión como la fricción entre las capas rocosas adyacentes. Tectónica: el principal aporte de la tectónica son los sismos, éstos producen grandes vibraciones que disminuyen los esfuerzos que estabilizan el material. Además en un suelo saturado, no cohesivo y suelto puede causar remoción debido a la licuefacción del mismo.
Topografía: varias de la modificaciones realizadas sobre el relieve como las excavaciones para abrir caminos, las edificaciones sobre las laderas, la nivelación de una pendiente demasiado abrupta; aumentan la tensión de la roca o el suelo que pueden terminar desencadenando la remoción en masa 2) Factores Antropogénicos: Sobrecarga (N/A): en condiciones naturales, la carga del material es soportada por los contactos entre los granos cuya fricción mantiene la pendiente. Una vez que se le agrega peso adicional, por la sobrecarga que éste genera se: *aumenta la presión del agua entre el material *disminuye la resistencia al corte Si se añade mucho material, la pendiente cae muchas veces con secuelas trágicas. REMOCION EN MASA SEGÚN LA FRACTURA Los asociados a discontinuidades estructurales se clasifican en: Planar: *asociados a suelos gruesos y rocas *zona de ruptura planar y poco profunda Circular: *asociado a suelos cohesivos *zona de ruptura circular *puede ser profunda De Cuña: *producida a través de dos discontinuidades dispuestas oblicuas a la superficie de talud o ladera De Volcamiento: *rotación hacia delante de una o varias unidades de roca alrededor de algún punto de giro en su parte inferior INTENSIDAD DE LA REMOCION EN MASA
La intensidad se define a partir de los daños directos o indirectos dependiendo de la localización geográfica y la magnitud del movimiento. Intensidad I: cuando causa la pérdida local de suelos no agrícolas o de terrenos estériles Intensidad II: cuando produce la pérdida local de suelos agrícolas o terrenos de importancia económica o ecológica Intensidad III: cuando produce la pérdida de cultivos o de terrenos de importancia económica, daños locales a infraestructuras civiles, averías menores en viviendas (agrietamientos) Intensidad IV: cuando produce destrucción parcial de pequeñas zonas urbanas, destrucción de instalaciones del tipo social o industrial, pérdida de grandes extensiones de suelos agrícolas y cultivos, y/o perdida de animales domésticos. Intensidad V: cuando produce pérdida de vidas humanas y/o destrucción de viviendas o infraestructuras civiles Intensidad VI: cuando produce grandes pérdidas de vidas humanas, destrucción de grandes zonas urbanas (barrios, pueblos), grandes pérdidas económicas. DISMINUCION DE LOS EFECTOS DE REMOCION EN MASA El riesgo es la estimación de pérdidas de vidas humanas, personas damnificadas, y daños en la propiedad. Las zonas de riesgos se clasifican en: Zonas de riesgo alto no mitigable: se da en lugares donde resulta menos costoso la reubicación de las personas Zonas de riesgo alto mitigable: se da en lugares donde la estabilidad es controlable a través de obras con un costo razonable. Zonas de riesgo medio: se da en lugares donde los fenómenos de inestabilidad pueden ser controlados con obras sencillas, que garanticen la seguridad de viviendas en el área de influencia de los fenómenos. Zonas de riesgos bajos: se da en lugares donde sólo se requieren medidas mínimas de prevención y/o control
Las medidas de reducción del riesgo buscan la cancelación total o parcial del riesgo ocasionado por estos procesos. Hay dos tipos de medidas: Medidas estructurales: se refieren a la intervención física mediante el desarrollo o refuerzo de obras de ingeniería Los eventos de remoción en masas tiene la ventaja de que pueden ser intervenidos directamente, por lo cual es factible la reducción de la amenaza y la reducción de la vulnerabilidad estructural. Las medidas estructurales controlan un evento o reducen la magnitud y la frecuencia del mismo. Las obras que se realizan para disminuir los efectos ocasionados son: *muros de contención: se utilizan para detener masas de tierra u otros materiales sueltos cuando las condiciones no le permiten ser estables. Entre ellos se encuentran: los muros de gravedad (aquellos cuyo peso contrarresta el empuje del terreno), los muros de concreto armado (constan de un malla metálica sobre la cual se proyecta concreto recubriendo toda la cara del talud), muros de suelo reforzado (son muros de tierra armada en los que sustituyen las armaduras metálicas por geotextil. Son más económicas pero menos resistentes) y muros de tierra armada (son masas pesadas del terreno -grava- en los que se introducen armaduras metálicas con el fin de resistir los movimientos donde el material trabaja como un todo) *gaviones: son contenedores de roca hechos con malla de alambre, se colocan al pie de una obra desarmado y una vez en su sitio se rellena con rocas. *drenes: dispositivos que facilitan la salida de líquido o exudados al exterior *zanjas de coronación: son una especia de canales que se construyen en la parte alta de las parcelas agrícolas para proteger a los terrenos de las precipitaciones intensas. *cunetas *filtros
Medidas no estructurales: se refieren a todas aquellas acciones de tipo educativas o de aplicación legislativa de gestión, organización, educación, que se adelantan para disminuir los efectos de un evento. Son complementarias a las medidas estructurales para la mitigación del riesgo y son las que promueven al interior de la comunidad para lograr la organización. Una de las medidas no estructurales es la información pública. REDUCCION DE LA VULNERABILIDAD ESTRUCTURAL Es la reducción al mínimo posible de daños materiales. Para ello se procede a la reubicación de familias en zonas seguras, y para las zonas de riesgos alto no mitigable se recomienda un eso forestal o recreacional pasivo. GEOMORFOLOGIA EOLICA Los materiales trasportados por el viento son, en general de composición diversa, tales como fragmentos de rocas y minerales y partículas orgánicas como restos de conchas. Los tamaños de los materiales movilizados son fundamentalmente las de arena y limo, aunque en ocasiones puede transportar agregados de arcillas en presencia de sal. El cuarzo es el material más frecuente debido a su abundancia en la superficie terrestre y su resistencia a la meteorización. También se reconocen feldespatos y minerales pesados, aunque en menor porcentaje, y éstos además se alteran paulatinamente. La forma de los granos afecta a la movilidad, así las partículas más aplanadas son menos propensas a la movilización que los granos redondeados. Finalmente, las partículas de los medios eólicos presentan un mayor grado de redondez y clasificación que las elaboradas en ambientes glaciares, fluviales y litorales. MOVILIDAD DE LAS PARTICULAS POR EL VIENTO El arranque de las arenas eólicas se lleva a cabo de diferentes maneras, por procesos muy complejos. Las partículas sueltas, sometidas a la acción del
viento, están afectadas por fuerzas contrarias, tales como la gravedad, fricción y cohesión. El aumento de la velocidad del viento sobre cualquier superficie disminuye la presión, por consiguiente, una partícula suelta puede experimentar un levantamiento y esta fuerza es mucho más evidente en el contacto con el substrato. Sin duda uno de los valores fundamentales que es preciso conocer es la velocidad mínima del viento requerida para movilizar partículas de un tamaño determinado. El arranque es función del tamaño medio de las partículas y de la velocidad de cizalla del viento. Bagnold, analizo esta relación y obtuvo valores de umbrales críticos de velocidades de cizalla para distintos tamaños de partículas.
La fig. Muestra las relaciones entre umbrales de velocidad de cizalla, tamaño de las partículas y umbral de fluido y de impacto TIPOS DE TRANSPORTE EOLICO Una vez que las partículas superan el umbral se movilizan de cuatro formas distintas: Rodadura o traslación: supone la traslación o el giro de partículas gruesas (0.5 – 2 mm) sobre la superficie, debido al empuje del viento y al impacto de los granos por saltación. La cantidad que se mueve por este mecanismo es difícil de calcular, no obstante, se estima que la rodadura constituye la cuarta parte de la movilización de la carga de fondo.
Reptación: es una forma de transición entre la rodadura y la saltación; y consiste en pequeños saltos de partículas movilizadas por el impacto de granos de gran energía Saltación: consiste en el levantamiento de una partícula, que recorre una distancia en trayectoria balística y cae impactando en la superficie. La energía de este impacto se emplea en el levantamiento de otros granos; Por consiguiente, la saltación es un mecanismo de transporte muy importante. La saltación pura tiene lugar cuando las turbulencias no tienen efecto significativo sobre las trayectorias de las partículas. Entre la saltación pura y la suspensión pura la trayectoria de las partículas se modifica debido a la velocidad de asentamiento y a la inercia. Esta modalidad ha sido denominada saltación modificada. Esto indica que no hay una transición neta entre la saltación y la suspensión. Suspensión: es el medio de transporte para las partículas más pequeñas (<0.06 mm), y las puede mantener durante muchos días a considerables alturas y depositarse finalmente como polvo o loess. Dentro de las formas de transporte por suspensión se distingue entre los granos suspendidos que permanecen durante grande periodos de tiempo (suspensión lejana) y aquellos que caen rápidamente a la superficie (suspensión cercana o próxima)
ACTIVIDAD EROSIVA DEL VIENTO
Para que el viento sea una fuerza erosiva eficaz, la sequedad y la escasez de vegetación son requisitos previos importantes. Cuando existen dichas condiciones, el viento puede levantar, transportar y depositar grandes cantidades de sedimento fino. Deflación: (soplar fuera), es decir, el levantamiento y removilización del material suelto. Si bien es difícil de observar porque toda la superficie está siendo reducida al mismo tiempo, el resultado más destacable es la aparición de depresiones superficiales denominadas Cubetas de Deflación. En los márgenes de sotavento de las cuencas de deflación se desarrollan frecuentemente dunas areno-arcillosas es forma de media luna denominadas luneta, éstas suelen alcanzar alturas comprendidas entre 10 y 50 metros. El factor que controla la profundidad de estas cuencas (es decir, que actúa como nivel base) es el nivel freático local. En determinadas zonas de muchos desiertos, la superficie es una capa muy compacta de cantos demasiados grandes como para ser movidos por el viento. Este revestimiento rocoso denominado Pavimento Desértico se crea a medida que la deflación reduce la superficie eliminando la arena y el limo hasta que prácticamente sólo queda una capa continua de granos gruesos. Una vez que se ha establecido el pavimento desértico, la superficie queda protegida a la deflación si éste no se perturba. Otra de las formas creadas a partir de la deflación por parte de la acción del viento son los Oasis y las Hammadas. Un oasis es una porción del desierto en el cual encontramos agua y vegetación. Éstos se producen cuando el viento deja de actuar al alcanzar el nivel freático el cual incrementa la humedad del suelo permitiendo el desarrollo de la vegetación; también puede ayudar para su formación la presencia de alguna falla. Las Hammadas, por su parte, se forman en los desiertos y tiene forma de mesa. La explicación de su génesis se da a partir de la presencia de litologías con diferentes resistencias a la erosión eólica.
Abrasión: En las regiones secas, así como a lo largo de playas, la arena transportada por el viento corta y pule las superficies rocosas expuestas. A veces, este proceso de abrasión crea forma muy interesantes conocidas como ventifactos Además, la erosión eólica también es responsable de la creación de estructuras mucho mayores denominadas yandargs (loma empinada). Un yandargs es una cresta esculpida por el viento, suele tener el aspecto de un casco de barco al revés con unos 10 metros de altura y unos 100 metros de longitud. Además suelen aparecer en grupos y parecen limitados a zonas desérticas especialmente secas con una cubierta vegetal mínima y fuertes vientos que soplan desde una dirección en particular. Otra de las formas creadas a partir de la abrasión por parte de la acción del viento son los Taffonis, los Nidos de Abejas y los Hongos. Los Taffonis son boquedades en las rocas producto de la acción conjunta del viento y la meteorización. Se desarrollan sobre una litología homogénea. Los Nidos de Abejas, por su parte, se generan cuando lo erosión avanza sobre una roca y desprende las partículas blandas. Si se tratara de una roca sedimentaria, el material cementante sería determinante para su desarrollo. Finalmente los Hongos, se producen por la acción erosiva de una masa rocosa que al presentar litología con resistencia variada genera formas espectaculares. Un ej. Es el árbol de piedra en Bolivia. Atrición: es la erosión que sufren las partículas transportadas debido a la colisión reiterada entre las mismas. DEPOSITOS EOLICOS Aunque el viento carece de importancia en la génesis de formas erosivas, en algunas regiones crea estructuras deposicionales. Los depósitos eólicos son: Mantos de arena, que son grandes extensiones de llanuras arenosas que llegan hasta un 1.500.000 m2 y un espesor que va de unos pocos centímetros
a 10 m de altura. Estos mantos de arena están compuestos principalmente de limos, arenas, gravillas y cantos en general pobremente seleccionados. Zibars, que son depósitos de arena gruesa sobre un substrato resistente. CLASIFICACION DE LAS DUNAS LIBRES
OBSTACULIZADAS
Transversales
Vegetación
Lineal Piramidal
Topografía
Mantos LIBRES Transversales
lineal
piramidal
Mantos
Transversal
Cordon
Piramidal
Barján
seif
retículo
Mantos de arena zibar
Domo Inversa OBSTACULIZADAS Vegetación
Topografía
Nebkha
Rampante
Parabólica
Techo acantilado
litoral
Descendente Luneta
Dunas o Médanos: Ripples: son las acumulaciones eólicas más pequeñas y constituyen la respuesta inicial de las superficies arenosas al transporte del viento. Características principales. Se forman por reptación, saltación o la acción conjunta de ambos procesos Se orientan perpendicularmente a la dirección de transporte del viento, aunque sobre las laderas su flujo es oblicuo al estar afectado por la gravedad. La mayoría de ellos tienen una vida efímera y se mueven mucho más rápido que las dunas. Por lo general son asimétricos en sección transversal, el lado del barlovento son convexos con ángulos de 8°-10° y en la parte de sotavento se inclinan entre 20° y 30°. Algunos ripples presentan una cresta aguda mientras que otros son redondeadas Las longitudes de ondas varían entre unos pocos centímetros y decenas de metros y las alturas fluctúan entre 1 – 30 cm. La longitud de onda y la altura son función del tamaño de partícula, los de arena gruesa presentan un mayor espaciado que los de arena fina Los megaripples son formas llamativas, cuya longitud de onda se encuentra entre 1 m y 25 m se originan por fuertes vientos y están constituidos por arenas gruesas. Poseen forma más simétrica que los ripples más pequeños. Nebkhas: es el tipo más frecuente de dunas obstaculizadas por la vegetación. Ocupan enormes extensiones en las zonas bajas de las áreas semiáridas. Constituyen pequeñas lomas atrapadas por la planta, alargadas en sentido del transporte de la arena y ubicadas en la zona de sotavento. Las partículas que las constituyen son arena, limo y aglomerados de arcilla. La forma es función del tamaño, densidad y crecimiento de la planta. Los nebkhas varían
considerablemente de tamaño y llegan a alcanzar 10m de altura y hasta 1 km de largo cuando quedan atrapadas por grupos de árboles Barjanes: son dunas solitarias de arena en forma de medialuna y con sus extremos apuntando en la dirección del viento. Estas dunas se forman cuando los suministros de arena son limitados y la superficie es relativamente plana, dura y carece de vegetación. La erosión y la sedimentación en los barjanes se caracterizan por la erosión en la ladera de barlovento y la sedimentación en la ladera de sotavento. Migran lentamente con el viento a una velocidad de 15 m/ año, si la dirección del viento es constante la forma de medialuna es simétrica de lo contrario un extremo se hace mayor que el otro Seifs: es una cadena de Barjanes (uno a continuación del otro) que se forma debido a las grandes concentraciones de arena y a los vientos constantes. Lomo de ballena: son crestas de arena con la parte superior plana que se extiende paralelamente a los vientos dominantes, pero carecen de los frentes de desmoronamiento que caracterizan a los seifs. También tienen dimensiones mucho mas grandes (160km de longitud, un ancho de 3.5 km y una altura de 45km) En estrella: son colinas fijas de arena que exhiben una forma compleja. Como sugiere su forma, las dunas en estrella se desarrollan cuando las direcciones del viento son variables; son características de los desiertos sahariano y arábigo Dunas o Meandros Costeros: Parabólica: tiene forma de U o V en planta con dos brazos, parcialmente cubiertos por la vegetación en la zona de barlovento. Se localizan en climas fríos, zonas litorales y márgenes de los desiertos. Estas dunas están asociadas
básicamente con la existencia de una cobertura vegetal de desarrollo moderado y con un régimen de viento unidireccional. El papel de la vegetación en su génesis es fundamental, ya que protege los brazos menos móviles de la acción eólica y permite que la parte central avance. En Horquilla: son parecidas a las parabólicas, pero con menos cantidad de arena, de manera que pueden evolucionar fácilmente a dunas longitudinales. Al igual que las dunas parabólicas, los brazos se encuentran en la dirección contraria a la que sopla el viento. Longitudinales: son largas crestas de arena de hasta 200km que se forman más o menos en paralelo al viento predominante y donde el suministro de arena es limitado. Aunque los tipos más pequeños tienen solo 3 o 4 metros de altura y varias docenas de metros de longitud en algunos desiertos grandes estas dunas alcanzan grandes tamaños Transversales: se desarrollan en regiones donde los vientos predominantes son uniformes, hay abundancia de arena y la vegetación es dispersa o no existe, las dunas forman una serie de largas crestas separadas por depresiones y orientadas según ángulos rectos con respecto al viento predominante. Su perfil es asimétrico con una ladera de barlovento de poca pendiente y la de sotavento de inclinación importante. La altura no suele superar los 10m y el espaciado entre ellas es de 100 a 600 m
