Factores geomorfológicos Pero hay otros Pero otros proce procesos sos,, los lla llamad mados os geomor geomorfoló fológic gicos, os, que son los respo responsa nsables bles de transf transfor ormar mar consta constante ntement mente e la super supercie cie del planet planeta, a, origin originand ando o por tanto tanto nuevos nuevos paisaj paisajes. es. Lo Loss proce procesos sos geomor geomorfoló fológic gicos os pueden pueden ser de origen origen extern externo o (exó (exógen genos os o interno (endógenos y es muy importante saber que son procesos simult!neos y por tanto act"an ambos a la ve#.
Los proc Los proces esos os exte extern rnos os,, son son co cono noci cido doss tamb tambi$ i$n n co como mo agen agente tess dest destru ruct ctor ores es ya que que modican el relieve terrestre debido a factores externos cómo la atmósfera, el agua o el viento. %stos agentes son los responsables de la lenta y progresiva evolución a la que est! sometida la supercie terrestre, con un doble papel de destructores del relieve y al mismo tiempo creadores de nuevas formas externas ya que acumulan sedimentos. %stos agentes son& ' La meteori#ación
' %l viento
' %l hielo
' %l agua
' Los seres vivos
' %l hielo
' %l agua
' Los seres vivos
Los daos ocasionados en el relieve por los procesos destructivos siguen, normalmente est! secuencia& - Meteorización. %s el proceso de rotura y descomposición de las rocas por la acción de
los agentes externos mencionados. ' Erosión. %s el desgaste de la supercie terrestre ocasionado por los agentes externos. - Transport Transporte e. %s el despla#amiento de los fragmentos y materiales de un lugar a otro. - Sedimentación . %s el proceso proceso mediante el cual los fragmentos se depositan al llegar a l as #onas m !s bajas.
Los procesos internos, internos, son denominados constructivos y tienen su origen en la energ)a ene rg)a interna del planeta, es decir que est!n estrechamente relacionados con la tectónica de placas. *on responsables de la formación del relieve ya que dan origen a la formación de nuevos minerales y rocas, entre otros. Los agentes endógenos son& ' Los volcanes s)smicos
' Los movimientos
' Pliegues
' +allas
Unidades Geomorfológicas
Río n río es una corriente natural de agua que -uye con continuidad. Posee un caudal determinado, rara ve# es constante a lo largo del ao, y desemboca en el mar, en un lago o en otro r)o, en cuyo caso se denomina a-uente. La parte nal de un r)o es su desembocadura. lgunas veces terminan en #onas des$rticas donde sus aguas se pierden por inltración y evaporación.
Topografía n r)o est! compuesto por varias partes b!sicas. Por lo general, los r)os, especialmente los m!s grandes, se dividen en tres partes principales, de acuerdo con su capacidad erosiva y de transporte de sedimentos& Curso superior o de graedad alta
%l curso superior de un r)o es donde nacen los r)os. /eneralmente, coincide con las !reas montaosas de una cuenca determinada. qu), el potencial erosivo es mucho mayor y los r)os suelen formar valles en forma de 0 al encajarse en el relieve. lgunas veces, cuando esta parte de un r)o se encuentra en un clima seco pueden denominarse barrancos, ramblas o torrentes. Curso medio o de graedad inesta!le
/eneralmente, en el curso medio de un r)o suelen alternarse las !reas o #onas donde el r)o erosiona y donde deposita parte de sus sedimentos, lo cual se debe, principalmente, a las -uctuaciones de la pendiente y a la in-uencia que reciben con respecto al caudal y sedimentos de sus a-uentes. lo largo del curso medio, la sección transversal del r)o habitualmente se ir! suavi#ando, tomando forma de palangana seccionada en lugar de la forma de 0 que prevalece en el curso
superior. lo largo del curso medio, el r)o sigue teniendo la suciente energ)a como para mantener un curso aproximadamente recto, excepto que haya obst!culos, como por ejemplo diversas curvas o mont)culos. Curso inferior
%s la parte en donde el r)o -uye en !reas relativamente planas, donde suele formar meandros& establece curvas regulares, pudiendo llegar a formar lagos en herradura. l -uir el r)o, acarrea grandes cantidades de sedimentos, los que pueden dar origen a islas sedimentarias, llamadas deltas y tambi$n puede ocasionar la elevación del cauce por encima del nivel de la llanura, por lo que muchos r)os suelen discurrir paralelos al mismo por no poder desembocar por la mayor elevación del r)o principal& son los r)os tipo 1a#oo. 2e un r)o que termina en una boca muy ancha y profunda se denomina estuario Cuencas de los ríos
lgunos r)os cortos y torrentes pueden -uir desde su cabecera o inicio hasta el mar sin convertirse en a-uentes o tributarios de otro mayor, ni recibir agua de otros r)os. %n general, un r)o forma parte de una red de drenaje (o sistema -uvial ocupando una cuenca hidrogr!ca. lgunas cuencas abarcan pocos 3ilómetros cuadrados, en cambio la cuenca delma#onas se extiende a lo largo de 4,56 millones de 3m7 (0er& lista de las principales cuencas. Las cuencas de los r)os y sus redes de drenaje pueden cambiar de forma natural en periodos relativamente cortos de tiempo como consecuencia de capturas -uviales. Ríos y paisajes
Los r)os erosionan rocas y sedimentos, llegando a abrir cauces y valles, modelando el paisaje en lo que se denomina modelado -uvial. %l cauce profundo del 8)o 9olorado, ha recortado en algunos lugares hasta una profundidad de 5,: 3m, formando el /ran 9aón. 1 el caón del r)o ;ajes, en el Per", es todav)a m!s profundo, con unos < 3m de profundidad.
"ago n lago es un cuerpo de agua, generalmente dulce, de una extensión considerable, que se encuentra separado del mar. %l aporte de agua a los lagos viene de los r)os, de aguas fre!ticas y precipitación sobre el espejo de agua. Los lagos se forman en depresiones topogr!cas creadas por una variedad de procesos geológicos como movimientos tectónicos,movimientos de masa, vulcanismo, formación de barras, acción de glaciares e incluso impactos de meteoritos. =ambi$n existen lagos creados articialmente por la construcción de una presa.
Corrientes
unque estancada, el agua de los lagos tiene movimientos internos. dem!s de las corrientes creadas por los r)os, aguas arriba o aguas abajo, y
los manantiales subterr!neos, pueden producirse olas provocadas por diversas causas, como la acción del viento sobre la supercie del agua. dem!s, los lagos est!n sujetos a una serie de movimientos, aut$nticos despla#amientos del agua de un lado a otro del lago, observables como depresiones reales de una parte en la otra costa. Por "ltimo, las diferentes capas de agua se mueven en profundidad debido a las diferencias de temperatura, en función de la profundidad, del d)a y de las estaciones. Estratos
Los lagos est!n m!s o menos estraticados t$rmicamente, en función del p>, del ox)geno y ecológicamente. %sta estraticación, que puede estar sujeta a importantes variaciones estacionales, pueden ser registrada en los sedimentos, as) como los niveles de ciertos contaminantes. lgunos moluscos (caracoles y bivalvos, en función de si coloni#an o no la #ona profunda de los lagos pueden ser indicadores de fenómenos de anoxia o de toxicidad de los fondos. <
Tipos de lagos según su formación %s posible deducir el origen de un lago si se observa su contorno. n lago es un cuerpo de agua estancada en una depresión del suelo. Las depresiones lacustres se han formado a partir de una o varias fuer#as del subsuelo. Los lagos muy profundos qui#!s surgieron a ra)# de movimientos tectónicos, esto es, cuando se hunden bloques de la corte#a terrestre? los redondos y de bordes altos tal ve# se formaron cuando se desplomó o voló el cr!ter de un volc!n? los alargados podr)an ser restos de valles glaciares? por "ltimo, los de forma de media luna son por lo regular producto de cambios m!s recientes en el curso de r)o. @o obstante, ninguno de estos cuerpos de agua dulce es permanente. #or las glaciaciones
=ipos de lagos& •
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"ago glaciar, producidos por la din!mica de gruesas capas de hielo ( indlandsis en
terreno de poca pendiente durante el Pleistoceno, ocasionando depresiones y drumlins en el terreno. %j& %n 9anad! est! el 4AB de los lagos del mundo y la gran mayor)a son glaciares, esto es debido a la red de drenaje que caracteri#a este territorio. %n +inlandia hay unos 5CA,AAA.6 "ago proglacial, producido en un !rea periglaciar por el efecto de represa de una morrena (lago morr$nico o unapresa de hielo que obstruye el drenaje del terreno o que es producto del hundimiento por la presión isost!tica. %j& 9om"n en cordilleras tropicales como los ndes, especialmente en la 9ordillera Dlanca del Per" en donde se ha construido unos <6 embalses para contenerlos de un peligroso colapso. "ago su!glacial, producidos por la presión bajo grandes glaciares que mantienen
el agua l)quida debajo del hielo. %n la nt!rtida hay muchos lagos subglaciales, el lago 0osto3 es el mayor. •
Fiordo de agua dulce , en donde la elevación del nivel del mar convierte antiguos
ordos glaciares en lagos con forma de canales, como el lago de 9omo, lago de /arda y otros lagos sudalpinos de Etalia. •
"aguna lacustre, formada en una isla que a su ve# est! dentro de un lago, por
ejemplo& el lago ;anitou de la isla ;anitoulin dentro del lago >urón en Fntario, 9anad!.
#or fuerzas tectónicas
Los plegamientos de la corte#a terrestre (litosfera crean depresiones que dan cabida a los mayores lagos. La corte#a se ondula debido a la presión, lo que provoca levantamientos redondeados llamados GdomosH. %ntre dos domos se llega a formar una depresión, o GcubetaH, en la que quedar)a atrapado hasta un bra#o de mar que se hunde y crea una fosa que suele contener alg"n lago muy profundo y muy antiguo. %l lago Dai3al, el m!s profundo del mundo, el lago =anganica, el segundo m!s profundo, y el mar ;uerto se formaron a ra)# de esos poderosos movimientos tectónicos, ocurridos posiblemente hace m!s de IA millones de aos. •
"ago
tectónico formado en la depresión de una falla o fosa tectónica que
deforman la corte#a, por lo que son alargados y profundos, como el lago 0ictoria, el lago =iticaca o el lago Dai3al en*iberia, que tiene m!s de 5.4AA m de profundidad.
#or actiidad olc$nica
Las erupciones violentas originan depresiones que contienen los lagos m!s hermosos. l estallar a trav$s de una abertura, el material fundido perfora cr!teres en forma de vasija abombada que miden hasta 5.4 3ilómetros de di!metro. Lagos de este tipo los hay en 9entroam$rica,Eslandia, Etalia, lemania y @ueva Jelanda. Los lagos de caldera son mucho m!s grandes y se producen cuando el borde de un volc!n se desploma hacia el interior de la c!mara de magma vac)a. %n accesos de destrucción, los lagos de cr!teres cubiertos de lodo y nieve se abren paso a trav$s de sus bordes o nuevas explosiones que los hacen estallar. %n Lu#ón, +ilipinas hay un lago de cr!ter en el volc!n =aal que a su ve# est! dentro de un lago de caldera. •
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"ago de cr$ter, formado en un cr!ter volc!nico en #onas lluviosas y est!
in-uenciado qu)mica y t$rmicamente por el volc!n. %jemplos son el lago del 9r!ter de los %stados nidos y muchos lagos de las islas Kuriles. "ago de caldera, formado en una caldera volc!nica como por ej. el lago =oba de Endonesia con 5AA Km de longitud, ellago 9ocibolca de @icaragua que se formó en la caldera m!s grande del mundo y el lago 9uicocha en %cuador. "ago de laa, formado por lava derretida en un cr!ter volc!nico o en depresiones
circundantes, como el de la caldera del volc!n Klauea en >aM!i. •
%mbalse volc!nico. Las emanaciones de material volc!nico pueden obstruir los valles de los r)os.
#or %umedad del suelo
La saturación del terreno origina diversos tipos de humedales& •
•
&asis, producido por una fuente de agua subterr!nea o po#o artesiano en una #ona
!rida. Por ej.& >uacachina, oasis en eldesierto costero del Per". #antano o ci$naga, formado por lluvias o inundaciones en terreno llano, contiene fondos de lodo blando o cieno. %l mayor del mundo es el Pantanal en *udam$rica, conformado por una red de lagunas y terrenos inundables en < pa)ses.
•
Marisma o lago costero, producido por ltración o inundación en marea alta, dada
su proximidad al mar. *on de agua salada, dulce o salobre y generalmente contiene fondos arenosos. •
Estero, producido por ltración o inundación en las crecidas, dada su proximidad a
r)os o lagos. (@o confundir conestuario n terreno inundable no es considerado lago debido a que no presenta una cuenca denida.
#or endorreísmo
%l predominio del clima !rido en una región, reduce o elimina la erosión -uvial permitiendo que una cuenca se mantenga cerrada y sin mecanismos de drenaje hacia los oc$anos. La aride# determina que el aporte de agua sea menor que la evaporación, lo que ocasiona que los lagos retengan sus sales. *eg"n la salinidad pueden ser salados, salobres, hipersalinos o secos. •
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"ago salado o lago endorreico a veces llamado mar interior, producido en
una cuenca endorreica. Por ej. el mar 9aspio como el mayor lago del mundo, situado tambi$n en la mayor cuenca endorreica. Salina, laguna salada en las cercan)as de mares o tambi$n interiores. ;uy usados para la extracción de sales. Salar, lago supercial endorreico normalmente seco por la extrema aride#. Por ej.
el salar de yuni en Dolivia, que es el m!s grande del mundo.
#or erosión '$rstica
%n la erosión 3!rstica, el suelo calc!reo es susceptible de ser erosionado qu)micamente por aguas con alg"n contenido !cido, produci$ndose depresiones o ltraciones subterr!neas. •
"ago su!terr$neo, asociado a una cueva o
caverna con ltración de aguas de un acu)fero o un manantial, en donde se disuelven el techo de la grutas y se forman sumideros que se llenan de agua. Lagos subterr!neos de este tipo se locali#an en *erbia y en 1ucat!n, ;$xico, los de este "ltimo llamados cenotes.
"ago '$rstico o c!rstico, alojado en una depresión 3!rstica por disolución
•
supercial de las cali#as, como se ve en las Lagunas de 8uidera en 9astilla'La ;ancha, %spaa.
#or erosión (uial
La fuer#a de la corriente en llanos y planicies, abre meandros y dentro de estos se llegan a formar lagunas que tienen forma de herradura y a veces serpenteante. %l limo o el desmoronamiento de la riberas de un r)o suele obstruir la salida de una cuenca, y con ello se corta el acceso de un a-uente y se forma un lago. "ago en %erradura o bra#o muerto, con forma de media luna, producido por la
•
•
curva que deja un meandro abandonado de un r)o de planicie. Por ej. la gran cantidad de lagos que acompaan los r)os ama#ónicos en *udam$rica, llamados cochas en Per". "ago aluial, formado cuando hay retención de un r)o por depósitos aluviales en su propio curso, como en el caso de los lagos de =rento, Etalia.
#or fuerzas mi)tas
lgunos ejemplos notables& •
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Los /randes Lagos de m$rica del @orte se originan sobre fosas tectónicas en donde las fuertes glaciaciones impidieron su erosión y copamiento por sedimentos. %l lago =iticaca en Per" y Dolivia, se originó por las mismas fuer#as tectónicas que levantaron las cordilleras occidental y oriental de los ndes y la depresión entre ellas que constituye la ;eseta del 9ollao. esto se suma el clima semi!rido y !rido propio de la cuenca endorreica Per"'Doliviana que minimi#a el drenaje. +inalmente su altitud de <.C5I msnm facilitó su congelamiento durante las glaciaciones e impidieron su relleno sedimentario. %l ;ar ;uerto se sit"a en la cuenca endorreica m!s baja del mundo con 654,: mbnm, que a su ve# est! sobre la fosa tectónica responsable de esta depresión.
Otras clasicaciones
dem!s del origen de su cuenca, los lagos se pueden clasicar seg"n& •
•
Los tipos de sedimentos (cl!sticos, carbonatos, sulfatos, cloruros, ricos en materia vegetal, etc.. La cantidad de nutrientes * o)ígeno en sus aguas (oligotrócos y eutrócos. %l modo de circulación de sus aguas&
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Polim)ticos, con dos o m!s fases de circulación.
•
;onom)cticos, con una fase de circulación.
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;erom)ctico, de caracter)sticas diferentes en la supercie y la profundidad, sus aguas no se me#clan y dieren en la qu)mica de los sustratos y la temperatura.
•
La salinidad de sus aguas (de agua dulce, salobres, salado, hipersalino y salar.
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%l car!cter de su drena+e&
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bierto (exorreico
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9errado (endorreico. *u duración * disminución &
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Permanente.
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Lago ef)mero, de corta duración, como la Laguna de La @ia en Piura, Per".
•
•
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Lago intermitente, de *ud!frica llamados 0lei.
producido
estacionalmente,
como
los
lagos
Lago residual o shrun3en, que es remanente de un lago antiguo mucho mayor Lago antiguo o lago seco, que se evaporó o se rellenó de sedimento, fue drenado o erosionado.
Deformación de los lagos
Por otro lado, a medida que se abren ciertas fallas, algunos lagos desaparecen completamente. s) como los conformó el suelo, $ste tambi$n puede borrarlos. Los r)os arrastran sedimentos que consiguen colmatar y rellenar de lodo los lagos. dem!s, la proliferación de ciertas plantas, como el lirio acu!tico, los obstruye por completo. =ambi$n desaparecen por sequ)as, o por obra del hombre, que los drena o seca.
"aguna na laguna es un depósito natural de agua que est! separado del mar y es de menores dimensiones Nsobre todo en profundidadN que un lago, pudiendo sus aguas ser tanto dulces como salobres, y hasta saladas Características de las lagunas:
Las lagunas suelen ser muy productivas debido fundamentalmente al mayor contacto de los sedimentos con la supercie del agua como consecuencia de su escasa profundidad. Ftras caracter)sticas propias suelen ser la alternancia de ciclos secos y h"medos, la geomorfolog)a, y los diferentes usos del suelo. dem!s, es una extensión de agua estancada, y al ser poco profunda permite que el sol penetre hasta su fondo, impidiendo la formación de distintos estratos t$rmicos, como s) sucede en los lagos, en los que se distingue una #ona afótica (sin lu# de otra fótica. Las plantas con ra)ces pueden desarrollarse en una laguna de una costa a la opuesta, al contrario de los lagos en los cuales, al ser m!s grandes y hondos, sólo pueden crecer en sus m!rgenes y en caletas poco profundas
#iedemonte #iedemonte, piedmont o pie de monte es el
nombre t$cnico usado para indicar el punto donde nace una montaa, as) como a la llanuraformada al pie de un maci#o montaoso por los conos de aluviones. %nragón (%spaa se conoce a estas #onas como somontanos. *e expresa en metros sobre el nivel del mar (msnm. %l pie de monte tambi$n puede denir la #ona donde comien#a la ocupación del suelo y el asentamiento de una población humana. Los piedemontes se forman en torno de las montaas altas, generalmente despu$s de que $stas han sufrido un paroxismo tectónico. s) como un relieve es tanto menos sensible a la erosión cuanto m!s desgastado ha sido ya por ella, un relieve rejuvenecido por alg"n movimiento tectónico se presta de nuevo a una intensa actividad erosiva. Pero en la formación de los piedemontes el clima representa tambi$n un papel esencial. Los climas h"medos son, al respecto, desfavorables& la presencia de un espeso manto vegetal hace a los aluviones arrancados a la montaa sean lo sucientemente nos como para que la arroyada los disperse a lo lejos. %n las regiones semi!ridas, la pobre#a de la vegetación sobre los relieves permite la disgregación de $stos en fragmentos que se acumulan y extienden al pie de las vertientes, formando un glacis en torno a los maci#os. %n las regiones fr)as, existe un tipo de piedemonte constituido por la acumulación de los materiales transportados por los torrentes o, en otros casos, por aluviones -uvioglaciares. l borde de ciertos maci#os montaosos, se forman depósitos por acción directa de la gravedad, los cuales se constituyen de gran diversidad de materiales como fragmentos de roca, materiales nos (limos, arcillas, gravas, arenas y en ocasiones de materia org!nica, de tal manera que una caracter)stica de estos depósitos es su heterogeneidad. Ftra caracter)stica de este tipo de suelos es su baja compacidad, encontr!ndose generalmente en estado suelto.
"lanuras de ,nundación Los fondos de la mayor)a de las planicies de inundación est!n cubiertos por dos y algunas veces tres tipos diferentes de depósito. %l material m!s grueso es depositado directamente por la corriente a lo largo de su cauce. 2urante los per)odos de inundación se esparcen a trav$s de la planicie de inundación, a los lados de las riberas, arena na, limo y arcilla? adem!s, cantidades relativamente pequeas de escombros de varios tipos y tamaos se mueven de las laderas del valle, bajo la in-uencia de la escorrent)a y de los movimientos en masa y se distribuyen a lo largo de los lados del fondo del valle. La distribución de los depósitos del cauce y de los de inundación a trav$s de la planicie de inundación depende de la velocidad a la que la corriente construye el fondo de su valle. na corriente divagante est! cambiando continuamente su cauce y en un rango de tiempo dado, puede haber ocupado toda posición posible de uno a otro lado de la planicie.
na sección transversal a trav$s de la planicie de inundación desarrollada por una corriente como $stas, mostrar)a una cubierta de grava coronada por sedimentos de grano no depositados cuando el -ujo rebasa los bancos. %sta forma de sedimentación es t)pica de las planicies de inundación erosionales y de las de inundación de agradamiento muy lento. Pero una corriente divagante que construya su planicie de inundación con rapide# tiene menos oportunidad de ocupar cada lugar a trav$s de la extensión del fondo de su valle. %n consecuencia, esta planicie de inundación estar! cubierta en su mayor parte por sedimentos nos, depositados durante las $pocas de creciente. na sección transversal a trav$s de $stas, indicar)a una banda irregular de material grueso que seala las posiciones sucesivas del cauce. Las planicies de inundación de agradamiento r!pido muestran este tipo de depósito
olc$n n olc$n (del nombre del dios mitológico romano 0ulcano< es una estructura geológica por la que emergen magma en forma de lava, ceni#a volc!nica y gases provenientes del interior de la =ierra. %l ascenso de magma ocurre en episodios de actividad violenta denominados erupciones, que pueden variar en intensidad, duración y frecuencia, desde suaves corrientes de lava hasta explosiones extremadamente destructivas. %n ocasiones, por la presión del magma subterr!neo y la acumulación de material de erupciones anteriores, los volcanes adquieren una forma cónica. %n la cumbre se encuentra su cr!ter o caldera. Los volcanes existen en la =ierra, en otros planetas y sat$lites, algunos est!n formados de materiales considerados fr)os y se denominan criovolcanes. %n ellos, el hielo act"a como roca mientras que el agua fr)a l)quida interna act"a como magma? esto ocurre en la luna de O"piter llamada %uropa. Por lo general, los volcanes se forman en los l)mites de placas tectónicas, aunque existen los llamados puntos calientes, en donde no hay contacto entre placas. n ejemplo cl!sico son las islas >aM!i.
Formación de olcanes Los volcanes se forman cuando el material caliente del interior de la =ierra asciende y se derrama sobre la corte#a. %ste material caliente, llamado magma, puede provenir de dos fuentes? del material derretido de la corte#a en subducción, el cual es liviano y efervescente despu$s de haber sido derretido o, provenir de mucho m!s adentro de un planeta, de un material que es muy liviano y efervescente debido a que est! muy caliente. %l magma que proviene del fondo llega y se amontona en un reservorio, en una región porosa de rocas en capas conocida como? la c!mara de magma. %ventualmente, no siempre, el magma hace erupción hacia la supercie. +uertes terremotos acompaan al magma ascendente y el tamao del cono volc!nico podr)a aumentar en apariencia justo antes de la erupción, tal y como se muestra en esta imagen. +recuentemente, los cient)cos monitorean la apariencia cambiante de un volc!n, especialmente antes de una erupción.
Tipos de volcanes según su actividad olcanes actios Los volcanes activos son aquellos que pueden entrar en actividad eruptiva en cualquier momento, es decir, permanecen en estado de latencia. %sto ocurre con la mayor)a de los volcanes, ocasionalmente entran en actividad y permanecen en reposo la mayor parte del tiempo. %l per)odo de actividad eruptiva puede durar desde una hora hasta varios aos, este ha sido el caso del volc!n de Pacaya y del Era#". @o se ha descubierto a"n un m$todo seguro para predecir las erupciones.
olcanes durmientes Los volcanes durmientes son aquellos que mantienen ciertos signos de actividad como la presencia las aguas termales y han entrado en actividad espor!dicamente. 2entro de esta categor)a suelen incluirse las fumarolas y los volcanes con largos per)odos de inactividad entre una erupción y otra. n volc!n se considera durmiente si hace siglos no ha tenido una erupción.
olcanes e)tintos Los volcanes extintos son aquellos cuya "ltima erupción fue registrada hace m!s de I:,AAA aos, sin embargo, no se descarta la posibilidad de que puedan despertar y liberar una erupción m!s fuerte que la de un volc!n que est! despierto, causando grandes desastres.
ormas volc!nicas relacionadas Calderas La mayor)a de los volcanes presentan en su cima un cr!ter de paredes empinadas, por el interior. 9uando el cr!ter supera 5 3m de di!metro se denomina caldera volc!nica.
Las calderas son estructuras de forma circular y la mayor)a se forma cuando la estructura volc!nica se hunde sobre la c!mara magm!tica parcialmente vac)a que se sit"a por debajo. *i bien la mayor)a de las calderas se crea por el hundimiento producido despu$s de una erupción explosiva, esto no es as) en todos los casos. %n el caso de los enormes volcanes en escudo de >aM!i, las calderas se crearon por la continua subsidencia a medida que el magma se drenaba desde la c!mara magm!tica durante las erupciones laterales. =ambi$n las calderas de las islas /al!pagos se han ido hundiendo por derrames laterales. Las calderas de gran tamao se forman cuando un cuerpo lav!tico gran)tico (f$lsico se ubica cerca de la supercie curvando de esta manera las rocas superiores. Posteriormente, una fractura en el techo permite al magma rico en gases y muy viscoso ascender hasta la supercie, donde expulsa de manera explosiva, enormes vol"menes de material pirocl!stico, fundamentalmente ceni#as y fragmentos de pumita. %stos materiales se denominan coladas pirocl!sticas y pueden alcan#ar velocidades de 5AA 3mQh. 9uando estos materiales se detienen, los fragmentos calientes se fusionan para formar una toba soldada que se asemeja a una colada de lava solidicada. +inalmente, el
techo se derrumba dando lugar a una caldera. %ste procedimiento puede repetirse varias veces en el mismo lugar. *e conocen al menos 5
%ste tipo de coladas sucede principalmente en el suelo oce!nico y no puede verse. lo largo de las dorsales oce!nicas, donde la expansión del suelo oce!nico es activa, las erupciones surales generan nuevo suelo oce!nico. Eslandia est! ubicada encima de la dorsal centroatl!ntica y ha experimentado numerosas erupciones surales. /omo de laa La lava rica en s)lice es viscosa y por lo tanto, apenas -uye? cuando es extruida fuera de la chimenea puede producir una masa bulbosa de lava solidicada que se denomina domo de lava. 2ebido a su viscosidad, la mayor)a est! compuesto porriolitas y otros por obsidianas. La mayor)a de los domos volc!nicos se desarrollan a partir de una erupción explosiva de un magma rico en gases.
unque la mayor)a de los domos volc!nicos est!n asociados a conos compuestos, algunos se forman de manera independiente. =al es el caso de la l)nea de domos riol)ticos y de obsidiana en los cr!teres ;ono en 9alifornia. C%imeneas * pitones olc$nicos Los volcanes se alimentan del magma a trav$s de conductos denominados chimeneas. %stas tuber)as pueden extenderse hasta unos IAA 3m de profundidad. %n este caso, las estructuras proveen de muestras del manto que han experimentado muy pocas alteraciones durante su ascenso.
Las chimeneas volc!nicas mejor conocidas son las sudafricanas que est!n cargadas de diamantes.
Las rocas que rellenan estas chimeneas se originaron a profundidades de 5:A 3m, donde la presión es lo bastante elevada como para generar diamantes y otros minerales de alta presión. 2ebido a que los volcanes est!n siendo rebajados constantemente por la erosión y la meteori#ación, los conos de ceni#asson desgastados con el tiempo, pero no sucede lo mismo con otros volcanes. 9onforme la erosión progresa, la roca que ocupa la chimenea y que es m!s resistente, puede permanecer de pie sobre el terreno circundante mucho despu$s de que haya desaparecido el cono que la contiene. estas estructuras de las denomina pitón volc!nico. *hiproc3, en @uevo ;$xico, es un claro ejemplo de este tipo de estructuras.
Material olc$nico %l material volc!nico se forma de rocas intrusivas (en el interior y extrusivas (en el exterior& •
•
•
Las intrusivas comprenden& peridotita (u, g, Pt, @i yPb y granito que posee9uar#o (*iFI, ;ica(*ilx y olivino (+eFx. Las extrusivas comprenden& basalto, que tiene feldespato (KL*i
y magnetita Fbsidiana& Kl*i
Terraza aluial Las terrazas (uiales o terra#a de r)o constituyen pequeas plataformas sedimentarias o mesas construidas en un valle-uvial por los propios sedimentos del r)o que se depositan a los lados del cauce en los lugares en los que la pendiente del mismo se hace menor, con lo que su capacidad de arrastre tambi$n se hace menor. 9orre a lo largo de un valle con un banco a manera de escalón que las separa, ya sea de la planicie de inundación o de una terra#a inferior. %s un remanente del cauce antiguo de una corriente que se ha abierto camino hacia un nivel subyacente, mediante la erosión de sus propios depósitos. n r)o, al entallar el terreno, discurre por un lecho cada ve# m!s bajo. bandona as) capas de aluviones en forma deterra#as escalonadas que ya no son cubiertas por las aguas de las mayores avenidas. %n este caso, el r)o entalla la rocasubyacente y $sta a-ora entre los escalones. *i, por el contrario, el lecho del r)o ahonda un terreno que ya consta dealuviones anteriores, no se ve la roca del sustrato y se trata de terra#as encajonadas. Por su parte, una terra#a polig$nicano presenta escalones, sino un declive continuo. *u formación se explica, ya por la destrucción de los escalones por la erosión, ya por el car!cter progresivo y continuo del hundimiento del lecho del r)o.
ormación de las terra"as na terra#a de corte y relleno se forma cuando una corriente llena un valle con sedimentos y labra despu$s su cauce a un nivel subyacente. La agradación o construcción inicial puede ser causada por un cambio en el clima que condu#ca a un incremento en la carga de la corriente o a una disminución en su descarga. =ambi$n puede elevarse el nivel base de la corriente, reduciendo el gradiente y dando lugar al depósito. %n cualquier caso la corriente tapa el valle con sedimento y se eleva gradualmente la planicie de inundación. Luego, si el equilibrio se pierde y la corriente comien#a a erosionar, labrar! un cauce a trav$s de los sedimentos anteriormente depositados. %l nivel de -ujo ser! inferior al de la antigua planicie de inundación y en este nuevo nivel comen#ar! la corriente a labrar una nueva planicie de inundación. 9on el tiempo, quedar!n vestigios de la antigua planicie de inundación en ambos lados de la nueva. Las terra#as que quedan una frente a otra a trav$s de la corriente y a la misma elevación, se conocen con el nombre de terra#as aparejadas. lgunas veces la erosión hacia abajo causada por las corrientes da lugar a la formación de terra#as disparejas en lugar de aparejadas. *i la corriente oscila de un lado a otro del valle, erosionando lentamente a medida que avan#a, puede encontrar roca resistente debajo de los depósitos sin consolidar. %ntonces la roca expuesta desviar! la corriente, evitando la erosión posterior. %n este caso queda una sola terra#a desemparejada al otro lado de la corriente. Las terra#as, ya est$n aparejadas o disparejas, pueden ser cortadas tambi$n en el fondo rocoso del r)o, ya com"nmente una capa delgada de arena y grava descansa sobre el fondo rocoso de estas terra#as.
alle n alle es una llanura entre montaas o alturas. *e trata de una depresión de la supercie terrestre entre I vertientes, con forma inclinada y alargada. %n un relieve joven predominan los valles en V & las vertientes, poco modeladas por la erosión, convergen en un fondo muy estrecho. Por el contrario, un estado avan#ado de la erosión de lugar a la de valles aluviales, de fondo plano y amplio, constituidos por depósitos aluviales entre los cuales puede divagar elcurso de agua. Los valles en U, generalmente de origen glaciar, tienen sus paredes muy abruptas y el fondo cóncavo. %n ciertos casos, al retroceder un antiguo glaciar, el lecho de uno de sus a-uentes queda a mucha altura por encima del de aqu$l y desemboca en su vertiente, a menudo, formando saltos de agua. n tercer tipo de valles es en forma de cuna o batea& son amplios, de suave pendiente y superciales. 5 9uando un r)o es capturado por otro o cuando su lecho es cerrado pormorrenas u otro tipo de depósitos, queda m!s abajo un valle muerto o r)o decapitado, que ya no tiene un curso de agua. %n otros casos, un valle no tiene salida natural, por cerrarlo una contrapendiente, y las aguas que por $l discurren penetran en el suelo y prosigue su curso por una red subterr!nea. %sos valles ciegos son propios de los terrenos c!rsicos. simismo, en muchas regiones !ridas los r)os no puede salir de su cuenca hidrogr!ca, discurriendo por valles endorreicos . n valle puede haber sido )ntegramente excavado en un terreno sedimentario por su curso de agua, pero por lo
general, $ste se abre paso por depresiones de origen tectónico. *eg"n sean $stas, se tiene un valle de ractura, de osa, de ángulo de alla, etc. n valle longitudinal est! orientado paralelamente a los pliegues de una cordillera, en tanto que un valle transversal es perpendicular a ellos.
Tipos de valles /eomorfológicamente existen diferencias entre los valles angostos y los valles amplios, las principales se describen a continuación. Características de los alles angostos
La corriente de agua que generalmente ocupa la parte m!s baja del valle se presenta completamente connada y fuertemente controlada para la migración lateral, de esta manera los procesos de ajuste del cauce se presentan directamente en el fondo del cauce modicando la pendiente e inclusive incisando el lecho? I asociado a estos procesos se puede presentar inestabilidad de orillas y desli#amientos. La cercan)a de las montaas al cauce hacen que estos valles sean generalmente poco atractivos para desarrollos urban)sticos. %l desarrollo de los valles encaonados est! )ntimamente relacionado con la intensidad de los procesos geomorfológicos que forman el valle y con la geolog)a, concretamente con la composición litológica o con las fallas. Los materiales de los valles var)an desde roca rme hasta suelos residuales en la forma de coluviones, -ujo de escombros entre otros materiales depositacionales.I La locali#ación de los valles encaonados es m!s frecuente en las partas altas de la cuenca hidrogr!ca donde los r)os tienen poco caudal, las pendientes son altas y las paredes del valle frecuentemente muestran roca rme sin cobertura. 9uando las montaas que circundan el valle son muy resistentes a la meteori#ación y a la erosión, el valle presenta una conguración encaonada a"n en el recorrido medio de la cuenca. frecuentemente se encuentran cataratas y r!pidos en los cursos de agua que drenan estos valles. Características de los alles amplios
Los valles amplios est!n asociados a los r)os de planicie (maduros y viejos donde el cauce ocupa una parte reducida del valle ya que la planicie aluvial es amplia. %n $sta se pueden observar rasgos del paisaje que no se encuentran en los valles encaonados como son& terra#as aluviales, diques, naturales, madreviejas, cauces abandonados, complejos de orillares.<l igual que la planicie, el cauce tambi$n es amplio present!ndose relaciones ancho profundidad mayores de 5A.6 La llanura est! sujeta a inundaciones recurrentes, por lo que $sta no es est!tica ni estable. La llanura est! compuesta, generalmente, por sedimentos no consolidados que se erosionan r!pidamente durante inundaciones y crecidas del r)o. %l canal de un r)o puede cambiar de posición en la amplia llanura de inundación y $sta, a su ve#, es modicada periódicamente por las inundaciones, a medida que el canal se despla#a de un lugar a otro. 2urante los per)odos de aguas normales o bajas, el r)o que corre por el valle, queda connado a su cauce y no se derrama sobre la planicie de inundación. La planicie de inundación creada por la erosión lateral y por el retroceso gradual de las paredes del valle, se llama planicie de inundación erosional y se caracteri#a por una delgada cubierta de grava, arena y limo de unos cuantos dec)metros o pocos metros de espesor. 2e otro lado, bajo el fondo de muchos valles amplios se encuentran depósitos de grava, arena y limo
que alcan#an 5AA o m!s metros de espesor. %stos gruesos depósitos se forman cuando las condiciones variantes fuer#an al r)o a dejar caer su carga a lo ancho del fondo del valle? esta planicie de inundación formada por la construcción del fondo del valle o agradación, se llama planicie de inundación de agradación. Las planicies de inundación de este tipo son mucho m!s comunes que las erosionales y normalmente tienden a encontrarse en el curso inferior de los r)os. mbas planicies de inundación, la erosional y la de agradación, muestran formas como meandros, tren#amientos, bordos naturales, depósitos de sedimentos, cauces divagantes. #ncisión y ensanc$amiento de los valles
=anto en el pasado como en el presente, varios procesos han actuado y est!n actuando en el sentido de profundi#ar y ensanchar los valles, aunque las evidencias de dicha acción, se pueden perder o debilitar con el tiempo. *i se dejara a una corriente en libertad de alcan#ar por s) misma su nivel'base, erosionar)a el lecho directamente hacia abajo, formando un abismo de paredes verticales en el proceso.5 Pero como la corriente no es el "nico agente que trabaja en la formación del valle, las paredes de la mayor)a de los valles se inclinan hacia arriba y hacia fuera del fondo del valle. 9on el tiempo aun las paredes de las gargantas m!s abruptas se inclinar!n hacia fuera con relación al eje de sus valles. 9onforme una corriente corta hacia abajo y profundi#a su cauce dentro de la supercie del terreno, la meteori#ación, el escurrimiento y los movimientos en masa entran en juego, desgastando constantemente las paredes del valle, haci$ndolas retroceder, apart!ndose entre s). %l material bajo la in-uencia de la gravedad, es arrastrado de las paredes del valle hacia abajo y descargado en la corriente, para ser movido hacia adelante rumbo nalmente a los oc$anos. %l resultado es un valle cuyas paredes se ensanchan hacia fuera y hacia arriba, desde la corriente, para formar un perl transversal t)pico. La velocidad con que las paredes del valle son reducidas y los !ngulos que adoptan, dependen de varios factores, siempre pensando en tiempos geológicos, es decir millones de aos. *i las paredes est!n hechas de material sin consolidar (que es vulnerable a la erosión y al movimiento en masa, la velocidad ser! r!pida? pero si las paredes est!n constituidas de roca resistente, la velocidad de erosión ser! muy lenta, y las paredes podr!n levantarse casi verticalmente desde el fondo del valle. dem!s de cortar hacia abajo en su cauce, una corriente corta tambi$n de lado a lado, o lateralmente en sus bordos. %n las primeras etapas de ensanchamiento del valle, cuando la corriente est! todav)a por encima de su nivel'base, predomina la erosión hacia abajo. Posteriormente, a medida que la corriente se aproxima a su nivel'base, la erosión hacia abajo va siendo cada ve# menos importante? en esta etapa se destina a la erosión de sus bordos una proporción m!s grande de la energ)a de la corriente. 9omo $sta oscila de un lado a otro, forma sobre el fondo del valle una planicie de inundación que tiende a ensancharse siempre y el valle se hace cada ve# m!s amplio.
0ue!rada *e denomina quebrada a valles estrechos encajonados por montaas cuyas laderas ScaenS abruptamente en el valle, tales quebradas son casi siemprefosas tectónicas, ejemplos de tales quebradas son la de >umahuaca, la de La ngostura, la del =oro, la de Las +lechas, la de *an Loren#o, la del 1at!n etc ( en rgentina la mayor parte de
las quebradas de este tipo se encuentran en el@oroeste argentino. ;ientas que en los ndes peruanos, las quebradas fueron originadas por efecto de la desglaciación, las m!s conocidas son&Llanganuco, *anta 9ru#, lta, Potaca y >onda, todas ubicadas en el departamento de Tncash. /eneralmente las quebradas (arroyos tienen poca y casi nula profundidad, muy poco caudal, y sirven como baaderos y lugares campestres paracamping, y se pueden vadear y cru#ar caminando. *uelen ser muy apetecidas para vacacionar y hacer turismo ecológico o de aventura. %n las quebradas es posible encontrar diversas especies arbóreas dependiendo de su altura dentro de la cuenca, pudiendo encontrarse hasta umahuaca 8avines. Los acantilados blancos de 2over en Englaterra, unas colinas bajas abiertas y pi#arrosas, ser)an un ejemplo de quebradas.
#la*a na pla*a es un depósito de sedimentos no consolidados que var)an entrearena y grava, excluyendo el fango ya que no es un plano aluvial o costa demanglar, que se extiende desde la base de la duna o el l)mite donde termina la vegetación hasta una profundidad por donde los sedimentos ya no se mueven. %sta profundidad var)a entre playa y playa dependiendo de la batimetr)a, geomorfolog)a y el oleaje. =ambi$n se encuentran generalmente en bah)as protegidas del oleaje y se suelen formar en #onas llanas.
Tipos de sedimentos
Los sedimentos en las playas pueden variar en composición dependiendo las fuentes que alimenta la playa. Los mismos pueden ser litog$nicos o terr)genos, biog$nicos o mixtos. Los primeros provienen de la corte#a terrestre, muchos de ellos son silicatos (tanto claros como oscuros, micas, minerales oscuros sobre todo hierro y magnesio. %stos se transportan por los r)os desde tierra adentro hasta la costa, por lo cual se deber)a encontrar playas m!s terr)genas cerca de las desembocadura de los r)os, mientras que los segundos, los sedimentos biog$nicos, provienen del oc$ano o mar. %stos provienen de los restos de las partes duras de carbonato de calcio de los organismos marinos. diferencia
de los terr)genos, los sedimentos biog$nicos se producen in situ, lo que signica que no viajan grandes distancias, la gran mayor)a se produce cerca de la playa a la cual alimentan. +inalmente, las playas con sedimentos mixtos cuentan con dos fuentes alternas o simult!neas de sedimentos& sedimentos terr)genos que provienen del r)o y sedimentos que provienen de los organismos marinos (biog$nicos que habitan el !rea. %endiente y forma
La pendiente de la playa es moldeada por la acción del oleaje, siendo este el principal agente de cambio en la forma de la playa, pero no el "nico (el viento, el hombre, etc.. *e dice que cuando una playa tiene una pendiente inclinada est! en o cerca de tener un perl de verano, el cual presenta la acumulación de sedimentos tanto en la cara de la playa como en la parte de atr!s de la misma. 2ando paso a la formación del berma, acumulación caracter)stica del perl de verano. 2el mismo modo para invierno se forma el perl de invierno o perl disipado, en donde la pendiente de la playa es suave o casi plana. 2onde la gran mayor)a de los sedimentos se han transportado hacia la playa submarina formando la fosa y la barra. ormación
Para que se forme una playa debe haber ciertas condiciones que lo permitan. Primero debe existir un !rea geomórca que permita la acumulación de sedimentos. *egundo, debe ser mayor la acumulación o acreción de sedimentos que la erosión, ya que si la segunda es mayor, no habr! una acumulación permanente. 8ecordemos que toda playa ha alcan#ado naturalmente un c)clo entre la acreción y erosión. *in embargo, si se insertan nuevas variables que afecten esta relación se puede sobrepasar el l)mite geomórco de la playa y desencadenar una serie de eventos que pueden llevar a la p$rdida de la playa. %l tamao del sedimento va a depender de la fuer#a del oleaje en la playa. *i es una playa de alta energ)a, por lo general el sedimento va a ser grueso. ;ientras que en playas de energ)a baja o media baja, los sedimentos van a ser nos y medios, aunque puedan presentar clastos debido a la acción de temporales y marejadas. La playa es una formación geomórca din!mica y cambiante, que est! en permanente cambio. %st!n sujetas a cambios extraordinarios generados por la acción del oleaje, los eventos clim!ticos (tropicales y extratropicales, la acción del hombre, etc. Por eso no se puede decir que se fue dos veces a la misma playa, ya que la playa de hoy es diferente de la de ayer y maana. %l t$rmino SplayaS tambi$n tiene una acepción a menudo empleada en los textos de /eograf)a y /eolog)a para designar a los bordes -uctuantes de lagos salobres, salinos o de SsalaresS propiamente dichos. %s un t$rmino muy frecuente en ;$xico y el Feste de los %stados nidos. %stos lagos salinos o SsalaresS suelen presentarse en cuencas endorreicas o depresiones de escasa profundidad donde la evaporación es muy intensa, por lo que se van acumulando las sales, al precipitarse, en el fondo de las mismas.
/elta n delta es un accidente geogr!co formado en la desembocadura de un r)o por los sedimentos -uviales que ah) se depositan. h) se hacen los m!s grandes fenómenos cada C aos, en muy pocos casos. Los depósitos de los deltas de los r)os m!s grandes se caracteri#an por el hecho de que el r)o se divide en m"ltiples bra#os que se van separando y volviendo a juntarse para formar un c"mulo de canales activos e inactivos.
%l delta m!s conocido es el del r)o @ilo, y es de donde procede el nombre con el que se denomina a este tipo de desembocadura. La desembocadura del @ilo se extiende por una región marcadamente triangular, que se asemeja mucho a la forma de la letra griega delta (U, motivo por el cual el historiador >eródoto le dio ese nombre.
&a formación de las islas 2urante las crecidas los r)os transportan arena, grava y lodo que, una ve# sedimentados, dan el origen a los deltas. 5. Erosión1 el r)o nace en montaas o colinas. %n estas #ona elevada, el agua -uye y baja con fuer#a por las rocas. I. Transporte& en su curso medio, el r)o avan#a lentamente y transporta los sedimentos rocosos. /eneralmente en las #onas de llanura previas de los deltas aparecen meandros. <. Sedimentación1 los sedimentos se depositan formando un mont)culo en las desembocaduras de los r)os. Luego los r)os -uyen sobre ellos dando lugar a los r)os distributarios.
ormación de un delta %l delta se forma por la sedimentación, en un espacio que suele tomar una forma triangular, del material arrastrado por los r)os al producirse una disminución brusca de la velocidad del -ujo, que puede ser causada por su desembocadura en el mar, en un lago, o en otro r)o m!s ancho e incluso en los oc$anos, aunque esto "ltimo es menos frecuente. Los deltas y los estuarios constituyen las dos formas principales de desembocadura de los r)os en los mares, oc$anos, lagos o en otros r)os m!s grandes. *u presencia en las desembocaduras est! originada por la amplitud de las mareas. 9uando las mareas son muy intensas, la desembocadura de los r)os en los oc$anos suele ser del tipo de estuario, ya que durante la pleamar se represan las aguas del r)o, mientras que en la bajamar se produce una gran aceleración de la velocidad de las aguas, lo que impide la acumulación de los sedimentos que forman las islas en el caso de los deltas. %s por ello que los deltas suelen producirse m!s en los lagos, mares y hasta en r)os grandes, donde las aguas no sufren la acción de las mareas, que en el caso de los oc$anos abiertos. *in embargo, existen excepciones a esta regla, como en el caso del 2elta del r)o Frinoco en m$rica del *ur y del r)o @)ger en Tfrica, que son lugares donde la acción de las mareas es mucho menos importante que en las latitudes medias. %n aquellos lugares en los que la formación del delta est! dominado por el
r)o y est! menos sujeto a la acción de las mareas y las olas, se puede formar un delta con forma polilobular. %l delta del r)o ;isisipi es un ejemplo de este tipo de formaciones. %n algunos casos bastante poco habituales, el delta se encuentra en un valle muy largo y se conoce como delta -uvial invertido. veces un r)o se divide en muchas ramas en un !rea tierra adentro, sólo para volver a juntarse y continuar hasta el mar. %sto suele ocurrir en #onas en las que antiguamente pudo haber un lago. %l caso m!s notable de este tipo es el delta interior del @)ger. %l material t$rreo que forma el delta es bastante variado, pudiendo estar formado por una me#cla de arcilla, limo y arena. %stos materiales pueden ser arrastrados por la corriente en función de la velocidad de $sta, y acumularse o no, seg"n sea la mayor o menor intensidad de las mareas. %l suelo de los deltas es generalmente f$rtil aunque algunas veces tienen un nivel de sal algo elevado. *e forman en las desembocaduras de r)os por la acumulación de materiales hasta formar la penetración de tierra en el mar. =ienen forma triangular. %l ejemplo m!s signicativo en la pen)nsula Eb$rica es el 2elta del r)o %bro. %n los deltas es propicio construir ciudades bastantes pequeas o puertos ya que la sedimentación lo propone y dispone para una construcción de mucha rique#a. Tipos de Deltas
Los deltas se dividen en tres tipos seg"n la relación entre la densidad de las aguas a-uentes y las receptoras& •
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2elta de -ujo homop)cnico& las aguas a-uentes y las receptoras son de densidades similares, se suele dar cuando las aguas receptoras corresponden a lagos -uvio' proglaciares. %n este caso la me#cla de aguas es casi instant!nea y la sedimentación r!pida. 2elta de -ujo hiperp)cnico& las aguas a-uentes son de mayor densidad que las receptoras, se produce una corriente basal de alta densidad que lleva los sedimentos a #onas profundas, por tanto limita mucho el crecimiento del delta. 9on estas condiciones son pocos los ejemplos. 2elta de -ujo hipop)cnico& *e producen cuando las aguas a-uentes son menos densas que las receptoras, normalmente deltas marinos. %n este caso las aguas a-uentes se mantienen en la supercie debido a su menor densidad y las sustancias que transportan se van decantando en el fondo.
Cono de de*ección n cono de deyección, tambi$n llamado cono o abanico aluvial, es una forma de modelado -uvial que en planta se caracteri#an por tener una silueta cónica o en abanico y una suave pendiente (entre 5 y 5A grados, dependiendo de la pendiente por la que se desli#a. %ste depósito de aluviones se generan al nal de los valles torrenciales, en las #onas de pie de monte, donde la pendiente de las laderas enla#a con una #ona llana.
*u g$nesis viene dada por la p$rdida de energ)a de los r)os con una importante carga de sedimentos que son depositados al disminuir la pendiente a lo largo del abanico aluvial. *u forma cónica hace que ejer#an de barrera natural en los r)os obligando a estos a desviar su curso y adaptarse al relieve. *us dimensiones son variables y van desde los pocos metros a los cientos de 3ilómetros. %ste tipo de morfolog)a del relieve terrestre es f!cilmente modicable por una crecida.
Meandro n meandro es una curva descrita por el curso de un r)o, cuya sinuosidad es pronunciada. *e forman con mayor facilidad en los r)os de las llanuras aluviales con pendiente muy escasa, dado que los sedimentos suelen depositarse en la parte convexa del meandro, mientras que en la cóncava, debido a la fuer#a centr)fuga, predomina la erosión y el retroceso de la orilla.5 9uando debido a la erosión dos cauces curvos se encuentran, el r)o corta camino a trav$s de la #ona donde se oponen las corrientes y se forma un lago de herradura o de collera de buey (en ingl$s oxboM la3e, ya que los sedimentos cierran la entrada y salida del antiguo meandro, quedando fuera del cauce del r)o. lgunos de estos meandros secos reciben nombres locales& en ragón, los meandros secos del r)o %bro se llaman galachos? en los %stados nidos, en el suroeste tambi$n son conocidos como GrincónH y en el *ur, a los antiguos bra#os y meandros del r)o ;ississippi se les llama bayou, una vo# que por extensión se aplica a esos mismos elementos en otros lugares.
'eometría de los meandros La descripción t$cnica de un curso de agua serpenteante se denomina geometr)a de meandros.< *e caracteri#a como una forma de onda irregular. Las formas de onda ideales, como una onda sinusoidal, representan una l)nea gruesa, pero en el caso del curso de un r)o, la anchura debe ser tomada en consideración. La anchura entre orillas es la distancia del curso medida en una sección transversal en el nivel de crecida del r)o, por lo general manifestada por las l)neas de vegetación m!s bajas. 9omo la forma de onda de un arroyo me!ndrico sigue el eje descendente del valle, se puede considerar una l)nea recta ajustada a la curva de tal forma que la suma de todas las amplitudes medidas en relación a ella sea cero. %ste eje representa la dirección general de la corriente.
%n cualquier sección transversal, la corriente sigue el eje sinuoso, la l)nea media del cauce. 2os puntos consecutivos del eje sinuoso y del valle denen un bucle del meandro. n meandro est! formado por dos bucles consecutivos apuntando en direcciones transversales opuestas. La distancia de un meandro a lo largo del eje del valle es la longitud del meandro o longitud de onda. La m!xima distancia del eje del valle al eje sinuoso de un bucle es la anchura o amplitud del meandro. %l curso en ese punto es la c"spide o !pex. %n contraste con las ondas sinusoidales, los bucles de un arroyo serpenteante tiene una forma m!s circular. La curvatura var)a desde un m)nimo en el v$rtice hasta el innito en el punto de cruce (l)nea recta, tambi$n llamado in-exión, porque la curvatura cambia de dirección en su vecindad. %l radio del bucle se considera la l)nea recta perpendicular a la intersección del eje del valle y el eje sinuoso en el !pex. 9omo el bucle no es ideal, se necesita información adicional para describirlo. %l !ngulo de orientación es el !ngulo entre el eje sinuoso y el eje del valle en cualquier punto del eje sinuoso. n bucle en el v$rtice tiene una ribera exterior convexa y una ribera interior cóncava. %l cinturón del meandro se dene por la anchura de un meandro medio, medida desde la ribera exterior a la otra ribera exterior, en lugar de l)nea central a l)nea central. *i hay una llanura de inundación, se extiende m!s all! del cinturón del meandro& se dice que es un meandro libre 'puede encontrarse en cualquier lugar de la llanura inundable. *i no hay una llanura de inundación los meandros son jos. >ay varias fórmulas matem!ticas que describen las variables de la geometr)a de los meandros. 9omo resultado, algunos par!metros num$ricos que aparecen en esas fórmulas puede ser establecidos. La forma de onda depende en "ltima instancia de las caracter)sticas de la corriente, pero los par!metros son independientes de ella y, aparentemente, son causados por factores geológicos. %n general, la longitud del meandro es 5A'56 veces, con una media de 55 veces, el ancho completo de las orillas y de < a : veces, con una media de 6,V veces, el radio de curvatura en el v$rtice. %ste radio es I'< veces la anchura del cauce. n meandro tiene un patrón de profundidad tambi$n. %l cruce se caracteri#a por r!pidos, o lechos superciales, mientras que en los !pices est!n las piscinas. %n una piscina dirección del -ujo es a la baja, desgrasado material de la cama. %l mayor volumen, sin embargo, -uye m!s lentamente en el interior de la curva, donde, debido a la reducción de la velocidad, deposita sedimentos. La l)nea de m!xima profundidad, o canal, es la l)nea de vaguada o l)nea thalMeg. @ormalmente designa la frontera cuando los r)os se utili#an como fronteras pol)ticas. Los abra#os vaguada la ribera exterior y retorna al centro en los r!pidos. La longitud de arco del meandro es la distancia a lo largo de la vaguada de un meandro. La longitud del r)o es la longitud a lo largo de la l)nea de m!xima profundidad.
ormación La formación de un meandro es un t$rmino un poco equ)voco que se reere a los factores naturales y los procesos que dan lugar a los meandros. La conguración en forma de onda de una corriente est! cambiando constantemente. na ve# que se forma un canal sinusoidal este est! sometido a un proceso durante el cual la amplitud y la concavidad de los bucles aumenta de manera espectacular por los efectos del -ujo helicoidal debido al aumento de la cantidad de erosión que ocurre en el exterior de una curva.
%l -ujo helicoidal se explica como una transferencia de momento desde el interior de la curva hacia el exterior. =an pronto como la corriente entra en una curva parte de ese momento se convierte en momento angular, y su conservación requerir)a un aumento de la velocidad en el interior y una disminución en el exterior, exactamente lo contrario de lo que sucede. La fuer#a centr)fuga eleva la supercie en el exterior, moviendo la supercie del agua transversalmente. %sta agua se mueve hacia abajo para reempla#ar el agua del subsuelo empujado de vuelta al nal de la curva. %l resultado es el -ujo helicoidal, y cuanto mayor es la curvatura, mayor es el momento angular y m!s fuertes las corrientes cru#adas.4 La cuestión a dilucidar es la ra#ón por la que los arroyos de cualquier tamao se vuelven sinuosos por ve# primera. >ay varias teor)as, no necesariamente excluyentes entre s).
Teoría estoc$stica La teor)a estoc!stica puede tomar muchas formas, pero una de las m!s generales es la formulada por *cheidegger& *in embargo, en el caso de una #ona de escasa pendiente, el caudal de las corrientes -uviales pueden dar origen a revueltas o meandros que no siempre se deben al a#ar, ya que predominan los meandros hacia la i#quierda en el hemisferio norte y a la derecha en el hemisferio sur, debido al propio movimiento de rotación de la =ierra. Las supercies naturales son erosionables en diferentes grados seg"n la pendiente y la constitución del suelo y del subsuelo. %l resultado de todos los factores f)sicos que act"an al a#ar motiva que los cursos no sean rectos, y que luego se conviertan progresivamente en sinuosos. Encluso los cursos o canales que parecen tener una recta sinuosa divisorias que conducen nalmente a un canal sinuoso.
Teoría del e2uili!rio %n la teor)a del equilibrio, los meandros disminuyen hasta que el gradiente de la corriente alcan#a un equilibrio entre la erosionabilidad del terreno y la capacidad de transporte de la corriente (tanto de agua como de depósitos. W na masa de agua descendente debe renunciar a la energ)a potencial, que, habida cuenta de que tiene la misma velocidad en el nal que al principio, se elimina por la interacción con el material del lecho de la corriente. La distancia m!s corta, es decir, un canal recto, da los resultados m!s altos de energ)a por unidad de longitud, lo que altera m!s los cauces, crea m!s sedimentos y la agradación de la corriente. La presencia de meandros a lo largo del curso permite ajustar la longitud hasta lograr un equilibrio de energ)a por unidad de longitud en que la corriente lleva lejos todos los sedimentos que produce.
Teoría geomórca3morfotectónica /eomórco se reere a la estructura de la supercie del terreno y morfotectónico tiene que ver con lo m!s profundo, o tectónico (la placa, con la estructura de la roca. Las caracter)sticas incluidas en estas categor)as no son al a#ar y gu)an los arroyos por caminos no aleatorios. *on los obst!culos previsibles los que instigan la formación de meandros para desviar el arroyo. Por ejemplo, un banco de arena (geomórco podr)a desviar el arroyo, causando o in-uyendo en el patrón de meandros, 5A o la corriente puede ser guiada por la existencia de una falla (morfotectónica.
(ccidentes geogr!cos asociados Mec$nica de la erosión
La mayor)a de los meandros se producen en el curso inferior del r)o. La erosión es mayor en el exterior de la curva donde la velocidad es mayor. La deposición de sedimentos se produce en el borde interior debido a que el r)o, despla#!ndose lentamente, no puede llevar su carga de sedimentos, creando un desli#amiento de la pendiente, llamado un punto bar (point bar. %l movimiento m!s r!pido en el exterior de la curva tiene m!s capacidad erosiva y el meandro tiende a crecer en la dirección hacia fuera de la curva, formando un pequeo acantilado o ribera recortada (cut ban3. %sto puede observarse en las #onas en que crecen sauces en las riberas de los r)os? en el interior de los meandros, los sauces est!n a menudo muy lejos de la orilla, mientras que en el exterior de la curva, las ra)ces de los sauces est!n a menudo expuestas inferiormente lo que, nalmente, lleva a los !rboles a caer en el r)o. %sto muestra la circulación del r)o. La ca)da se produce por lo general en las partes cóncavas de las orillas, provocando movimientos de masas, tales como desli#amientos.
/epósitos Meandros enca+ados *i la región por la que circula la corriente se ve sometida m!s tarde a una elevación tectónica, los cursos me!ndricos reanudan de nuevo la erosión hacia abajo, en un proceso conocido como rejuvenecimiento. Los meandros acabaran siendo un profundo valle, y son conocidos como meandros encajados. Los r)os de la meseta de 9olorado y los arroyos de la meseta de F#ar3 tiene varios meandros destacados de este tipo. Los meandros encajados tambi$n pueden formarse con un descenso global del nivel b!sico debido al descenso en el nivel del mar. Los meandros encajados son lugares deseables para la construcción de forticaciones.
"ago en %erradura Los lagos en herradura (oxboM la3e se crean cuando crecen cada ve# m!s los meandros y se entrecru#an unos con otros, cortando un bucle del meandro, y dej!ndolo sin corriente activa. 9on el tiempo, estos bra#os abandonados tienden a secarse o rellenarse con sedimentos.
Meandro a!andonado veces un meandro encajado se corta, similar a un lago en herradura. %l terreno resultante se conoce como un meandro abandonado. %n el suroeste de los %stados nidos tambi$n es conocido como un GrincónH. n ejemplo destacado, en el lago PoMell, se llama apropiadamente G%l 8incónH.
4arras Las barras son el resultado de continuas migraciones laterales de un bucle de un meandro que crea una cresta asim$trica y una topograf)a deprimida55 en el interior de las curvas. La topograf)a, en general, paralela al meandro est! relacionada con la migración de las formas de barra y ca)das de vuelta 5I en el que se tallan los sedimentos a cabo desde el exterior de la curva y el depósito de sedimentos en el agua que -uye lento en el interior del bucle, en un proceso llamado acreción lateral. Las barras de sedimentos se caracteri#an por el cruce del cauce y un patrón de renados al#amientos. 5< %stas caracter)sticas son el resultado de la din!mica -uvial del sistema, donde los granos m!s grandes transportan alta energ)a durante las crecidas y luego caen poco a poco hacia abajo, depositando material m!s pequeo con el tiempo (Datty IAA4. Los depósitos en los meandros de los r)os son, por lo general, homog$nea y lateralmente expansivos a diferencia de los m!s heterog$neos depósitos del r)o. 56
>ay dos patrones de depósito de las barras& el patrón de acreción de %ddy y el patrón de punto bar. 9uando se mira el valle del r)o se pueden distinguir porque el punto'bar son pautas de despla#amiento convexo y la acreción %ddy son cóncavos.5: Las barras a menudo son m!s claras en las cimas de las cordilleras y m!s oscuras en las canales. %sto se debe a que la parte superior puede ser modelada por el viento, ya sea aadiendo o quitando granos y manteniendo la #ona sin vegetación, mientras que la oscuridad en las canales puede atribuirse al lavado de limo y arcillas en per)odos de crecida. %sto aade sedimentos adem!s de que el agua que queda en las canales es, a su ve#, un entorno favorable para la vegetación que tambi$n se acumula en la canales.
Monta5a na monta5a es una eminencia topogr!ca (elevación natural de terreno superior a VAA m respecto a su base. Las montaas se agrupan, a excepción de losvolcanes, en cordilleras o sierras. Las montaas cubren :< B de sia, :C B de m$rica, I: B de %uropa, 5V B deustralia y
Origen de las monta)as %l origen de las montaas est! en fuer#as endógenas (orog$nesis& oro X GmontaaH, génesis X GorigenH, posteriormente modicadas por factores exógenos, como la erosión. Las orog$nesis que han dejado m!s huellas en elrelieve y en la conguración actual de los continentes derivan del plegamiento herciniano, en la %ra Primaria, y del plegamiento alpino, en la %ra =erciaria. %n la%ra 9uaternaria las glaciaciones han erosionado las cadenas montaosas, dando lugar a muchos de los paisajes montaosos caracter)sticos. n ejemplo de formación montaosa terciaria es la 9ordillera de los ndes. %n la historia de la =ierra ha habido al menos tres per)odos de formación de montaas&
5. 9aledoniano, cuyos relieves montaosos se formaron hace 6AA millones de aos, como sucede en %scocia (cuyo nombre latino era el de 9aledonia, cuyo pico m!s elevado es el Den @evis. I. >erciniano, con relieves que se formaron hace IVA millones de aos, como por ejemplo, los rales (con el pico@arodnaya, de 5 CV< msnm, entre %uropa y sia, y los palaches (con el ;onte ;itchell, de I AI: msnm, en@orteam$rica. <. lpino, con relieves montaosos elevados formando largas cordilleras, volc!nicas o no, que se formaron hace unos <: millones de aos, como sucede en los lpes, en %uropa, y el >imalaya, en sia. *on los relieves m!s jóvenes y muchos de ellos todav)a se est!n levantando, resultando adem!s que la erosión ha actuado sobre ellos durante menos tiempo, por lo que las montaas alpinas presentan las mayores alturas del relieve terrestre. %jemplos representativos de este tipo de montaas son el ;ont Dlanc, de 6 C5A msnm, y el %verest, de C C6C msnm.
Clasicación de las monta)as >ay montaas de estilos tectónicos, de plegamientos y fallas mixtas germ!nicas, jur!sicas y alpinas. +ruto de las distintas orog$nesis podemos encontrar montaas plegadas o producto de una falla o fractura? e incluso plegado'fracturadas. =ambi$n la hay de origen volc!nico, como sucede con el =eide, en =enerife. *eg"n su altura las montaas se pueden dividir en colinas, montaas medias, y montaas altas. Por la forma en que se agrupan podemos encontrar cordilleras, unidas en sentido longitudinal, y maci#os, agrupadas en forma m!s circular o compacta.
*onta)as escarpadas %l signicado etimológico de GalpesH es YvalleZ, lo que pone en relieve que cuando se nombró a los lpes no interesaban tanto las cimas, sino los valles altos. Los pueblos 9eltas, uno de los m!s primitivos de %uropa, llamaron GalpeH en general a toda montaa escarpada. %n esta sección se toma GalpeH como sinónimo de montaa escarpada. La cordillera alpina m!s larga es la 9ordillera de los ndes, que recorre toda la longitud occidental de m$rica del *ur. %n %uropa es donde m!s cordilleras alpinas hay, contando entre ellas 5C cordilleras, entre las cuales se pueden citar a los lpes, los Pirineos, los 9!rpatos, etc. Las cordilleras las encontramos tambi$n en Oapón, @ueva Jelanda, /roenlandia, =ransilvania, y hasta en la Luna. %l mayor sistema de montaas volc!nicas en el mundo es el 9inturón de +uego del Pac)co, con 6C AAA 3m? el segundo es el llamado lpino'>imalayo. *eg"n la /eolog)a hay montaas de forma alpina. 2esde el momento que nace una montaa, la erosión empie#a a desgastarla. 9uanto m!s antigua es una montaa, tanto m!s baja y redonda ser! su silueta.
Glaciar n glaciar es una gruesa masa de hielos que se origina en la supercie terrestrepor acumulación, compactación y recristali#ación de la nieve, mostrando evidencias de -ujo en el pasado o en la actualidad. *u existencia es posible cuando la precipitación anual de nieve supera la evaporada en verano, por lo cual la mayor)a se encuentra en #onas cercanas a los polos, aunque existen en otras #onas, en montaas. %l proceso del crecimiento y establecimiento del glaciar se llama glaciación. Los glaciares del mundo son variados y pueden clasicarse seg"n su forma (de valle, de nicho, campo de hielo etc., r$gimen clim!tico (tropical, temperado o polar o condiciones t$rmicas (base fr)a, base caliente o politermal. n 5A B de la =ierra est! cubierta de glaciares, y en tiempos geológicos recientes ese porcentaje llegó al
ormación Los glaciares son producto del clima y est!n permanentemente intercambiando masa con otras partes del sistema hidrológico. Los glaciares crecen con la adición de nieve y otros tipos de hielo y pierden masa por fusión de hielo en agua y el desmembramiento de t$mpanos de hielo. La diferencia entre ganancias y p$rdidas de masa de un glaciar se llama balance de masa. 9uando el balance de masa da negativo el glaciar pierde masa y cuando es positivo gana masa creciendo. la adición de masa de un glaciar se le llama acumulación y a la p$rdida ablación. Las principales formas de acumulación son la precipitación directa de nieve, el congelamiento de agua l)quida, nieve transportada por vientos, nieve y hielo tra)dos por avalanchas, cencelladas y el congelamiento de agua en las capas basales.: %n los glaciares se suele tra#ar una l)nea imaginaria llamada l)nea de equilibrio la cual divide al glaciar en cuestión en dos #onas, una de acumulación y una de ablación en t$rminos netos. Formación de %ielo glaciar
%n los lugares de un glaciar donde la acumulación de nieve es mayor a la ablación se va acumulando nieve de ao a ao y las capas m!s profundas de la nieve se van transformando en hielo glaciar. La transformación en hielo glaciar se debe a dos procesos uno de compactación y otro de metamorsmo. La velocidad de la transformación depende de la humedad y la temperatura.Los cristales de nieve que precipitan sobre un glaciar tienen formas que van desde hex!gonos y agujas a otras m!s complicadas, pero estas formas son inestables al acumularse ya sea en un glaciar o en otra parte. y se evaporan en !reas de alta exposición y reciben condensación en lugares m!s protegidos, lo que termina por darles un aspecto m!s redondo. 4 ntes de convertirse en hielo glaciar la nieve se torna ennevi#a, que esencialmente es nieve que ha sobrevivido m)nimo un ao.6
%n los glaciares, donde la fusión se da en la #ona de acumulación de nieve, la nieve puede convertirse en hielo a trav$s de la fusión y el recongelamiento (en per)odos de varios aos. %n la nt!rtida, donde la fusión es muy lenta o no existe (incluso en verano, la compactación que convierte la nieve en hielo puede tardar miles de aos. La enorme presión sobre los cristales de hielo hace que $stos tengan una deformación pl!stica, cuyo comportamiento hace que los glaciares se muevan lentamente bajo la fuer#a de la gravedad como si se tratase de un enorme -ujo de tierra. %l tamao de los glaciares depende del clima de la región en que se encuentren. %l balance entre la diferencia de lo que se acumula en la parte superior con respecto a lo que se derrite en la parte inferior recibe el nombre de balance glaciar. %n los glaciares de montaa, el hielo se va compactando en los circos, que vendr)an a ser la #ona de acumulación equivalente a lo que ser)a la cuenca de recepción de los torrentes. %n el caso de los glaciares continentales, la acumulación sucede tambi$n en la parte superior del glaciar pero es un resultado m!s de la formación de escarcha, es decir, del paso directo del vapor de agua del aire al estado sólido por las bajas temperaturas de los glaciares, que por las precipitaciones de nieve. %l hielo acumulado se comprime y ejerce una presión considerable sobre el hielo m!s profundo. su ve#, el peso del glaciar ejerce una presión centr)fuga que provoca el empuje del hielo hacia el borde exterior del mismo donde se derrite? a esta parte se la conoce como #ona de ablación. %l avance o retroceso de un glaciar est! determinado por el aumento de la acumulación o de la ablación respectivamente. Los motivos de este avance o retroceso de los glaciares pueden ser, obviamente, naturales o humanos, siendo estos "ltimos los m!s evidentes desde 5C:A, por el desarrollo de la industriali#aciónya que el efecto m!s notorio de la misma es la enorme producción de anh)drido carbónico o dióxido de carbono (9F7 el cual absorbe grandes cantidades de agua (directamente de los glaciares cercanos para formar el !cido carbónico, con lo que los glaciares de valle van retrocediendo. %s el caso de los glaciares alpinos europeos, en cuyas proximidades se asientan grandes factor)as y ciudades tur)sticas que consumen ingentes cantidades de combustibles que generan ese dióxido de carbono, adem!s de aumentar la temperatura ambiente. Por el contrario, algunos glaciares escandinavos han avan#ado en los "ltimos cuarenta aos, lo que no parece tan sencillo de explicar, aunque es probable que el crecimiento de la energ)a hidroel$ctrica a expensas del consumo de carbón y combustibles derivados del petróleo haya venido a reducir la producción de termoelectricidad tanto en *uecia como en +inlandia y, sobre todo, en @oruega& tengamos en cuenta que es la energ)a termoel$ctrica la que da origen a un calentamiento atmosf$rico a escala local que podr)a afectar los glaciares (brisas de valle pero la energ)a hidroel$ctrica solo sirve para generar calor en el interior de las viviendas y no en la atmósfera, ni siquiera a nivel local. Los glaciares de /roenlandia y de la nt!rtida resultan mucho m!s dif)ciles de medir, ya que los avances y retrocesos del frente pueden estar compensados por una mayor o menor acumulación de hielo en la parte superior, present!ndose una especie de ciclos de avance y retroceso que se retroalimentan mutuamente dando origen a una compensación din!mica en las dimensiones del glaciar. %n otras palabras& un descenso de la altura del glaciar de la nt!rtida, por ejemplo, podr)a generar un mayor empuje hacia afuera, y al mismo tiempo, un mayor margen para que se acumule de nuevo una cantidad de hielo similar a la que exist)a previamente& recordemos que esta altura (unos < 3m est! determinada por el balance glaciar, que tiene una especie de techo determinado sobre el cual no se puede acumular m!s hielo por la escasa cantidad de vapor de agua que tiene el aire a m!s de
Clasicación %xisten varias formas de clasicar a los glaciares. 8especto a los glaciares de roca existe una disputa en si deben ser considerados glaciares o no. Seg6n temperatura
%l hielo de los glaciares suele ser distinguido en hielo temperado que esta a la temperatura de fusión y hielo fr)o que est! bajo esta temperatura. %sta clasicación se ha extrapolado a glaciares enteros con las siguientes categor)as como resultado& Glaciar temperado& es aquel que esta, con excepción de las capas superciales, a
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la temperatura de fusión. Glaciar su!polar& son los que son temperados en sus partes interiores pero fr)os en sus bordes. Glaciar polar& son los que est!n enteramente bajo la temperatura de fusión. %l
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hielo fr)o en sus partes m!s profundas lo atan al suelo.
Seg6n morfología
na forma es clasicar a los glaciares por su morfolog)a aunque es preciso tener en cuenta que existe un continuo entre las diversas morfolog)as y que cada glaciar es "nico. C Das!ndose en clasicaciones morfológicas anteriores los glaciologos 2ouglas Denn y 2avid %vans han clasicado a los glaciares en& C Mantos de %ielo y cas2uetes de %ielo . %ste tipo de glaciares cubre todo el
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paisaje por lo menos en sus partes centrales y su -ujo es en gran medida independiente de la topograf)a que haya debajo. •
/omo de %ielo
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Glaciar e)%utorio& ;orfológicamente, los glaciares e-uentes ocupan
depresiones del lecho glacial y valles encajonados, labrando la base rocosa por efectos de la acción del hielo en las m!rgenes de los campos de hielo y son limitados por terrenos libres de hielo. •
Corriente de %ielo
/laciares controlados por la topograf)a.
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Campo de %ielo
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Glaciar de alle
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Glaciares de transección
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Glaciar de circo
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"ó!ulo de piemonte
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Glacierete
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7pron de %ielo
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Fran+a de %ielo
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/laciares marinos. %stos glacieres se forman cuando un glaciar es for#ado a -otar sobre agua o cuando hielo marino se engruesa producto de acumulación supercial o acreción por debajo. •
Eleación de %ielo
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#lataforma de %ielo de glaciar
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#lataforma de %ielo marina
+idrología 2ado que los glaciares est!n compuestos por agua forman parte del ciclo hidrológico. Los glaciares act"an como reservas de agua que retienen parte de las precipitaciones.W Los glaciares del mundo albergan 4C,V B del agua dulce de la =ierra.5A %l agua l)quida de los glaciares puede provenir de dos fuentes& de la fusión de nieve o hielo o directamente delluvia. %l sistema hidrológico interno de un glaciar es complejo variando de lugares de percolación a sistemas de t"neles, grietas y cuevas. 55 %xisten varias formas en las que agua l)quida puede ser almacenada dentro de un glaciar como en nieve y rn, encrevasses, en lagunas supraglaciales, cavidades englaciales y subglaciales aparte del sistema de drenaje subglacial y englacial as) como tambi$n en los sedimentos subglaciales.5I Los glaciares afectan la hidrolog)a de las hoyas hidrogr!casa"n en cuencas donde la supercie glaciari#ada es reducida. 5I La descarga de agua de un glaciar suele ser estacional siendo m!s alta en verano. 5I %n el caso de glaciares temperados estos est!n en la primavera tard)a cubiertos por nieve a la temperatura de fusión. W %n los glaciares temperados el agua de fusión percola a trav$s del rn hasta llegar a un nivel donde el rn se encuentra saturado de agua l)quida.5I %sta agua se encuentra impedida de seguir percolando por el hielo que hay debajo del rn en los glaciares el cual es pr!cticamente impermeable.5I %sto termina por forma un acu)fero abierto en el rn. 5I %l grosor del acu)fero va a depender de la eciencia del drenaje englacial y tambi$n de la gradiente hidr!ulica.5I %n los estos del rn aproximadamente 6A B del espacio de los poros puede ser ocupado por agua siendo el 4A B restante ocupado por aire atrapado.
Erosión Las rocas y los sedimentos son incorporados al glaciar por varios procesos. Los glaciares erosionan el terreno principalmente de dos maneras& La abrasión y arranque. 7!rasión * arran2ue
medida que el glaciar -uye sobre la supercie fracturada del lecho de roca, ablanda y levanta bloques de roca que incorpora al hielo. %ste proceso conocido como arranque glaciar, se produce cuando el agua de deshielo penetra en las grietas y las diaclasas del lecho de roca y del fondo del glaciar y se hiela recristali#!ndose. 9onforme el agua se expande, act"a como una palanca que suelta la roca levant!ndola. 2e esta manera, sedimentos de todos los tamaos entran a formar parte de la carga del glaciar. La abrasión ocurre cuando el hielo y la carga de fragmentos rocosos se desli#an sobre el lecho de roca y funcionan como un papel de lija que alisa y pule la supercie situada
debajo. La roca pulveri#ada por la abrasión recibe el nombre de harina de roca. %sta harina est! formada por granos de roca de un tamao del orden de los A,AAI a A,AA4I: mm. veces, la cantidad de harina de roca producida es tan elevada que las corrientes de agua de fusión adquieren un color gris!ceo. na de las caracter)sticas visibles de la erosión y abrasión glaciar son las estr)as glaciares producidas sobre las supercies rocosas del lecho? fragmentos de roca con alados bordes contenidos en el hielo marcan surcos a modo de araa#os nos.9artograando la dirección de las estr)as se puede determinar el despla#amiento del -ujo glaciar, lo cual es una información de inter$s en el caso de antiguos glaciares elocidad de erosión
La velocidad de erosión de un glaciar es muy variable. %sta erosión diferencial llevada a cabo por el hielo est! controlada por cuatro factores importantes& 5. I.
0elocidad del movimiento del glaciar. %spesor del hielo.
<.
+orma, abundancia y dure#a de los fragmentos de roca contenidos en el hielo en la base del glaciar.
6.
%rosionabilidad de la supercie por debajo del glaciar.
/erru!ios * detritos
%n ambientes de alta montaa, los glaciares pueden presentar una coberturadetr)tica supercial continua, conocida con el nombre de debris covered glacier. %sta capa produce, tanto en la #ona de acumulación, como en la #ona de ablación, un proceso progresivo de adelga#amiento de masa que genera una importante acumulación de detritos en ambientes supraglaciales.5: %ste tipo de glaciares recubiertos representan la fase intermedia dentro del continuum de los sistemas glaciales (dependientes del -ujo de detritos y del hielo dentro del sistema, desde glaciares descubiertos a glaciares rocosos. 54 %l origen de los detritos supraglaciales se asocia a la existencia de una secuencia& cara libre, talud en laderas con escarpes rocosos, que presentan alta sensibilidad a la meteori#ación y descargan detritos en forma directa sobre la supercie glacial. 5V La acumulación de detritos supraglaciales in-uye directamente sobre los procesos de ablación y de -ujo de hielo, debido a alteraciones en el albedo y en la conductividad t$rmica del glaciar. %n este sentido, *trem (5W:W, @a3aMo [ 1onng (5WC5, 5WCI (en +errando, IAA< y Denn [ %vans (5WWC denen un umbral inferior a 5 cm en la capa de detritos como el espesor que favorece la fusión del hielo y una capa de detritos de 5 cm o m!s como aislante del hielo subyacente. Los procesos de fusión del hielo pueden favorecer el aumento en la capa detr)tica supraglacial, debido a la incorporación de material intraglaciar al manto del debris covered glacier o cobertura detr)tica glaciar. %sta situación, puede generar fenómenos de ablación diferencial, generando procesos de inversión del relieve, caracteri#ados por la fusión Gin situH del hielo intersticial de la cobertura detr)tica en las #onas recubiertas del glaciar? este proceso es conocido con el nombre de Karst glacial o 9rio3arst. %l incremento de detritos sobre la supercie glacial, puede provocar en casos extremos, procesos de ablación con tasas que tienden a cero, generando, en consecuencia, una
ineciente evacuación de los detritos y un proceso cada ve# mayor de control topogr!co en la din!mica del sistema, adem!s de un mayor desarrollo de morrenas mediales y centrales. na ve# que el material es incorporado al glaciar, puede ser transportado varios 3ilómetros antes de ser depositado en la #ona de ablación. =odos los depósitos dejados por los glaciares reciben el nombre de derrubios glaciares. Los derrubios glaciares se dividen por los geólogos en dos tipos distintos& •
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;ateriales depositados directamente por el glaciar, que se conocen como tilles o barro glaciar. Los sedimentos dejados por el agua de fusión del glaciar, denominados derrubios estraticados.
Los grandes bloques que se encuentran en el till o libres sobre la supercie se denominan err!ticos glaciares si son diferentes al lecho de roca en el que se encuentran (esto es, su litolog)a no es la misma que la roca encajada subyacente. Los bloques err!ticos de un glaciar son rocas acarreadas y luego abandonadas por la corriente de hielo. *u estudiolitológico permite averiguar la trayectoria del glaciar que los depositó. Morrenas
;orrena es el nombre m!s com"n para los sedimentos descabalados de los glaciares. %l t$rmino tiene origen franc$s y fue acuado por los campesinos para referirse a los rebordes y terraplenes de derrubios encontrados cerca de los m!rgenes de glaciares en los lpes franceses. ctualmente, el t$rmino es m!s amplio, porque se aplica a una serie de formas, todas ellas compuestas por till.
Transformación del terreno alles glaciares
*in el efecto de las glaciaciones los valles de montaa tienen una caracter)stica forma de 0, producida por laerosión del agua en la vertical. *in embargo, durante la glaciaciones esos valles se ensanchan y ahondan, lo que da lugar a la creación de un valle glaciar en
forma de . dem!s de su profundi#ación y ensanchamiento, el glaciar tambi$n alisa los valles gracias a la erosión. 2e esta manera va eliminando los espolones de tierra que se extienden en el valle. 9omo resultado de esta interacción se crean acantilados triangulares llamados espolones truncados, debido a que muchos glaciares profundi#an sus valles m!s de lo que hacen sus a-uentespequeos. Por consiguiente, cuando los glaciares acaban retrocediendo, los valles de los glaciares a-uentes quedan por encima de la depresión glacial principal, y se los denomina valles suspendidos. Las partes del suelo que fueron afectadas por el arranque y la abrasión, pueden ser rellenadas por los denominados lagos paternoster, nombre del lat)n (Padre nuestro que hace referencia a una estación de las cuentas del rosario. %n la cabecera de un glaciar hay una estructura muy importante, se llama circo glaciar y tiene una forma de ta#ón con paredes escarpadas en tres lados, pero abiertas por el lado que desciende al valle. %n el circo se da la acumulación del hielo. \stos empie#an como irregularidades en el lado de la montaa que luego van aumentando de tamao por el acuamiento del hielo. 2espu$s de que el glaciar se derrite, estos circos suelen ser ocupados por un pequeo lago de montaa denominado tarn. veces cuando hay dos glaciares separados por una divisoria, y $sta, ubicada entre los circos, es erosionada se crea una garganta o paso. esta estructura se la denomina puerto de montaa. Los glaciares tambi$n son responsables de la creación de ordos, ensenadas profundas y escarpadas que se encuentran en las altas latitudes. 9on profundidades que pueden superar el 3m, son provocados por la elevación postglacial del nivel del mar y, por lo tanto, a medida que $ste aumentaba, las aguas marinas iban penetrando hacia el interior del valle glaciar. %l ordo escandinavo m!s largo es el de *ogne, con m!s de IAA 3m tierra adentro. %n latitudes m!s bajas, el aumento postglacial del nivel del mar produjo tambi$n un fenómeno similar que se denomina r)a& un valle, en este caso -uvial, ocupado por las aguas marinas despu$s de las glaciaciones del Pleistoceno por el propio aumento del nivel del mar al haberse derretido los grandes glaciares continentales de %urasia y m$rica del @orte.
7ristas * %orns dem!s de las caracter)sticas que los glaciares crean en un terreno montaoso, tambi$n es probable encontrar crestas sinuosas de bordes agudos que reciben el nombre de aristas y picos piramidales y agudos llamados horns. mbos rasgos pueden tener el mismo proceso desencadenante& el aumento de tamao de los circos producidos por arranque y por la acción del hielo. %n el caso de los horns, el motivo de su formación son los circos que rodean a una sola montaa. Las aristas surgen de manera similar? la "nica diferencia se encuentra que en los circos no est!n ubicados en c)rculo, sino m!s bien en lados opuestos a lo largo de una divisoria. Las aristas tambi$n pueden producirse con el encuentro de dos glaciares paralelos. %n este caso, las lenguas glaciares van estrechando las divisorias a medida que se erosionan y pulen los valles adyacentes. Rocas a!orregadas
*on formadas por el paso del glaciar cuando esculpe pequeas colinas a partir de protuberancias del lecho de rocas. na protuberancia de roca de este tipo recibe el nombre de roca aborregada. Las rocas aborregadas son formadas cuando la abrasión glaciar alisa la suave pendiente que est! en el frente del hielo glaciar que se aproxima y el
arranque aumenta la inclinación del lado opuesto a medida que el hielo pasa por encima de la protuberancia. %stas rocas indican la dirección del -ujo del glaciar. Colinas asim8tricas o /rumlins Las morrenas no son las "nicas formas depositadas por los glaciares. %n determinadas !reas que en alguna ocasión estuvieron cubiertas por glaciares de casquete continentales existe una variedad especial de paisaje glacial caracteri#ado por colinas lisas, alargadas y paralelas llamadas colinas asim$tricas.
Las colinas asim$tricas son de perl aerodin!mico compuestas principalmente por till. *u altura oscila entre 5: a :A metros y pueden llegar a medir hasta 5 3m de longitud. %l lado empinado de la colina mira la dirección desde la cual avan#ó el hielo, mientras que la pendiente m!s larga sigue la dirección de despla#amiento del hielo. Las colinas asim$tricas no aparecen en forma aislada, por el contrario, se encuentran agrupados en lo que se denominacampos de colinas. no de ellos se encuentra en 8ochester, @ueva 1or3, y se calcula que contiene unas 5A.AAA colinas. unque no se sabe con certe#a cómo se forman, si se observa el aspecto aerodin!mico, se puede inferir que fueron moldeadas en la #ona de -ujo pl!stico de un glaciar antiguo. *e cree que muchas colinas se originan cuando los glaciares avan#an sobre derrubios glaciares previamente depositados, remodelando el material. /erru!ios glaciares estraticados
%l agua que surge de la #ona de ablación se aleja del glaciar en una capa plana que transporta no sedimento? a medida que disminuye la velocidad, los sedimentos contenidos empie#an a depositarse y entonces el agua de fusión empie#a a desarrollar canales anastomosad os. 9uando esta estructura se forma en asociación de un glaciar de casquete, recibe el nombre de llanura aluvial y cuando est! fundamentalmente connada en un valle de montaa, se la suele denominar tren de valle. Las llanuras de aluvión y los trenes de valle suelen estar acompaados de pequeas depresiones conocidas como 3ettles o marmitas de gigante, como se les denominan en espaol (t$rmino adoptado del franc$s, aunque es una forma menor del relieve que se forma en las corrientes -uviales, por lo que no deber)a considerarse en sentido estricto como un t$rmino relacionado con los glaciares, aunque son muy frecuentes en terrenos -uvioglaciares. *in embargo, hay que tener en cuenta que un molino glaciar puede producir marmitas de gigante en el fondo de los glaciares y quedar al descubierto tras el retroceso de los mismos. Las depresiones de glaciar se producen tambi$n en depósitos de till. Las depresiones mayores se producen cuando enormes bloques de hielo quedan estancados en el derrubio glaciar y despu$s de derretirse dejan huecos en elsedimento, dando origen, casi siempre, a un sistema formado por numerosos
lagos interconectados entre s) con formas alargadas y paralelas entre s), con una dirección m!s o menos coincidente con la dirección del avance del hielo durante las glaciaciones del Pleistoceno. %s una morfolog)a glaciar muy frecuente en +inlandia (que suele denominarse Gel pa)s de los 5A.AAA lagosH, en 9anad! y en algunos de los estados de %stados nidos como las3a, ]isconsin y ;innesota. La amplitud de estas depresiones, por lo general, no supera los I 3m, salvo en ;innesota y otras partes, aunque en algunos casos llegan a alcan#ar los :A 3m de di!metro. Las profundidades oscilan entre los 5A y los :A metros. /epósitos en contacto con el %ielo
9uando un glaciar disminuye su tamao hasta un punto cr)tico, el -ujo se detiene y el hielo se estanca. ;ientras tanto, las aguas de fusión que corren por encima, en el interior y por debajo del hielo dejan depósitos de derrubios estraticados. Por ello, a medida que el hielo va derriti$ndose, va dejando depósitos estraticados en forma de colinas, terra#as y c"mulos. este tipo de depósitos se los conoce como depósitos en contacto con el hielo. 9uando estos depósitos tienen la forma de colinas de laderas empinadas o mont)culos se los llama 3ames. lgunos 3ames se forman cuando el agua de fusión deposita sedimentos a trav$s de aberturas en el interior del hielo. %n otros casos, solo son el resultado de abanicos o deltas hacia el exterior del hielo, producidos por el agua de fusión. 9uando el hielo glaciar ocupa un valle pueden formarse terra#as de 3ame a lo largo de los lados del valle. n tercer tipo de depósito en contacto con el hielo est! caracteri#ado por sinuosas crestas largas y estrechas compuestas fundamentalmente de arena y grava. lgunas de estas crestas tienen alturas que superan los 5AA metros y sus longitudes sobrepasan los 5AA 3m. *e trata de los es3ers, crestas depositadas por los r)os de aguas de fusión que -uyen por debajo de una masa de hielo glaciar que avan#a lentamente. %stos r)os sirven de aliviadero al agua de fusión que forma el glaciar en contacto con el suelo y ocupan una especie de cuevas muy alargadas bajo el glaciar. %l origen de estas colinas alargadas se encuentra en la distinta capacidad de arrastre de sedimentos entre el hielo (que es mucho mayor y el agua& en el cauce de estos r)os subterr!neos se van acumulando materiales arrastrados por el glaciar que el agua no puede seguir transportando. 2e aqu) que los es3ers sean colinas alargadas por donde pasaron los r)os internos de un glaciar. *on muy frecuentes en +inlandia y suelen presentar una dirección en el mismo sentido de despla#amiento del glaciar. 7lgunos efectos del período glacial cuaternario
Los efectos del per)odo glacial cuaternario todav)a se evidencian. *e sabe que especies de animales y plantas se vieron obligadas a emigrar mientras que otras no pudieron adaptarse. @o obstante, la evidencia m!s importante es el actual levantamiento que experimentan %scandinavia y @orteam$rica. Por ejemplo, se sabe que la bah)a de >udson en los "ltimos miles de aos se elevó unos
Causas de las glaciaciones pesar del conocimiento adquirido durante los "ltimos aos, poco se sabe acerca de las causas de las glaciaciones. Las glaciaciones generali#adas han sido raras en la historia de la =ierra. *in embargo, la %dad de >ielo en el pleistoceno no fue el "nico evento de glaciación ya que se han identicado depósitos denominados tilitas, una roca sedimentaria formada cuando se litica el till glacial. %stos depósitos encontrados en estratos de edades diferentes presentan caracter)sticas similares como fragmentos de roca estriada, algunas superpuestas a supercies de lecho de roca pulida y acanalada o asociadas con areniscas yconglomerados que muestran rasgos de depósitos de llanura aluvial. *e han identicado dos episodios glaciares Prec!mbricos, el primero hace aproximadamente I.AAA millones de aos y el segundo hace unos 4AA millones de aos. dem!s, en rocas del Paleo#oico *uperior, de una antig^edad de unos I:A millones de aos se encontró un registro bien documentado de una $poca glacial anterior. unque existen diferentes ideas cient)cas acerca de los factores determinantes de las glaciaciones las hipótesis m!s importantes son dos& la tectónica de placas y las variaciones de la órbita terrestre. Tectónica de placas
2ebido a que los glaciares se pueden formar solo sobre tierra rme, la idea de la tectónica de placas sugiere que la evidencia de glaciaciones anteriores se encuentra presente en latitudes tropicales debido a que las placas tectónicas a la deriva han transportado a los continentes desde latitudes tropicales hasta regiones cercanas a los polos. La evidencia de estructuras glaciares en *udam$rica, Tfrica, ustralia y la Endia avalan esta idea, debido a que se sabe que experimentaron un per)odo glacial cerca del nal del Paleo#oico, hace unos I:A millones de aos. La idea de que las evidencias de glaciaciones encontradas en las latitudes medias est! estrechamente relacionada al despla#amiento de las placas tectónicas y fue conrmada con la ausencia de rasgos glaciares en el mismo per)odo para las latitudes m!s altas de @orteam$rica y %urasia, lo que indica, como es obvio, que sus ubicaciones eran muy diferentes de las actuales. %n otro orden de ideas, el que actualmente se exploten minas de carbón en el archipi$lago de *valbardtambi$n sirve para corroborar la idea del despla#amiento de las placas tectónicas, ya que no existe actualmente en dicho archipi$lago una vegetación suciente como para explicar estos yacimientos de carbón mineral. Los cambios clim!ticos tambi$n est!n relacionados a las posiciones de los continentes, por lo que han variado en conjunto con el despla#amiento de placas que, adem!s, afectó los patrones de corrientes oce!nicas lo que a su ve# llevó a cambios en la transmisión del calor y la humedad. 2ebido a que los continentes se despla#an muy despacio (cerca de I
