Formas de relieve producidas por la erosion y sedimentacion

DEFINICIONES

Forma de relieve:

aspecto particular que adoptan los volúmenes de la superficie del terreno. Están en constante cambio debido a los procesos erosivos.

Agente morfogenético:

elemento erosivo desencadenante de uno o más procesos que dan lugar al modelado del relieve.

Proceso morfogenético:

meteorización, transporte y acumulación de sedimentos responsables del modelado del relieve.

Sistema morfogenético:

conjunto de procesos o mecanismos erosivos que condicionan la elaboración y evolución de las formas de relieve en un espacio determinado.

Gelifracción o gelivación:

aumento del volumen del agua al convertirse en hielo. En este proceso varían la temperatura y la duración. La microgelifracción se produce cuando la roca se fragmenta. Es el comienzo de la congelación. Si las grietas no se encuentran saturadas completamente por agua lo que ocurre es que el agua comprime el aire hasta que se termina rompiendo la roca.

Termoclastia:

es la dilatación y la contracción de los materiales, depende del calor y del tipo de material. Por este proceso se crean fisuras que pueden acabar rompiendo la roca.

Haloclastia:

es la fragmentación que aparece a causa de las sales. Se produce al aumentar el tamaño de los cristales y al aumentar la humedad relativa, que es absorbida por las sales, aumentando el volumen. Ocurre en lugares de escasas precipitaciones.

Hidroclastia:

afecta fundamentalmente a las arcillas, cuando estas comienzan a secarse se generan grietas por desecación.

Las formas del relieve terrestre y su elaboración

Las formas del relieve pueden ser puramente estructurales, es decir, nos muestran directamente la estructura geológica. En los lugares donde hay materiales duros (granito) tiene que haber unos procesos erosivos fuertes para modelar el relieve. Las formas erosivas, también tiene formas estructurales.

Por lo tanto, todas las formas estructurales no son puramente estructurales hay elementos erosivos y viceversa.

Los glacis son superficies casi planas al borde de las montañas, características de las zonas áridas y semiáridas. El viento es un agente que genera movimientos de materiales.

TEMA 1: Los sistemas morfogenéticos

El objetivo de la geomorfología es el estudio de las formas del relieve. La forma del relieve es el aspecto particular que adoptan los volúmenes de la superficie del terreno. Las formas del relieve no son permanentemente, se modelan continuamente según los mecanismos de la erosión.

Hay diferentes condicionantes y factores explicativos de las formas del relieve:

Morfoestructurales, estos se dividen en: litoestructurales (rocas: resistencia, solubridad…; estructura: fallada, aclinal, plegada) y fisiográficos (pendientes, orientación y desnivel).
Erosivos: fisiográficos (pendientes, orientación y desnivel), climáticos azonales y polizonales.

Los procesos de modelado

Una parte de los procesos de erosión, y por tanto la morfogénesis, varían según las zonas climáticas (varían la meteorización, los modos de transporte y los depósitos de los materiales).

El clima puede verse, a su vez, modificado por la cubierta edáfica y vegetal.

La influencia directa del clima y el problema de su evaluación: el clima interviene directamente sobre el modelado en aquellas regiones y zonas donde la cubierta vegetal y edáfica es escasa y poco densa, especialmente en los medios fríos y áridos.
La influencia indirecta del clima por la modificación de las condiciones climáticas en la superficie del suelo:
La cubierta vegetal y edáfica es capaz de modificar las condiciones climáticas que afectan directamente a las rocas. Así, puede observarse: modificación de la intensidad del viento, modificación de las temperaturas y modificación del régimen hídrico y de las condiciones hidrológicas.
El modelado no climático: el esculpido de las formas de relieve también se realiza: según la acción de elementos no vinculados al clima (azonales) y según elementos vinculados a una o varias zonas climáticas, pero no a todas (polizonales).

Los sistemas morfogenéticos del planeta

Un agente morfogenético puede desencadenar más de un proceso elemental. Estos procesos elementales dan lugar a procesos complejos. El conjunto de los procesos complejos forman el Sistema Morfogenético.

TEMA2: La meteorización

Los procesos de preparación del material. La meteorización físico-mecánica: las clastias. La meteorización química y bioquímica: la alteración. Es el acto inicial de la morfogénesis. Es el conjunto de modificaciones mecánicas, físicas y químicas que sufren los materiales rocosos en el contacto con los agentes atmosféricos.

La meteorización depende de la resistencia que tenga la roca frente a los agentes atmosféricos.

Tipos de rocas:

Rocas sedimentarias: su espesor en relación con la corteza terrestre es mínimo pero la mayor parte de la superficie terrestre está ocupada por las rocas sedimentarias (arcillas, lutitas y pizarra (51%), arenas y areniscas (15%) y calizas (7%)).

Rocas magmáticas y metamórficas (endógenas): plutónicas (15%), metamórficas (8%) y volcánicas (3%).

La meteorización da lugar a fragmentos rocosos, dependiendo del tamaño de estos fragmentos podemos diferenciar entre: bloques, cantos, grava, gravilla, arenas gruesas, arenas medias, arenas finas, limos gruesos, limos finos y arcillas.

En toda estructura superficial encontramos: el esqueleto de la formación superficial. El esqueleto pueden ser todos del mismo tamaño lo que se denomina un depósito bien clasificado o pueden ser distintos, es decir, con un depósito mal clasificado.

Además, encontramos materiales finos, lo que se denomina la matriz (rellena los huecos entre los esqueletos).

Composición del suelo

La superficie del suelo está formada por fragmentos rocosos de diverso tamaño. Las formaciones detríticas (rocas que proceden de otras rocas) superficiales pueden ser afectadas por acciones químicas deformando la descomponiendo la roca madre como puede ser el granito y la pizarra; cada tipo de roca es afectada de forma diferente según su constitución. El producto de la meteorización que cubre la roca original se le denomina regolito, solo material mineral.

Una capa en donde se produce una mezcla entre elementos orgánico y materia mineral se conoce como suelo. Los suelo aparecen divididos en horizontes:

-El primer horizonte que encontramos es el A y está asociado al enriquecimiento del suelo; encontramos el A0 hojarasca: es la acumulación de materia orgánica en descomposición.

-En el horizonte A1, humífero se forma el humus donde la materia orgánica ya ha sido procesada y mezclada con la materia mineral.

-En el horizonte A2, eluvial, los materiales por la acción del agua dan lugar a ácidos

-El horizonte B es una capa de acumulación donde se van infiltrando los elementos de las capas superiores.

-El horizonte C se corresponde con la roca madre en lo más profundo (aunque puede estar al descubierto), y progresivamente se va meteorizando por los agentes químicos hacia y entrando en interacción con las capas superiores con la materia orgánica.

TEMA 3: Procesos morfogenéticos en los medios fríos

El dominio glaciar

El dominio glaciar se define en función de la presencia de su agente morfogenético fundamental, los glaciares, y de las acciones de modelado del relieve que desarrollan.

Los glaciares son voluminosas acumulaciones de hielo sobre las superficies continentales que tienen dinámica propia, que tienen movimiento. Se extienden por diferentes áreas continentales del Planeta, acumulando volúmenes de agua distintos, según su desarrollo, y adoptan formas muy variadas. Los principales tipos son dos: los glaciares regionales o inlandsis y los glaciares locales.

Los primeros, los inlandsis, son los de mayor dimensión; su extensión supera el millón de km². Sólo existen dos en la Tierra: el de la Antártida (12.500.000 km²) y el de Groenlandia (1.560.000 km²).

Los glaciares locales tienen dimensiones mucho más reducidas, sus longitudes máximas implican a unas decenas de kilómetros, y por lo general se encuentran instalados en áreas montañosas que adquieren la suficiente altitud como para que el frío asegure su permanencia.

Acumulación, ablación y balance glaciar

El dominio glaciar se caracteriza por recibir unas precipitaciones sólidas que, a causa de su abundancia o de la permanencia de bajas temperaturas, no se funden completamente a lo largo del año.

El conocimiento de las condiciones de formación, evolución y desarrollo de los glaciares actualmente se realiza a través de establecer el balance de masa del glaciar. Los términos que permiten establecer el Balance neto de Masa Glaciar (Bn) son la Acumulación (Ac) de agua en estado sólido y la Ablación (Ab) o pérdida de ella.

La línea de equilibrio glaciar (ELA)

El intento de definir la glaciación de una región montañosa se ha hecho, frecuentemente, por medio de definir la altitud por encima de la cual se instalan los glaciares. De esta manera, se definieron en bastantes montañas las altitudes de las nieves perpetuas o la altitud que alcanzaba la línea de nevé sobre los glaciares. Pero a partir de extenderse y difundirse los métodos de establecimiento del Balance de masa glaciar en montañas de muy distintos continentes y latitudes, especialmente durante las décadas de 1980 y 1990, se ha empleado un nuevo parámetro que difiere de aquellos, el de la Línea de altitud de equilibrio glaciar (ELA).

Esta línea de altitud, la línea de equilibrio glaciar, es la curva de nivel que diferencia sobre el glaciar el área de acumulación del área de ablación. Por encima de ella el Balance de masa en el glaciar es positivo y por debajo de ella ese Balance es negativo. Así, a lo largo de ella el Balance estará equilibrado, será igual a 0. Si el Balance total de masa de un glaciar está equilibrado, en su conjunto, su línea de equilibrio glaciar es denominada línea de equilibrio del glaciar en estado uniforme.

Para calcularla en un glaciar determinado se establecen los términos del Balance de masa, en diferentes tramos altitudinales, por medio de puntos de control en los que se define, por medición directa, la acumulación y ablación anual. También se han propuesto diferentes aproximaciones teóricas, sin medición directa, por medio de aplicar determinadas relaciones, o ratios, calculadas a partir de las observaciones y mediciones realizadas en glaciares de la misma latitud. Así, la altitud de la ELA en estado uniforme se calcula, en ocasiones, por medio de la relación entre la altitud menor y mayor del hielo multiplicada por una razón, que para los glaciares templados ha sido calculada en 0,35/0,4 [hmin + (hmax-hmin) R]. También se ha calculado dicho parámetro por medio de calcular la relación entre el Área de Acumulación respecto al Área total del glaciar, la cual para los glaciares templados es de 0,6 0,05.

CLASIFICACIÓN Y TIPOLOGÍA DE LOS GLACIARES ACTUALES

Los glaciares del planeta son de muy diferentes tipos, ocupan cada uno de ellos extensiones variadas (desde millones de km²hasta algunas hectáreas) y su estado físico, según las temperaturas que se registran en su área de acumulación son muy diferentes.

Según su ESTADO FÍSICO, derivado de la temperatura de la masa de hielo en la parte superior del aparato glaciar y del abastecimiento (acumulación) nival, los glaciares pueden ser clasificados en tres categorías:

Los glaciares polares o fríos cuya masa, en la zona de alimentación conserva siempre, incluso en el centro del verano, una temperatura inferior a 0º. Su temperatura media anual está próxima a los -8ºC y las precipitaciones que reciben son muy escasas, inferiores a los 500mm anuales. Son característicos de las regiones polares y de las partes más secas de las montañas asiáticas.
Por otro lado, se encuentran los glaciares templados, de influencia marítima, en los que la temperatura de su masa está muy próxima al punto de fusión. Ocupan regiones con una temperatura media anual próxima a los 0ºC y reciben precipitaciones superiores a los 2000 mm. Su línea de equilibrio (ELA) está a baja altitud, cerca o por debajo de la línea del árbol. Tienen una importante ablación estival y, como vimos, su movimiento es rápido y su acción geomorfológica importante. Implican a las montañas de la Patagonia, Islandia, Noruega, montañas que bordean el Golfo de Alaska, algunas de las del Cáucaso, Alpes exteriores…
Por último, los glaciares intermedios o también llamados subpolares son aquellos en los que las temperaturas en profundidad son siempre bajas pero en superficie se da una fusión de la nieve durante los veranos. La temperatura media anual en ellos es de unos grados por debajo de 0ºC y las precipitaciones que reciben se comprenden entre los 2000 y los 500mm. El agua de fusión penetra en la masa de hielo y recristaliza inmediatamente, con lo que no se da agua líquida en profundidad, a diferencia de los templados.

Con un criterio dominante geomorfológico, la clasificación de los glaciares suele hacerse en función de la EXTENSIÓN, los tipos de regiones que cubren Y LA FORMA que adoptan. En primer lugar se diferencian los glaciares regionales, los inlandsis, y los glaciares locales.

LOS INLANDSIS

: Son enormes masas de hielo, que alcanzan extensiones de millones de kilómetros cuadrados, representadas en el mundo actual por el inlandsis de la Antártida (12.500.000 km2) a las que habría que añadir 1,5 millones de km² para los hielos flotantes, y por Groenlandia (1.560.000 km2). Como ya se ha mencionado, su existencia se debe fundamentalmente a las bajas temperaturas que generan una ablación muy reducida, perteneciendo al tipo de glaciares fríos o polares.

La forma de estos glaciares es de cúpula rebajada, con una topografía suave, de escasos obstáculos salvo en sus bordes, que alcanza unas altitudes considerables en función de la acumulación. Su gran espesor les permite no tener relación con la topografía sobre la que se asientan, es independiente del sustrato, inundan por completo el relieve, sobresaliendo exclusivamente algunas altas montañas sobre la superficie del hielo como el Monte Vinson en las montañas Ellsworth de la Antártida (4.897 m), completamente aisladas, que reciben el nombre de nunataks. Pero ellos son raros.

La masa de hielo antártica ha sido evaluada por Lorius en unos 30 millones de km³, con espesores que alcanzan los 4.800 m a 70º de latitud sur, encontrándose por tanto el sustrato rocoso bajo el nivel del mar.

Groenlandia tiene unas dimensiones más reducidas. Solamente 1,8 millones de km² en su inlandsis. En él se diferencian dos plataformas o domos, norte y sur, de los cuales el primero supera los 3.000m de altitud. Tanto en Groenlandia como en la Antártida la altitud, junto a la latitud, juegan un papel decisivo en cuanto a sus bajas temperaturas. Éstas son muy variadas a su vez, ya que pueden alcanzar frecuentemente los 50 o bajo cero y excepcionalmente son más bajas (-90 es la mínima récord en la Antártida).

Una situación anticiclónica permanente domina los inlandsis que, en la Antártida, da lugar a una zona central, de muy débiles precipitaciones, las cuales son exclusivamente en forma sólida, con vientos poco frecuentes. La superficie del suelo se encuentra cubierta de nieve, endurecida en algunos sectores a causa de tempestades locales. Hacia los bordes existe una zona periférica de vientos divergentes y violentos que forma un anillo de gran anchura (700/800 km), donde la cubierta nival es más irregular, generalmente endurecida, que llega hasta las barreras sobre el océano.

Por último, la zona oceánica externa, ya fuera del dominio de los anticiclones, que comprende las islas, la parte exterior de las barreras y la Tierra de Graham, recibe ya unas precipitaciones abundantes.

Desde un paisaje de gran uniformidad en el centro de los inlandsis, de grandes domos de nieve y hielo, se pasa hacia unos bordes en los que la topografía es más accidentada, los nunataks son más frecuentes, y el hielo se individualiza en lenguas en función de los valles. Es allí donde el hielo funde (Groenlandia) o se canaliza hasta el mar (Antártida).

Son lenguas que alcanzan dimensiones considerables, por ejemplo la de Beardmore hacia el Mar de Ross se desarrolla en 200 km de largo por 40 de ancho; alcanzan frecuentemente el mar y, las olas, las rompen en acantilados dando lugar a los icebergs.

Estas lenguas que alcanzan el mar, son diferentes de las barreras (ice-shelves) o hielos flotantes, ya que estas, son golfos ocupados por nevé flotante sobre el que se acumulan las precipitaciones nivales.

Los GLACIARES LOCALES, tienen por el contrario una dependencia muy marcada de la topografía sobre la que se instalan, además de la propia dependencia climática, suelen corresponderse con las altas montañas. Hay diferentes categorías:

a) LOS GLACIARES DE PIEDEMONTE, en los que la alimentación es muy abundante, sobrepasando los hielos el valle propiamente dicho, e instalando su terminación en el ante país de la cadena montañosa.

Sus cabeceras están formadas por un conjunto de circos que emiten el hielo por medio de valles secundarios hacia un valle principal, donde se desarrolla una lengua, generalmente ya por debajo de la línea de equilibrio glaciar, cuya longitud puede ser de decenas de km (40-50 km).

Llegan al piedemonte donde extienden un lóbulo, en forma de semicírculo (5-20 km de diámetro). Son glaciares típicos de las regiones subhúmedas, como Alaska (Malaspina, en la cadena del San Elías, Bering, Alsek), o Chile meridional.

Se encuentran en regiones con un margen muy amplio entre la línea de equilibrio y la máxima altura (6000m con ELA a 600-800m).

b) LOS GLACIARES DE VALLE, son los más simples y característicos. Respecto a los anteriores les falta el lóbulo de piedemonte y sus dimensiones son inferiores a las de aquellos. El mayor es el de Fedschenko (77km) en el Pamir, seguido por el Baltoro (56 km) en el Karakorum. En los Alpes sus dimensiones son más reducidas ya que el más largo de ellos, el Aletsch, sólo alcanza 24km.

Los glaciares de valle se desarrollan en dos tipos de regiones:

1.- Las montañas de las zonas templadas (Alpes, Asia central, las Rocosas), donde los desniveles son fuertes y la diferencia de altura entre la ELA y las cumbres es bastante más reducido que en los glaciares de piedemonte.

2.- Algunas regiones polares o subpolares de alimentación no muy abundante (Nueva Zembla, Spitzberg, parte de la Tierra de Francisco José…) donde el margen entre la ELA y las cumbres aumenta de nuevo.

Cuanto más seco es el clima, los glaciares de valle se desarrollarán mejor cuanto mayor sea el margen entre las cumbres y la ELA. En los Alpes, con abundantes precipitaciones, bastan 2000 m para que se desarrollen, mientras que el Himalaya tibetano, más seco, necesita más de 3000 m. Los grandes glaciares del Asia central solamente deben su existencia a que están alimentados por montañas excepcionalmente elevadas.

Cuando el hielo es abundante, numerosas corrientes que provienen de los circos superiores confluyen hacia la parte media del glaciar. Y es a partir de esta confluencia cuando se individualiza la lengua. La confluencia suele venir marcada tanto por un ensanchamiento en el glaciar como por un aumento del espesor de hielo. Es un lugar que, por extensión del topónimo en el glaciar del Aletsch, se denomina Plaza de la Concordia; alcanzando allí el hielo un espesor de 792 m. A estos glaciares con numerosas cabeceras y una lengua se les denomina “glaciares alpinos compuestos”. Si la alimentación es más escasa, la lengua se desarrolla menos y la zona de convergencia se encuentra muy próxima al a extremidad del glaciar, dando en los casos extremos lenguas atrofiadas como en el glaciar Gorner.

C) LOS GLACIARES SIN LENGUA

Son aparatos simples, elementales, cuyo desarrollo en altitud es siempre más reducido -no sobrepasan algunos centenares de metros de desnivel. Sin embargo, su extensión superficial puede ser grande, aunque sólo en el caso de algunas formas: los glaciares de plataforma.

En conjunto se localizan en las regiones en que el margen altitudinal entre los puntos culminantes y la ELA es de las más reducidas. También están repartidos ampliamente en la superficie del planeta. Se encuentran en las regiones polares (casquetes de hielo del archipiélago de Francisco José) donde ocupan las regiones más bajas y secas, en las montañas templadas (fjells noruegos, Pirineos) o subtropicales (Sierra Nevada) y tropicales (Andes peruanos y bolivianos y África oriental). Son las únicas formas que existen en las montañas donde las condiciones son favorables a la glaciación de las zonas áridas y de la zona intertropical, donde se da una gran lejanía entre la ELA, situada a gran altitud, y las cumbres: Pocas montañas superan los 6000 m en estas zonas.

Dentro de estos glaciares elementales hay diferentes tipos que pueden agruparse en dos:

1.- Glaciares en casquete con escorrentía divergente, constituidos por un casquete cubierto de nevé, abombado hacia el centro, en una posición topográfica culminante, de manera que el hielo escurre hacia sus bordes. Cuando la alimentación es abundante, el dibujo del borde se complica ya que aparecen lenguas divergentes y se pasa a la categoría de los glaciares compuestos (Vatna Jökull), participando incluso de unos grandes desniveles.

Normalmente, los glaciares de casquete con escorrentía divergente tienen una topografía poco contrastada, de plataforma más o menos extensa, o bien son conos volcánicos ampliamente recubiertos. Entre las primeras, destacan las superficies de aplanamiento de macizos antiguos que se desarrollan unos 200 o 300 m por encima de la ELA, y son típicos los glaciares de plataforma de las montañas noruegas. Cuando el margen es mayor, no son iguales ya que desarrollan lenguas que descienden por valles encajados.

Son relieves construidos recientemente, con una topografía regular, ideal para la instalación de casquetes de hielo, mientras que las condiciones climáticas son desfavorables para su desarrollo y, por tanto, para la construcción de lenguas. También aparecen en las grandes cadenas plegadas alpinas, son los domos de hielo, que ocupan cumbres aplanadas por encima de la ELA, pero sus flancos con vertientes de gran pendiente no permiten mantenerse a la nieve o el hielo.

2.- Los glaciares de escorrentía convergente: Estos no son nunca culminantes; ocupan depresiones dominadas por relieves rocosos, que pueden elevarse bastantes centenares de metros por encima de ellos. Debido a ello, pueden situarse entonces bastante por debajo de las líneas de equilibrio, mientras que las cumbres y aristas no tienen ni glaciares ni neveros.

Si estos glaciares están por encima de la ELA, la alimentación combina avalanchas y caída de nieve, siendo ambas suficientes para que el glaciar ocupe toda la depresión: glaciar de circo, de forma globulosa.

TEMA 4: Tema de las exposiciones de clase

Arroyada difusa y concentrada

Se llama arroyada al proceso de transporte del material meteorizado por las aguas no canalizadas de forma estable y permanente que circulan con carácter temporal. Esta agua circula en los interfluvios y arrastran materiales en vertientes. La arroyada es capaz de modificar el relieve de manera muy importante. Es un proceso que se encuentra presente en todo el mundo, pero es en las regiones áridas donde mejor se observan sus huellas. Su acción morfogenética se traduce en fenómenos de ablación, transporte y sedimentación.

La arroyada se desencadena por el aporte repentino de agua, bien de lluvia bien tras el deshielo de la nieve, bien por la saturación del nivel freático hasta desbordarse. Cuando el nivel freático está saturado la arroyada se hace más efectiva y arrastra fragmentos de mayor tamaño, es entonces cuando se sobrepasa la capacidad de infiltración. La capacidad de infiltración depende de la vertiente y de la porosidad de la roca. La arroyada solo puede desencadenarse si el balance hídrico presenta un excedente.

Se forma cuando empieza a llover, debido a la impermeabilidad del suelo. Esta impermeabilidad puede deberse a la propia lluvia, ya que el impacto de las gotas de lluvia puede conducir a la impermeabilización, es lo que llamamos erosión pluvial, es consecuencia de la destrucción de los agregados.

También se puede formar la arroyada cuando el suelo es suficientemente poroso, pero llega un momento en el que el suelo se satura, y el agua rebosa y hace que discurra por la superficie. El rendimiento morfogenético es mucho menor que en el primer caso.

En casos extremos puede que la arroyada de saturación no realice ningún trabajo.

La circulación del agua puede dar lugar a tres modalidades de la arroyada:

Arroyada en placas: El agua circula en manto. Es una placa de agua que circula a lo largo de la vertiente. Es muy discontinua, porque rápidamente se filtra. La capacidad de transporte es muy pequeña.
Arroyada difusa: el agua se concentra en pequeños hilillos que se cruzan entre sí, dando lugar a una especie de red, que circula ladera abajo. No produce excavación.
Arroyada concentrada: el agua se concentra en hilos más importantes. Realiza un trabajo de excavación.

La formación de la arroyada depende de múltiples factores, como la intensidad de lluvias o características del suelo.

Condiciones en las que se producen las modalidades de las arroyadas

Las condiciones en las que se produce la arroyada en placas y la difusa son muy similares, cierta duración de las precipitaciones que da lugar a una u otra forma de la arroyada, en función de las condiciones del suelo, más concretamente de la granulometría. También la vegetación impide la formación de la arroyada en placas y la difusa. Es difícil separar la arroyada en placas de la difusa, normalmente aparecen juntas, y sus efectos morfogenéticos son los mismos.

La aparición de la arroyada elemental concentrada, requiere otras condiciones. Para que aparezca se requiere cierta cantidad de agua y cierta velocidad de la misma.

La arroyada en placas y la difusa actúan en la superficie, mientras que la arroyada concentrada labra una pequeña incisión, su efecto es puntual, tiene que haber un material mueble que el agua pueda transportar. Cuanto mayor velocidad más competencia tiene el chorro de agua, y más capacidad de incisión tiene el agua. En función del tipo de precipitación y la pendiente, dependerá la velocidad y cantidad del agua.

Efectos morfogenéticos de la arroyada

– Arroyada en placas y arroyada difusa: Normalmente actúan conjuntamente. La única diferencia es el grado de competencia, es ligeramente más competente la arroyada difusa. Ambas no tienen competencias para excavar, no generan formas concretas de relieve, hacen un labrado generalizado de la vertiente. Pueden provocar pequeñas acumulaciones detrás de un obstáculo. Tienden a suavizar la pendiente. Estas dos modalidades actúan en la parte alta de manera poco eficaz, ya que hay poca agua. En la parte media se produce un incremento del agua, donde se lleva a cabo una ablación importante. En la parte baja abandona el material. En determinadas condiciones morfoclimáticas, pueden generar formas importantes, son los glacis, que son labrados sobre todo por la arroyada difusa, se da en ámbitos meridianos.

En geomorfología, un glacis es un accidente geográfico que consta de una suave pendiente (menor del 10%) generalmente formada por la lixiviación y posterior deposición de las partículas finas de un cono de deyección o una ladera.

Son formas planas y se encuentran siempre flanqueados por relieves montañosos y vigorosos que actúan como área de captación de caudales hídricos y de «área fuente» de parte de los derrubios movilizados por ellos (glacis rocoso o de erosión) como sobre material detrítico acumulado (glacis detríticos o de acumulación) o presenta ambas modalidades (glacis mixto). También se puede encontrar el termino pediment para los glacis modelados sobre roca uniformemente dura.

Glacis coluvial o erosivo o también llamados rocosos son modelados por la arroyada difusa sobre roquedo compacto in situ y muestra en su arranque una separación con las laderas de los relieves que los dominan.

Glacis de derrame o de acumulación. Se desarrollan sobre depósitos llevados por la arroyada y enlazan con los relieves de la cabecera sin ruptura ni pendiente.

– Arroyada concentrada: Su efecto morfogenético es una incisión conocida con el nombre de cárcavas, hay diferencia entre cárcavas y rigolas, las rigolas son una incisión de pequeñas dimensiones, mientras que una cárcava es cuando la incisión ya tiene unas ciertas dimensiones.

Las cárcavas son los socavones producidos en rocas y suelos de lugares con pendiente a causa de las avenidas de agua de lluvia. Estas producen la llamada erosión remontante. Se concretan, normalmente, en abarrancamientos formados en los materiales blandos por el agua de arroyada que, cuando falta una cobertura vegetal suficiente, ataca las pendientes excavando largos surcos de bordes vivos.

Actúa de manera localizada. En función de la acción del agua, la cárcava presenta un perfil característico en V, que comporta unas paredes abruptas y un fondo muy estrecho por donde circula el agua. Las cárcavas son difícilmente colonizables por la vegetación, sólo en determinadas condiciones el fondo puede ser colonizado por la vegetación, lo cual supone una dificultad para que el agua circule, de esta manera podría estabilizarse la cárcava. Cuando son cárcavas de gran tamaño, la forma del perfil puede modificarse. En las cárcavas de gran tamaño, la zapa lateral va abriendo el fondo y adquiriendo un perfil en U, esto suele ocurrir cuando el agua que circula encuentra un perfil coherente. Pueden aparecer las cárcavas aisladas, pero con frecuencia se encuentran juntas, esto se conoce como Bad Land.

Las tierras baldías o badlands son un tipo de paisaje ruiniforme de características áridas y de litología rica en lutitas, extensamente erosionado por el viento y el agua. Cañones, cárcavas, barrancos, canales, chimenea de hadas (columnas de roca con formas en sus picos) y otras formas geológicas del estilo son comunes en las tierras baldías. Estas tierras pueden presentar una espectacular gama de colores, que alterna capas que van del negro azulado oscuro, característico del carbón, al blanco del caolín o el yeso, pasando por el rojo brillante, característico de algunas arcillas.

Características.

Algunas de las capas de fósiles más importantes se han encontrado en este tipo de tierras, donde las fuerzas de la erosión han expuesto las capas de sedimentos y la falta de vegetación hace que el trabajo del agrimensor sea relativamente fácil.

Localizaciones preferentes

Algunas de las formaciones de tierras baldías más conocidas se pueden encontrar en los Estados Unidos y Canadá. En los EE.UU. el Theodore Roosevelt National Park en Dakota del Norte y el Badlands National Park en Dakota del Sur poseen extensas formaciones de tierras baldías. Otra famosa área de formación de estas tierras es el Toadstool Geologic Park en el Oglala National Grassland al noroeste de Nebraska. Existe una zona con un considerable número de tierras baldías en Alberta, Canadá, sobre todo en el valle del río Red Deer, donde se encuentra el Parque Provincial de los Dinosaurios. El Royal Tyrrell Museum of Palaeontology en Drumheller, Alberta también se encuentra en un terreno de tierras baldías, pues contiene numerosos fósiles encontrados en el área.

En España se puede encontrar un amplio paisaje de badlands en Andalucía Oriental, rodeando el valle de los ríos Guadix y Fardes, en la Accitania (provincia de Granada). Además, en Almería ocupan un 15%. También en el valle del Ebro (los Monegros, las Bardenas Reales).

Sufusión (Piping).

Es el resultado morfogenético de la circulación subsuperficial del agua. El agua que circula próxima a la superficie, tiene diferentes consecuencias que la superficial, transporta elementos del suelo que han sido disueltos. Puede efectuar un arrastre mecánico de las partículas, el arrastre es mayor cuando el agua subsuperficial se concentra en canalillos. Se va produciendo un vacío de material. Allí donde el agua realiza ese transporte mecánico, se puede formar un conducto hueco que recorre la pendiente en su totalidad.

El Piping puede ser un primer paso para la aparición de cárcavas.

Llanuras aluviales y terrazas

En términos generales definimos una llanura como un lugar de escaso relieve o de desniveles levemente marcados, en contraposición a las áreas de montaña en las que las diferencias de altura están mucho más acentuadas.

Pero en realidad las llanuras no son nunca totalmente planas ya que podemos encontrar zonas altas con lomas o divisorias de agua y zonas bajas o depresiones. Dependiendo de su origen podemos clasificarlas en: aluviales que son las que derivan de la acción fluvial (ríos), eólicas, cuando el agente moldeador es el viento, marinas, cuando su formación se debe a la acción del mar y glaciales, cuando es el hielo el principal agente moldeador.

Las llanuras aluviales son superficies más o menos planas generadas por la acción de los ríos. Éstas son formas de acumulación o sedimentación fluvial a diferencia de las peniplanicies que se forman a través de la degradación o la erosión fluvial.

Para comprender los procesos fluviales es necesario definir previamente algunos parámetros:

La erosión producida por un río se inicia en las partes bajas de su cauce para luego remontarlo, siendo la actividad erosiva mayor cuanto más grande es la pendiente topográfica que tiene que salvar.

Caudal: es el volumen de agua que pasa por una sección del cauce de un río en una unidad de tiempo.

Todo río posee un límite, por encima del cual erosiona y por debajo del cual deposita los sedimentos (se denomina línea neutra) [Aubouin et al. 1980]

La acumulación fluvial se produce cuando el peso del material transportado supera la capacidad de carga del río.

Capacidad de carga o transporte: Es la carga sólida máxima que puede llevar el curso de un río a una determinada velocidad. Si se supera ese límite, el excedente de carga sólida se deposita, si es al contrario, el propio río erosiona su cauce.

Nivel de base: es el nivel por debajo del cual los ríos no pueden erosionar su lecho. El nivel general suele ser el nivel del mar y se prolonga por debajo de los continentes.

Perfil de equilibrio: es la forma que suele adoptar el lecho de un río de manera longitudinal a lo largo de su recorrido según la cual no debería existir erosión ni sedimentación. Por supuesto, esta situación rara vez se presenta en la naturaleza aunque ciertos ríos se acercan relativamente.

Un delta es un tipo de llanura aluvial que puede formarse en las desembocaduras de los ríos en mares, océanos, lagos o estuarios. Los deltas son más frecuentes en aquellos mares cerrados o protegidos, donde las corrientes marinas no son tan fuertes como por ejemplo en el Mar Mediterráneo.

El material transportado por un río se deposita, al perder velocidad la corriente en su desembocadura.

Los meandros se corresponden (en la evolución geomorfológica de los ríos) a la etapa de senectud o vejez del paisaje. Las pendientes muy suaves, con relieves poco marcados y ríos que divagan son los responsables de la formación de meandros (curvas amplias y pronunciadas en los cursos fluviales).

El proceso de incisión o encajonamiento progresivo de un cauce se debe a un desequilibrio entre la capacidad de transporte de la corriente y el suministro de carga sólida. Para corregir dicho desequilibrio las aguas aumentan su carga sólida tomando sedimentos del propio lecho del río, produciendo una erosión de fondo y un encajonamiento de los caudales en ríos progresivamente más profundos.

Un cauce encajonado de esta forma aparece cuando las fuerzas erosivas debidas a la concentración de los caudales superan la resistencia de los materiales por los que discurren. Su evolución depende de las características del mismo tramo donde comienza el proceso de incisión, así como de los cambios producidos aguas arriba y aguas debajo de este tramo, que afectan a su estado.

Son muchas las causas que pueden desencadenar el proceso de incisión de los cauces, debidas a procesos naturales (cambios de clima, descenso del nivel de la base, entre otros.) o a cambios inducidos por el hombre (cambios en los usos del suelo, modificaciones del cauce, etc.), ajenas al río o intrínsecas al mismo como un aumento de la pendiente del valle, por deposición de sedimentos.

Se denomina terreno inundable a todo aquel que se presenta cercano a la zona de un río y que se ubica en terrenos con características onduladas o levemente onduladas.. Este término se utiliza para referirse específicamente a terrenos que poseen características que los vuelven más vulnerables que otro tipo de zonas a ser afectadas por inundaciones.

Las llanuras aluviales se originan en el depósito de sedimentos que han sido traídos por los ríos o arroyos con caudales en situaciones extremas. Los sedimentos que han sido transportados y depositados formaron con el tiempo terrenos con forma de planicies de poca pendiente que se han vuelto terrenos sumamente fértiles para realizar tareas de agricultura.

Los terrenos que son inundables debido a la acción natural suelen presentar las siguientes formas:

Conos de deyección o abanicos aluviales.
Deltas fluviales.
Llanuras costeras, que suelen inundarse durante la presencia de mareas altas.
Depresiones en el terreno con zonas que se encuentran en niveles inferiores al nivel del mar, con presencia de aguas que llegan desde el mar.

Las llanuras aluviales en sus diferentes tipos (pedemontanas, deltaicas, encauzadas, extensas, intermontanas, etc) y también aquellas que derivan de la acción combinada con otros agentes (eólicos, glaciales, marinos) constituyen las reservas más importantes de agua subterránea.

Los caracteres hidrodinámicos de los acuíferos emplazados en llanuras aluviales (recarga, circulación, gradientes hidráulicos, descarga, caudales), dependen de sus propiedades físicas (porosidad, permeabilidad, espesor continuidad lateral, etc), de la forma y magnitud que tienen la recarga y la descarga y de las características morfológicas que tengan dichos ámbitos. Así, en una llanura pedemontanos con apreciable pendiente topográfica hacia la serranía aledaña, en cuyo ensamble se genera la mayor recarga, es dable esperar la presencia de acuíferos con elevada presión y caudal, siendo comunes las áreas de surgencia.

A medida que aumenta la distancia al ámbito serrano, se reduce la pendiente topográfica y el tamaño de grano generando esto último, una disminución en la permeabilidad y por ende en los caudales.

La composición mineralógica del esqueleto de un acuífero incide en la calidad química de sus aguas. Así los granos de feldespato que son mucho más alterables que los de sílice pueden ceder cantidades apreciables de Na y K. Los acuíferos emplazados en calizas por su parte, poseen aguas carbonatadas cálcicas y magnésicas.

La geomorfología también incide en la calidad química del agua subterránea. Las pendientes topográficas fuertes (ambientes pedemontanos) se traducen en gradientes hidráulicos y velocidades de flujo importantes. Como contrapartida, en áreas llanas con escasa pendiente topográfica, los gradientes hidráulicos y las velocidades de circulación son bajos. En el primer casi se tendrán aguas con menores tenores salinos que en el segundo.

Los ríos que construyeron llanuras aluviales cercanas a las costas marinas resultaron controlados en su actividad por las variaciones del nivel de los mares acaecidas durante el Cuaternario. En los últimos 1,5 millones de años se produjeron 5 grandes glaciaciones y otras 5 interglaciaciones la última de las cuales trascurre actualmente. Los periodos glaciales generaron un descenso general del nivel marino, en virtud de que el exceso de agua que formó las masas de hielo provino de los océanos. El descenso del nivel de base favoreció la erosión y ensanchamiento de los cauces. En los periodos interglaciares (cálidos), el ascenso del nivel de base dio origen a un relleno por acumulación en los cauces exhondados durante la etapa glacial. La reiteración de estos ciclos también resultó en la formación de terrazas fluviales en las zonas costeras, denominadas eustáticas pues son producto de la oscilación de nivel del mar.

El ascenso tectónico de los ambientes montañosos, se traduce en un descenso relativo del nivel de base y en el predominio de un periodo erosivo. La nivelación subsiguiente del relieve y el relleno de los valles y cauces, puede interrumpirse con una nueva elevación, situación que también genera terrazas llamadas tectónicas. Las terrazas que derivan de la alternancia de crecidas (acumulación) y bajantes (erosión) se denominan climáticas. La crecida de un río puede responder a un exceso de pluviosidad sobre su cuenca, al aporte de agua de deshielo en la época estival, o a ambos procesos.

Se denomina terrazas aluviales a las pequeñas zonas de suelo con componentes sedimentarios o elevaciones, que se formaron en valles con características fluviales a causa del depósito de sedimentos en los laterales del cauce del río en zonas donde las pendientes del terreno disminuyen, disminuyendo así la habilidad del terreno para arrastrar los sedimentos.

Los ríos atraviesan diferentes niveles de terreno, lo que produce las diferentes terrazas escalonadas del suelo y, al disminuir las pendientes, el agua deja de transitar diferentes zonas, lo que arrastra sedimentos.

Costas rocosas

El 75% de las costas del mundo son de este tipo. Son costas dominadas por procesos erosivos cuyo desarrollo está dado por las características tectónicas y geológicas, así como el clima de olas del mar adyacente. Los diferentes tipos de roca, configuraciones estructurales y climas de oleaje hacen que las costas rocosas sean variables. Pueden ser empinadas y suaves, irregulares y regulares, estables e inestables.

Su evolución es la siguiente. La secuencia de eventos de evolución de una costa rocosa comienza con una costa que incluye salientes y bahías. A medida que las olas atacan la costa, las salientes son erosionadas produciendo acantilados y plataformas costeras. Los acantilados están sujetos a erosión diferencial y se forman cavernas, arcos, peñascos (stacks).

También se pueden acumular playas de bolsillo entre las salientes producto del transporte de sedimentos a lo largo de la costa.

Un acantilado es un accidente geográficoque consiste en una pendiente o vertical abrupta. Normalmente se alude a acantilado cuando está sobre la costa, pero también pueden ser considerados como tales los que existen en montañas, fallasy orillas de los ríos. La mayoría de los acantilados acaban en forma de pendiente en su base; en áreas áridas o debajo de grandes acantilados, el talud es generalmente una acumulación de rocas desprendidas, mientras que en áreas de mayor humedad, las rocas del talud quedan cubiertas por una capa de tierra compactada por la humedad, formando un suelo. Probablemente, la variable más importante asociada con las costas acantiladas es su geología: litología, estratigrafía y estructuras.

La pendiente de un acantilado es generalmente más empinada en rocas resistentes y homogéneas y en zonas donde hay alta energía de oleaje. Si los procesos de meteorización son importantes y las olas pequeñas, el acantilado tiende a ser menos vertical.

Costas rocosas

También se pueden acumular playas de bolsillo entre las salientes producto del transporte de sedimentos a lo largo de la costa.

Tipos de morfoestructuras costeras:

Los acantilados, suelen estar compuestos por rocas resistentes a la erosióny al desgaste por la acción atmosférica, generalmente rocas sedimentarias como la limonita, arenisca, caliza, dolomía, aunque también pueden apreciarse rocas ígneascomo el basaltoo el granitoen estas formaciones.

Cuando un acantilado costero de forma tabular alcanza grandes dimensiones se le denomina farallón. Comienza con la excavación de una cuevaen la pared del acantilado.

Cascadas. Las cascadas pueden darse en las zonas costeras. Este tipo de cascadas se denominan cascadas Repisa, que se forman cuando el agua cae, vertical o casi vertical, desde un acantilado casi plano, siendo relativamente ancha en la parte superior.

Un escarpe es un caso particular de acantilado, formada por el movimiento de una fallatectónicao un derrumbe. Muchos acantilados también presentan cascadasy grutas excavadas en la base. A veces los acantilados mueren al final de una cresta, creando estructuras pétreas singulares.

Unaplataforma conformada por las olas, o unaplataforma costeraes el área estrecha y plana que se encuentran a menudo en la base de unacantiladomarino o a lo largo de la orilla de unlago,bahíaomarque es el resultado de la acción deerosiónde las olas. Estas plataformas suelen ser más evidentes durante lamarea bajacuando se hacen visibles como enormes extensiones de roca plana. A veces el lado de tierra de la plataforma está cubierta por arena, formando la playa, y la plataforma sólo puede ser identificada en las mareas bajas o cuando las tormentas desplazan laarena.

Hay dos tipos de plataformas: las horizontales y las levemente inclinadas (5°‐ 30°). El ancho es variable, pero generalmente se encuentran en la zona intermareal: Zona comprendida entre los niveles de pleamar y bajamar.

Unaterraza marinaes unaccidente geográficoque consiste en una plataforma que ha sido expuesta como resultado de la combinación de dos fenómenos:variaciones del nivel del mary cambiostectónicosde alzamiento ysubsidenciaa lo largo de la costa.

Su morfología se puede representar como una estrecha franja costera suavemente inclinada hacia el mar, cubierta, la mayoría de las veces pordepósitosmarinos (típicamentelimos, arena, gravilla) oeólicos

Bancos: los ríos arrastran en su caudal partículas de rocas que son depositadas al llegar a la boca del estuario, donde se acumulan en forma de bancos costeros de arena. Estos bancos, con el tiempo, crecen y se ordenan por la acción del rompiente de las olas en largos cordones paralelos a la costa hasta constituir largas barras que separan el mar y la tierra. Hacia fuera, en el mar, la fuerza de la rompiente constantemente reconstruye y ordena la barra arenosa, y hacia dentro se forman grandes lagunas donde el agua dulce de los ríos se mezcla con el agua salada que ingresa del océano.

Formación de cuevas: el proceso para crear una cueva comienza cuando hay olas destructivas que impactan contra la pared de un acantilado y dan lugar a cortes entre las marcas de las mareas alta y baja, principalmente como resultado decorrosiónyenergía hidráulica, creando una muesca cortada por las olas. Esta muesca paulatinamente se expande para crear una cueva. Su evolución puede darse en caso de la persistencia de las olas. Las olas socavan ésta parte hasta que el techo de la cueva no puede ser sostenido por la presión y erosión que actúan sobre él, y colapsa, lo que resulta en la retirada del acantilado hacia tierra firme. La base de la cueva forma la plataforma mientras que la erosión de las olas deshace el material derrumbado formando trozos pequeños, mientras que algunas partes del acantilado quizás puedan ser lavadas por el mar. Esto puede suceder en el extremo de la plataforma, formando una terraza.

Geomorfología fluvial

Un lecho fluvial es el espacio por el que circula el agua de escorrentía que fluye con continuidad. Posee un caudal determinado, rara vez constante a lo largo del año, y desemboca en el mar, en un lago o en otro río, en cuyo caso se denomina afluente.

Desde la perspectiva geomorfológica, los cursos de agua son esencialmente agentes de erosión y transporte de sedimentos que, cada año transfieren grandes cantidades de material sólido desde el interior de los territorios drenados hacia las partes bajas de los mismos y hacia el mar. Estos canales transportan unas 19.000 millones de toneladas de materia cada año en todo el mundo.

En zonas secas, los ríos no contienen agua la mayor parte del año, son efímeros. Los ríos intermitentes fluyen estacionalmente al menos un mes al año. El más importante de todos es el agua de escorrentía ya que crea una gran parte del paisaje y forma llanuras de inundación.

El lecho fluvial está compuesto por:

Curso: es por donde corre el rio desde su nacimiento hasta su desembocadura
Afluente: son ríos secundarios que aportan aguas al rio principal.
Cuenca: es el territorio que ocupa el rio principal y sus afluentes.
Caudal: es la cantidad o volumen de agua que pasa por una sección determinada en un tiempo dado.

Por otra parte, una Cuenca Hidrográfica es la porción de un territorio que drena a un colector principal (río o lago), limitada normalmente por líneas de cumbres (Divisoria de cumbres, línea en un terreno desde la cual las aguas corrientes fluyen en direcciones opuestas).

Las Redes de Drenaje comprende toda el área de la cual una corriente y sus tributarios reciben agua y cada tributario tiene también su propia área de drenaje, que forma parte de la cuenca más grande. Las actividades de un río se desarrollan en el valle fluvial y en su cuenca de drenaje, que constituyen el paisaje fluvial.

El perfil longitudinal de un lecho fluvial es el ciclo de un río se divide en tres etapas principales, comparables a la edad del hombre. Desde zonas de cabecera hasta desembocadura el sistema fluvial va cambiando, adquiere mayor tamaño. La influencia terrestre de las orillas se debilita debido al aumento de caudal y carga de sedimentos provenientes de las zonas altas. El ecosistema fluvial varía en cada tramo del río, desde el nacimiento a la desembocadura, pudiéndose diferenciar tres tramos: alto, medio y bajo.

Tramo alto (juventud):

Ríos de montaña
Fuertes pendientes en sus laderas, vertientes y en el cauce.
Aguas claras.
Anchura del cauce pequeña.

El rasgo más característico de una corriente joven es la actividad de esa corriente y la rápida erosión de su cauce. En esta etapa, las laderas del valle llegan directamente a las orillas del río y adoptan un perfil transversal en forma de V. No existe planicie de inundación, o sólo una muy angosta. El gradiente de la corriente es pronunciado, marcado por cascadas y rápidos y los tributarios tienden a ser pocos y pequeños.

La juventud de un río corresponde a la parte más alta de la cuenca hidrográfica en donde se originan el caudal y los sedimentos. Está caracterizada por tener fuertes pendientes, velocidades altas y caudales bajos. El cauce transcurre por relieves escarpados y estratos rocosos principalmente. La energía del río se consume en profundizar el cauce.

Zona media, piedemonte o de madurez (Transporte de materiales): Pérdida de velocidad del cauce, con un ensanchamiento del mismo, lecho constituido por gravas y cantos rodados de menor tamaño.

En un río maduro, la velocidad de corte hacia abajo es más lenta; el gradiente más suave y la mayoría de las cascadas y rápidos han sido eliminados. A medida que avanza el ensanchamiento del valle con mayor rapidez que su profundización, comienza a formarse una planicie de inundación; y la corriente comienza a divagar o a hacer meandros a través de la planicie. En esta etapa ha alcanzado el valle su mayor profundidad. Es la de transferencia o transporte de agua y sedimentos de la zona de montaña a la zona baja. La energía del río se consume en profundizar y ampliar el cauce. El río forma meandros y trenzamientos.

Propios de valles abiertos y grandes llanuras de inundación, con pronunciados meandros sobre un lecho formado por sedimentos de granulometría fina. En la tapa de vejez, el ensanchamiento del valle, aunque lento, todavía predomina sobre el corte hacia abajo y la planicie de inundación es más ancha que la faja de meandros. Se caracteriza por tener pendientes bajas, velocidades bajas y altos caudales. El cauce transcurre en estratos aluviales de gran espesor. La tendencia del cauce es a ampliarse.

Según su comportamiento:

Torrentes: cursos de agua en zonas de montaña, pendiente longitudinal > 5%, piedras, cantos rodados, grava y arena, predomina el transporte de fondo, respuesta rápida a las lluvias, crecientes violentas y de corta duración.

Ríos torrenciales: suelen presentarse en las zonas de piedemonte, donde los torrentes depositan sus sedimentos, se suaviza la pendiente y comienzan a aparecer las características fluviales.

Ríos: caudales importantes, variaciones lentas de caudal, pendiente longitudinal < 1%,=»» lechos=»» de=»» arena,=»» limo=»» y=»» arcilla,=»» predomina=»» el=»» transporte=»» en=»» suspensión.=»» las=»» crecientes=»» se=»» forman=»» lentamente=»» y=»» son=»» de=»» larga=»» duración=»» (días,=»»>

Por otra parte, puede haber infinita diversidad de cauces. La diferencia en el trazado de cada uno de los cauces viene determinada por las características de la cuenca vertiente, siendo la forma del río la respuesta a esas características. El resultado es un amplio abanico de cauces fluviales, que pueden simplificarse en cuatro tipos básicos, en relación al índice de sinuosidad y al número de canales, a saber, rectos, trenzados, meandriformes y anastomosados.

Rectilíneo (Baja sinuosidad y con un único canal principal):

Los tramos rectos son inestables en la naturaleza, por tanto, prácticamente inexistentes pudiendo observarse algunos en ríos pequeños de bajo caudal.
Los ríos rectos no son frecuentes y en muchas ocasiones resultan del control que estructuras geológicas (tales como fallas, pliegues, fracturas, etc.) ejercen sobre el diseño de los canales.
Transportan carga en suspensión, de fondo y mixta y pueden tener gran competencia, llegando a mover incluso grandes bloques.
Son corrientes con alta energía, propias de zonas con pendientes longitudinales elevadas, y gran capacidad para el arranque y arrastre de material.
También muy inestables, ya que tienden a desaparecer pasando a otro tipo, sobre todo allí donde no presentan confinamiento y la llanura aluvial está sobre materiales fácilmente removilizables, ese carácter hace que apenas aparezcan depósitos antiguos derivados de canales rectilíneos.

A escala geológica desarrollan un proceso de sedimentación por retrorrelleno (backfilling) debido a variaciones del nivel de base, y sus efectos se propagan aguas arriba por la acreción de grandes cuerpos deposicionales, dando lugar a cordones sedimentarios con granulometría variada.

Trenzado (Baja sinuosidad y multicanalizados):

Múltiples canales de flujo
Barras e islas intermedias
Difícil medir la sinuosidad
Material del lecho: grava
Pendiente usualmente alta
Sección transversal ancha
Presentan un diseño multicanalizado y de baja sinuosidad. En este caso es poco frecuente el desarrollo de extensas planicies y barras en espolón y por lo general no se forman albardones.
Los sedimentos de corrientes entrelazadas o trenzadas son el resultado de la alternancia de las etapas de socavación por inundación y posteriormente, del relleno de múltiples canales interconectados dentro de los límites del valle de un rio.
Al progresar la gradación en el valle, las fases de inundación y sedimentación se reflejan en las superficies locales de erosión (fondo de los canales) y en las unidades apiladas que gradan de grueso a fino hacia arriba.
Típicamente, los depósitos de las corrientes entrelazadas muestran poca variación vertical o lateral.
A lo largo del curso se nota una disminución en el tamaño de los granos desde la fuente a la costa.

Meandriformes o serpenteados (Alta sinuosidad y con un único canal principal):

Sucesión de curvas unidas por tramos rectos
- Sinuosidad > 1.5
- Valles amplios
- Pendientes bajas
- Material transportado: arena
Los canales discurren sobre amplias planicies de inundación, de los que son separados por acumulaciones cordoniformes denominadas albardones.
El tipo más frecuente de acumulación en los canales son las barras en espolón, que muestran en su superficie el desarrollo de barras espiraladas.
Aunque con menos frecuencia algunos ríos meandriformes muestran también barras internas de canal.
Las corrientes que desarrollan meandros son usualmente aquellas de baja pendiente, con moderada carga de sedimentos y con fluctuaciones moderadas en la descarga.
La velocidad de la corriente es mayor a lo largo del «talweg» y también aquí es mayor el transporte de sedimentos, especialmente el de material más grueso. El transporte más activo de sedimentos ocurre cuando el rio está crecido y simultáneamente se produce la mayor erosión en la orilla de socavación.

Los procesos eólicos: Procesos de toma en carga y transporte. Las formas de erosión derivadas del viento

El viento es el movimiento en masa del aireen laatmósfera. Es un buen agente de erosión, aunque no tan efectivo como el agua o el hielo. Su acción, particularmente en zonas áridas, es responsable del transporte y deposición de grandes volúmenes de sedimentos creándose un paisaje eólico. Los materiales que pueden ser transportados por el viento son diversos: areniscas, arcillas, cenizas volcánicas…

La erosión es un proceso natural, llevado a cabo por los agentes atmosféricos que es capaz de degradar el suelo y transportar las partículas a otro lugar. Hay tres tipos de erosión: pluvial (precipitaciones), fluvial (agua de los ríos) y eólica (viento).

Por lo tanto, la erosión eólica es el desgaste de las rocas o el suelo debido a la acción del viento. Esta erosión suele ser lenta y para que tenga efecto el suelo tiene que estar desnudo, es decir, sin vegetación ni obstáculos.

Características

Los vientos tienen tres características principales: la velocidad que determina la cantidad de partículas que serán transportas, así como su tamaño y la distancia que se desplazarán. La dirección que determina la orientación de los mantos eólicos. Y turbulencia que es el levantamiento o desprendimiento de las partículas.

Principales factores que actúan en la erosión

Para que la erosión se lleve a cabo es primordial que actúen una serie de factores. Los más importantes son:

Clima: Los factores climáticos (del tipo de la temperatura, humedad, precipitación…) tienen una gran influencia en la realización de los procesos de erosión eólicos. Cuanta mayor sequía, elevadas temperaturas y vientos fuertes, más fácil es la erosión eólica.
Suelo: la erosión del suelo a partir del viento depende de la textura y estabilidad estructural. Los suelos con una textura más gruesa se erosionan más fácil y crean un estabilidad estructural menor.
Rugosidad de la superficie: Cuanto mayor es la rugosidad del suelo, menor es la velocidad que puede alcanzar el viento por lo que las partículas disminuyen su capacidad de traslación.
Vegetación: Es uno de los factores más importantes en la erosión eólica. Esta actúa como una capa protectora para el suelo evitando así que la acción del agua o el viento lleguen a él y puedan erosionarle.

Tipos de erosión eólica

El primero es la abrasión que tiene lugar por acción natural al chocar las partículas transportadas contra la superficie del suelo. Requiere del transporte de elementos que sean cortantes. Mediante la abrasión se producen orificios o acanaladuras en la roca. De esta forma se crean las rocas fungiformes (cuando una masa rocosa destaca sobre un llano es erosionada por la base a través de la abrasión.) El segundo es la deflación que se produce al levantarse las partículas que están sueltas en la superficie terrestre. Las partículas más finas (arcillas) son las que más fácil se levantan. Este proceso actúa donde el terreno está completamente seco y recubierto por pequeños granos procedentes de la meteorización de las rocas o te alguna sedimentación anterior causada por el agua. La principal forma de erosión producida por la deflación son las depresiones de deflación, unas pequeñas cuencas de poca profundidad que se llenan de agua convirtiéndose en barro. El tercer factor es la atrición que es el desgaste mutuo de las partículas al chocar entre sí.

Tipos de transporte por el viento

Las partículas desplazadas por la erosión eólica se transportan mediante diferentes mecanismos: Rodadura, reptación, deslizamiento, saltación y suspensión. Los granos gruesos lo hacen por los tres primeros mecanismos citados, los de tamaño medio por saltación y los más finos por suspensión.

Suspensión: Cuando una partícula choca contra el suelo hace que las partículas que estaban depositadas anteriormente rebiten adentrándose en la zona turbulenta. De esta forma se forman las nubes de polvo que pueden llegar a alcanzar 3000-4000 metros de altura. Este mecanismo carece de importancia en el transporte de arenas.
Saltación: Resulta del choque y rebote de la arena debido a la acción del viento.
Reptación: Es producida por el choque de las partículas que se mueven por saltación. Las partículas demasiado pesadas para ser elevadas son transportadas por la superficie gracias la rebote de otras partículas.

Efectos de la erosión eólica

Estos daños se conocen como eolización y conllevan a la destrucción del suelo en algunas zonas y a la creación de nuevos depósitos en otras.

Los efectos superficiales son aquellos en los que el daño conlleva una serie de estropicios en los cultivos. Todos los efectos superficiales son fáciles de solucionarse en la mayoría de los casos.

Los efectos edáficos se corresponden con aquellos que transforman o destruyen las texturas de los suelos. El viento arranca las partículas más finas, dejando las gruesas, y vuelve los suelos mas arenosos y por lo tanto más indefensos ante la erosión. Estos efectos son irreversibles o muy difíciles de solucionar.

Los efectos secundarios más importantes que podemos observar son los siguientes: posibilidad de transportar materiales salinos hacia zonas de cultivo contribuyendo así a la salinización de los suelos, pérdida del fósforo de los suelos produciendo grandes alteraciones, desecación de los suelos…

Formas de erosión eólica

La acción del viento da lugar a una gran variedad de morfogénesis. El viento da lugar a estructuras tan conocidas como las dunas y a otras muy particulares como las que produce en las rocas.

En las zonas áridas se producen las acumulaciones de arena. Estos depósitos se pueden dividir en tres grandes tipos: Ripples, Dunas y Megadunas. Las diferencias entre ellos se deben al mecanismo que usen para el transporte de las partículas.

Los Ripples son rizaduras de espaciadas entre 5cm y 2 metros con una altura que no supera los 5 cm. Son ondulaciones parecidas a las que se crean bajo el agua pero con crestas más agudas. Se forman por saltación y son comunes en todas las superficies arenosas. Estos montículos presentan una cara a barlovento que registra la mayor parte de los impactos de las partículas, mientras que la cara opuesta, la de sotavento, es la que recibe los granos por saltación. Los granos más gruesos tienden a acumularse en la cresta, mientras que el material más fino se deposita en las laderas.
Las dunas son las formas que mejor reflejan la erosión eólica debido a las dimensiones que alcanzan, la extensión que ocupan y la gran variedad de formas que existen. Pueden estar separadas entre 3 y 600 m y presentar alturas entre 0,1 y 15 metros. La formación de dunas depende de factores como el suministro de arena, la velocidad y la dirección del viento, las características de la superficie por las que se desplaza…

Las megadunas son grandes depósitos pueden registrar separaciones de 300 m hasta 3 km y alturas de 20 a más de 400 m.

Por otra parte el viento es el responsable de la aparición de depósitos amarillentos, homogéneos, de grano fino y sin estratificar que se llaman loess. Se crearon a partir de la deposición de las nubes de polvo dispersadas a partir de los depósitos glaciares. El tamaño de las partículas de loess es mayoritariamente de entre 4 y 60 micras de diámetro.

El viento también produce erosión en otros materiales como las rocas ya que las desgasta hasta crear algunas formas en los llamados desiertos de piedra o regs. En ellos se producen ciertas formas entre las que destacan:

Alveólos: pequeñas oquedades ocasionadas en las rocas por el efecto de la corrosión. Estos alveolos se pueden observar, por ejemplo, en las pirámides de Egipto.
Monte isla: son formaciones rocosas más duras que el resto de materiales del entorno, que han resistido mejor los efectos de la corrosión.
Campos empedrados: debidos a la deflación o el transporte selectivo de las partículas finas.
Rocas fungiformes

Son rocas más erosionadas por la parte más próxima al suelo, que es donde la corrosión es más intensa, ya que hay una mayor cantidad de partículas.

Marismas y estuarios

Unamarismaes unecosistemahúmedocon plantasherbáceasque crecen en elagua. Una marisma es diferente de unaciénaga, la cual está dominada por árbolesen vez de herbáceas. El agua de una marisma puede serdulceo delmar, aunque normalmente es una mezcla de ambas, denominada salobre. Las marismas costeras suelen estar asociadas aestuarios, éstas se basan comúnmente en suelos con fondos arenosos.

Las marismas son muy importantes para la vida salvaje siendo uno de loshábitats preferidos para criar una gran variedad de vida; desde diminutasalgasplanctónicas, hasta una abundante cantidad de flora y fauna, fundamentalmente aves.

Marisma es un ecosistema que tiene por unidad el relieve principal de una depresión (normalmente causada por un río) que está aneja al mar, lo que produce un terreno bajo y pantanoso que se inunda por efecto de lamareay de la llegada de las aguas de los ríos que desembocan en sus proximidades. Aunque en los finales de los ríos, exista este paisaje climático azonal, también puede coexistir en el mismo lugardeltas, oestuarios.

Las marismas sonhumedalesque se consideran un auténticoecosistemadebido al sinfín de organismos que habitan en él, desde diminutas algas planctónicas, hasta una abundante cantidad deflorayfauna, fundamentalmente aves. Las zonas de marismas son las más ricas y fértiles del mundo en lo que se refiere a cultivo, pues, cuando la marea sube, deposita sedimentos. Esto es debido a que son zonas intermareales, es decir, aquellas donde las corrientes de las mareas provocan la deposición de lodos próximos a la costa. Esos son, fundamentalmente:limo,arcillayarena. Juntos, además de otros componentes, forman laturba, un material orgánico compacto, de color pardo oscuro y rico en carbono, utilizado como combustible de biomasa y como abono. En el ecosistema de marisma cumplen diversas funciones, entre ellas amortiguar y minimizar las corrientes marinas en momentos en el que exista mucho viento (como en una tormenta).

Las marismas se caracterizan por la falta de relieve y por su estacionalidad, es decir por los cambios profundos que se producen en las estaciones del año y por las elevaciones de marea.

La uniformidad de las marismas solo se rompe por unos pequeños accidentes conocidos con el nombre devetas, que son unas elevaciones que se originan durante la estación lluviosa; sin ellas podrían perecer ahogados muchos animales terrestres, comoconejosyliebres.

En un ecosistema de marismas, las altitudes rondan de 0 metros a 10 metros. Las formas dominantes del relieve continental de este ecosistema son las llanurasy las depresionesfundamentalmente, aunque pueden existir montañasy mesetascomo límite geográfico en la zona periférica a este ecosistema. Las marismas presentan diversos niveles de estancamiento, que se corresponden con diferentes niveles de terrazas. Una terraza es la colmatación de una depresión producida de un río que se inunda debido a las mareas. Las formas dominantes del relieve costero se asemejan a una ría, donde el mar va ganando espacio hacia el interior del continente.

Las mareas suelen ser altas, pues frecuentemente inundan las llanuras provocadas por la colmatación de las depresiones litorales cerradas, que crean terrazas cada vez más altas, favoreciendo así lasedimentaciónde limos. Los mares y océanos por los que son bañadas dependen de la zona. Normalmente, las marismas son de agua salada, pero hay veces en donde estas aguas son dulces, por efecto del río que las contiene.

Por otro lado, un estuario es la parte más ancha y profunda de ladesembocadurade unríoen el mar abierto o en el océano, generalmente en zonas donde lasmareastienen amplitud u oscilación. La desembocadura en estuario está formada por un solo brazo ancho y profundo en forma de embudo ensanchado. Suele tener playas a ambos lados, en las que la retirada de las aguas permite el crecimiento de algunas especies vegetales que soportan aguas salinas.

Los estuarios se originan porque la entrada de aguas marinas durante lapleamar, retiene las aguas del río, mientras que durante la bajamar, todas las aguas comienzan a entrar a gran velocidad en el mar u océano, lo que contribuye a limpiar y profundizar su cauce, dejando a menudo, grandes zonas demarismas.