GEOGRAFIA FISICA GENERAL • UD11: MORFOGÉNESIS Y MORFODINÁMICA: GRAVITACIONAL (vertientes), HIDROLÓGICA (fluvial, litoral, glaciar), EOLICA (dunas), ALTERACION (karst y relieves graníticos).

Un agente geomorfológico de erosión puede ser a la vez un agente de destrucción, agente de transporte y agente de depósito. La gravedad, el agua (el hielo), y el viento o son agentes morfogenéticos porque crean nuevas formas. Dichos agentes destruyen, transportan o depositan de manera diferencial según diversos mecanismos que varían en función de factores como la pendiente o el medio climático bajo el cual actúan. La sucesión de mecanismos que dan como resultado la creación de un relieve original, se conoce como procesos morfogenéticos. Los procesos morfodinámicos corresponden a una serie de acciones sucesivas y/o simultaneas y sinérgicas a través de las cuales los agentes morfogenéticos, principalmente los externos, son capaces de modelar las formas de la superficie terrestre. Los procesos morfodinámicos están asociados a una secuencia conformada por la erosión de las rocas, el transporte de los materiales removidos y la sedimentación de dichos detritos. En consecuencia, los procesos morfodinámicos dependen de una serie de factores externos relacionados con la energía del agente morfogenético y la posición geomorfológica y de factores internos tales como la composición mineralógica de las rocas, su textura y grado de cohesión.

Los procesos morfodinámicos presentan diferencias en su actividad dependiendo de la eficacia del agente morfológico. La intensidad del proceso morfodinámico depende de la cantidad de energía cinética necesaria para generar tales procesos o, dicho de otra forma, la intensidad de los procesos morfidinámicos dependen de la cantidad de energía potencial liberada en un evento morfodinámico. La magnitud de los procesos morfodinámicos corresponde al área en que se manifiesta un proceso morfodinámico. Esto va a depender tanto de la intensidad del proceso como de caracteres espaciales tales como la posición geomorfológica y la escala, es decir, la relación de orden entre las dimensiones de las geoformas.

De esta manera, la magnitud estará limitada por umbrales de funcionamiento, es decir, el límite de la influencia de un determinado proceso morfodinámico. Existen límites de la influencia de los procesos morfodinámicos que no son de caracteres espaciales sino temporales. Un ejemplo de ello es el umbral de funcionamiento de la erosión de los ríos durante las crecidas, hasta el estiaje. El período de espera entre dos procesos consecutivos similares (dos crecidas, por ejemplo), se denomina histéresis. En cambio, el período de espera en que se producen los procesos tras haber actuado el agente morfogenético se denomina resilencia. Por ejemplo, después de lluvias intensas, la avenida de los ríos suele tardar, dependiendo de la superficie de la cuenca, entre 15 y 90 minutos. En general, todos los procesos morfodinámicos están relacionados con la influencia que el clima ejerce en los agentes morfogenéticos. De esta manera existen procesos y geoformas zonales, azonales y extrazonales.

TEORIA DE LA BIORREXISTASIA Debido a que el equilibrio morfodinámico es precario, es decir, se manifiesta raramente sobre la superficie terrestre, generalmente predominan los procesos destructivos sobre los constructivos o viceversa. La teoría de la biorexistasia indica que cuando los procesos morfogenéticos son más activos que la pedogénesis, el paisaje se encuentra en rexistasia. Por el contrario, cuando los procesos pedogenéticos son más activos que los morfogenéticos, predomina la biostasia. Desde el punto de vista del equilibrio morfodinámico, estos últimos son áreas menos activas donde procesos de meteorización están actuando in situ. Por tanto, el equilibrio morfodinámico es estable y los procesos genéticos se encuentran compensados con aquellos destructivos.

MORFODINAMICA DE VERTIENTES Una vertiente es el espacio inclinado entre una divisoria de aguas y una vaguada. En su modelado intervienen: - procesos gravitacionales: desplazamientos de material impulsados por su propio peso. - procesos pluviales, procesos estacionales producidos por la acción de las aguas de escorrentía sobre las vertientes Los materiales que resultan de la meteorización de las rocas están sometidos a la acción de la gravedad por lo que hay una tendencia a que se deslicen hacia lugares más bajos. En las laderas pueden ocurrir movimientos casi imperceptibles de partículas individuales o bien, movimientos descendentes de gran magnitud que desplazan un volumen considerable de materiales.

PROCESOS GRAVITACIONALES Grupos de procesos Reptación (Creeping)

Tipo de proceso Reptación simple

Características

Condicionantes

Los iluvios en una vertiente resbalan por la ladera hasta la base del talud generando derrubios de gravedad ordenando los detritos según su granulometría, masa y competencia.

Fuerte intemperización, pendientes moderadas a fuertes.

Reptación sísmica

Las rocas probremente cohesionadas de una Fuerte vertiente in situ se movilizan hacia la base del talud intemperización, debido a movimientos sísmicos, generando derrubios pendientes sin orden de granulometría. moderadas a fuertes, zonas sísmicas.

Reptación mixta

Grupos de procesos Tipo de proceso Desprendimientos Deslizamientos de tierra de tierra (landslide) Corrimientos o deslizamiento rotacional (slump)

Características Las masas de tierra se movilizan resbalando sobre la ladera.

Condicionantes Pendiente moderadas a fuertes con material detrítico grueso.

Las masas de tierra deslizadas Pendientes moderadas a rotan al mismo tiempo rspecto al eje fuertes con material detrítico horizontal. fino.

Despendrimientos Desmoronamientos Las rocas fuertemente Pendientes fuertes y rocas de rocas meteorizadas en una cornisa se van meteorizadas. (rock slide) desprendiendo según su masa (en forma selectiva) y caen al vacío no en paquetes sino en unidades rocosas según su meteorización.

Derrumbes o aludes

En rocas diaclasadas sobre cornisas o laderas de muy fuerte pendiente las masas rocosas en paquete se desprenden y caen al vacío en un movimiento rápido.

Pendientes fuertes y rocas meteorizadas

Deslizamientos traslacionales. La masa movilizada se desplaza pendiente abajo a favor de una superficie más o menos planar u ondulada, pero sin existir un movimiento general de giro. Comúnmente el movimiento de la masa deslizada hace que ésta quede sobre la superficie original del terreno. Los deslizamientos están controlados por una zona de debilidad preexistente, como fallas, diaclasas, estratificación, influyendo la variación de la resistencia al corte entre estratos de diferente naturaleza, diferente grado de meteorización tipo de relleno. Se trata de movimientos en general rápidos.

Deslizamientos rotacionales. Tienen lugar a lo largo de una superficie de deslizamiento interna de forma aproximadamente circular y cóncava. El movimiento tiene una naturaleza más o menos rotacional, alrededor de un eje dispuesto paralelamente al talud.

PROCESOS PLUVIALES Los flujos corresponden a movimientos gravitacionales de tierra asistidos por agua que el embebe la masa removida. De la cantidad de agua y de la inclinación de la pendiente dependerá la velocidad con que el flujo se movilice. En general, todos los flujos en vertientes se denominan solifluxión mientras que aquellos que se movilizan por las vaguadas se denominan coladas o, simplemente, flujos. Proceso Solifluxión (solifluction)

Flujo de tierra (earthflow)

Flujo de barro (mudflow)

Flujo de detritos (debris flow)

Características En suelos de matriz arcillo-limosos, el agua en los poros actúa licuando la masa provocando elasticidad plástica y el deslizamiento del suelo. Gelifluxión en áreas periglaciales. Cuando el agua en el suelo supera el punto de saturación todo el perfil edáfico se moviliza bruscamente a favor de la pendiente (colada de barro). Si el peso específico de suelo movilizado sólo comprende menos del 40% de la masa movilizada y el resto es agua se produce una licuefacción que busca las líneas de talweg para evacuar. En torrentes y quebradas el caudal puede aumentar hasta el punto de colmatación sobrepasando la capacidad de evacuación del canal de escurrimiento (aluviones).

Condicionantes Pendiente moderada. Suelos arcillosos.

Pendiente moderada. Umbría. Suelos porosos. Pendiente fuerte.

Talweg profundos.

En función de la granulometría del suelo deslizado, contenido en agua, movilidad y carácter del movimiento, pueden clasificarse en: o Reptaciones (creep). Consisten en deformaciones continuas superficiales muy lentas, poco perceptibles a simple vista, a veces precursores de roturas mayores. En regiones periglaciares la reptación por solifluxión es común, interviniendo los ciclos hielo-deshielo. o Coladas de derrubios (debris flow). Características de materiales con un alto contenido de fragmentos gruesos. La masa que se desliza se divide en pequeñas partes con movimiento lento. Cuando éste es rápido y progresivo suele utilizarse el término avalancha. o Coladas de barro (mud flow). Se producen en materiales con al menos un 50% de fracción fina y con un contenido en agua suficiente como para permitir que el material fluya. En regiones de vulcanismo activo es frecuente este fenómeno, al ponerse en movimiento las grandes acumulaciones de ceniza en momentos de alta precipitación o deshielo (lahar).

EROSION PLUVIAL ARROYADA DIFUSA Se manifiesta como pequeños hilos de agua anastomosados que se dividen y juntan en función de los obstáculos encontrados sobre la superficie del suelo, caracterizado por una cierta rugosidad. El resultado es una erosión laminar (sheet erosion) que descabeza la superficie de los suelos, disminuyendo su contenido de humus, de allí su adelgazamiento que se manifiesta en la aparición de manchas blanquecinas y de piedras. Los surcos generados, en forma de hilos, tienen 1 o 2 cm de profundidad y largo de 20-30 cm, bordean los obstáculos y son incapaces de incidir el suelo, quedando anastomosados. • Levigación del suelo: Junto al matorral el suelo se refugia de la acción pluvial. • Lixiviación general del suelo e inicio de regueras

ARROYADA COCENTRADA

Ocurre si la cantidad de agua precipitada y la pendiente lo permiten. Se caracteriza por la capacidad de los hilos de agua de incidir la superficie del suelo y de labrar acanaladuras, incisiones, de sólo algunos cm de profundidad (rill erosion). Estas acanaladuras funcionan solo esporádicamente y pueden desaparecer al crecer plantas. En los campos cultivados, los trabajos agrícolas impiden su desarrollo. La aparición de estas regueras en una ladera, es señal de que la erosión de suelos entra en una fase crítica que es necesario manejar. A mayor actividad erosiva, se generan incisiones, regueras y cárcavas (gully erosion) cuya profundidad es del orden de 1 metro y el largo de varias decenas a centenas de metros. En esta situación, en cada lluvia el escurrimiento sigue las mismas líneas. La profundización y ensanchamiento; de las cárcavas ocurren primero formando un perfil transversal en V y después en U; es tan rápido como su alargamiento que se hace por erosión regresiva (retroceso de la cabecera). • Regueros: no tienen más de una decena de centímetros de profundidad, se forman en pendientes suaves a moderadas desprovistas de vegetación. A medida que las regueras se profundizan se van transformando en cárcavas • Cárcavas • Badlands: por coalescencia de cárcavas

MORFODINAMICA FLUVIAL Dependiendo del sustrato en el que se desarrolla, el cauce de un río genera formas de artesa que contienen las aguas de escurrimiento. Estas formas reciben el nombre de lecho fluvial. Cuando el río está en período de estiaje, el agua sólo escurre por el lecho menor, encausado en el canal de estiaje. En cambio, en los períodos de crecida, el agua inunda el lecho mayor. En períodos extraordinarios de grandes avenidas, el río ocupa el lecho mayor excepcional. De acuerdo a su patrón de escurrimiento, los ríos pueden tener lechos con canales con meandros, lechos con canales anastomosados, o bien, lechos rectilíneos. En los ríos meandriformes el canal es sinuoso y circula sobre un valle amplio relleno de aluviones o llanura de inundación. En los ríos anastomosados los cauces son muy anchos y el flujo se ramifica entre bancos alargados de aluviones. El desarrollo de ríos anastomosados o meandriformes depende fundamentalmente de la pendiente y el caudal. Así, caudales y/o pendientes más elevados favorecen la formación de ríos anastomosados.

Lecho menor: Delimitado por orillas algo abruptas y continuas. La frecuencia del escurrimiento de las aguas bajas y medias impide el desarrollo de vegetación sobre los bancos de arenas y gravas. Canal de estiaje: Está en el lecho menor y es el sector siempre sumergido que concentra las aguas de escurrimiento del caudal más bajo. Generalmente es muy irregular, serpenteando entre los bancos de sedimentación Lecho mayor: O lecho de inundación es ocupado por las crecidas y cubierto con aluviones actuales al menos una vez cada dos años. Esto hace posible la vegetación y algún uso en cultivos u otros. Llanura de inundación: Zona plana situada ligeramente por encima y a ambos lados del cauce de un río. Resulta de la acumulación por acción lateral de la corriente, cuando su cauce se encuentra más próximo al nivel de base.

El perfil longitudinal Este tipo de concepto refleja gráficamente la capacidad erosiva de un río en sus partes principales (superior, media e inferior) a través del estudio de la pendiente del propio río. Indica la relación entre la distancia recorrida por un río desde su nacimiento y la altura relativa de cada punto de dicho perfil. Se mide sobre el thalweg o vaguada de un río o valle, es decir, sobre la línea que recorre los puntos más bajos del cauce de ese río o del fondo del valle o cauces secos en el caso de torrentes, ramblas o uadis

MORFOLOGIAS DE ACUMULACION FLUVIAL Son formas características los abanicos aluviales, las terrazas fluviales y los deltas. Abanicos aluviales El tamaño de un abanico aluvial es proporcional al área de la cuenca de drenaje situada aguas arriba. Los sedimentos en el abanico pueden alcanzar espesores de hasta 300 metros en la zona apical cuya pendiente puede sobrepasar los 10º.

Terrazas fluviales Las terrazas fluviales generalmente se localizan a ambos lados del río y a la misma altura. Si existen varios niveles de terrazas se supone que el valle ha tenido más de un episodio de encajamiento, siendo las terrazas más antiguas las más altas topográficamente. En función de la importancia relativa de los episodios de erosión y depositación que se suceden a lo largo de la historia de un río, pueden formarse terrazas fluviales escalonadas o terrazas encajadas.

En las terrazas escalonadas los períodos de erosión que suceden a los períodos de depositación, son más importantes que éstos, de manera que el río excava todos sus aluviones y llega al sustrato rocoso dejando sólo algunos restos de sus aluviones en los bordes del valle.

En las terrazas encajadas los períodos de erosión no alcanzan a eliminar completamente los depósitos de aluviones anteriores, de manera que las terrazas quedan yuxtapuestas y superpuestas. De este modo, las terrazas se forman cuando una corriente llena un valle con sedimentos y labra después su cauce a un nivel inferior. La construcción inicial puede ser causada por un cambio en el clima que conduzca a un incremento en la carga de la corriente o a una disminución en su descarga. También puede elevarse el nivel de base de la corriente, reduciendo la pendiente y dando lugar al depósito. Si la corriente de un río oscila de un lado a otro del valle, erosionando lateralmente, puede encontrarse con rocas resistentes que desvían la corriente y que impiden la formación de una terraza, en este caso se formara terraza sólo en un lado del valle, se forman así las terrazas disimétricas.

CONOS ALUVIALES o cono de deyección, es en geomorfología una forma del terreno o accidente geográfico formado cuando una corriente de agua que fluye rápidamente entra en una zona más tendida y su velocidad disminuye, extendiéndose su cauce en abanico, en general a la salida de un cañón en una llanura plana

El perfil radial del abanico aluvial es cóncavo, mientras que perfil transversal es marcadamente convexo. Generalmente los sedimentos más gruesos se hallan localizados en la zonas proximales, mientras que los más finos se hallan hacia la zonas distales del abanico. En la descripción de abanicos aluviales se utiliza la siguiente subdivisión: zona de cabecera, correspondiente a la parte más cercana al ápice asociada normalmente a conglomerados y clasto de tamaño, zona de cuerpo, presentando normalmente alternancia de conglomerados con areniscas y la zona de pie del abanico correspondiente a zonas distales que puede interdigitarse con otros ambientes sedimentarios, que puede ser caracterizada a la alternancia de areniscas con estratificación cruzada. La pendiente general varía entre 5° y 10° en la zona de la cabecera y de 1° a 2° en el pie, existiendo una correlación positiva entre pendiente del abanico y calibre del sedimento.1 Con respecto a las diferencias entre abanicos aluviales y los ríos se puede decir que los primeros tienen mayor pendiente que ríos “normales”. Es posible decir que existe una relación correlación positiva entre área del abanico y área de la cuenca de drenaje, como también una tendencia que correlaciona negativamente la pendiente del abanico y el área de la cuenca de drenaje. Abanicos secos o áridos. Con escurrimiento esporádico, está dominado por flujo de detritos. Normalmente se desarrollan a lo largo de los escarpes de falla y en grabens, donde el tectonismo renovado, lleva a repetirse la sedimentación. Pueden cubrir unas pocas decenas de kilómetros cuadrados y puede mostrar gradientes globales de más de 3º. En caso de que el abanico aluvial se encuentre condicionado principalmente por factores tectónicos, el abanico aluvial responderá a variaciones del equilibrio dependiendo de la relación entre las velocidades de alzamiento y de encajamiento del cauce principal. Cuando la velocidad del levantamiento es mayor a la del encajamiento del cauce principal, se produce una acumulación de pequeños conos sobre impuestos a las partes más internas del abanico. Originan una ordenación secuencial de granulometrías inversas. Cuando la velocidad del levantamiento es menor a la del encajamiento del canal principal, toda la sedimentación se localizará hacia el pie del abanico, donde se construirán unos conos de deyección de menor entidad pero de gradación negativa.

MORFODINAMICA LITORAL En sentido estricto, el contacto entre la tierra y el océano ocurre en el estrán, espacio comprendido entre el nivel de la máxima pleamar y de la máxima bajamar (amplitud de marea). Las costas no han estado siempre localizadas en su emplazamiento actual; se han sucedido transgresiones y regresiones en el curso de la historia geológica en que las glaciaciones y los movimientos tectónicos han hecho fluctuar el nivel marino. Es por ello que, en un sentido amplio, la zona costera abarca todas las geoformas cuyo origen haya sido la acción marina, aún cuando, actualmente, ellas no estén en contacto con el mar. La acción marina alcanza a una porción de tierra superior a la orilla de más alta marea: como acantilados, espacios alcanzados por las salpicaduras del oleaje, además de zonas siempre sumergidas próximas a la orilla. En el sistema de circulación costera inducido por las olas tiene gran importancia el ángulo de incidencia de los trenes de ola, el cual está controlado a su vez por la orientación de la costa con respecto a los vientos dominantes y a los frentes de mal tiempo. Cuando hay una dirección de oleaje predominante, el flujo costero desplaza los sedimentos en un sentido determinado, dando lugar a una componente neta de transporte a lo largo de la costa que se conoce como deriva litoral: Desplazamiento general de los materiales de una playa a lo largo del litoral debido al efecto de olas que rompen oblicuamente en la playa. El flujo (saca) de las olas al romper transporta material oblicuamente hacia la playa en un movimiento ascendente, pero el reflujo (resaca) trae consigo directamente hacia la baja playa parte de los sedimentos que describen de esta manera una trayectoria de movimiento en zig-zag.

Pueden tener lugar fuertes corrientes perpendiculares a la línea de costa, llamadas rip currents las cuales erosionan la playa y extraen sedimentos del sistema litoral emergido para transportarlas a la playa submarina. Una rip current desgarra la zona de rompiente afectando a toda la columna de agua. Su ancho es variable, con frecuencia entre 15 y 30 metros, y su velocidad de 1 a 2 nudos. El agua es turbulenta y cargada de materiales finos en suspensión. Donde existen estas corrientes se observa en la playa una topografía rítmica que corresponde a medias lunas de playa o beach cusps,

MORFOLOGIAS DE EROSION Los acantilados marinos se originan por la acción abrasiva del oleaje en la base del terreno costero. Conforme progresa la erosión, las rocas que sobresalen por la socavación de la base del acantilado se desmoronan debido a la gravedad y el acantilado retrocede. Los acantilados generados en rocas masivas y relativamente resistentes, tienden a formar un escarpe muy pronunciado. El oleaje actúa en las fracturas y diaclasas que constituyen zonas de debilidad en las rocas. En estas áreas vulnerables, la acción mecánica del oleaje provoca incisiones que pueden concluir en la formación de arcos y pilones, o bien con el desplome de parte de la ladera por pérdida del confinamiento. De acuerdo a su estado evolutivo, los acantilados marinos pueden clasificarse en vivos, estabilizados y muertos, según si están siendo atacados actualmente por el oleaje.

Un acantilado vivo es aquel cuya base está en contacto con el mar y es atacada por éste. Cuando el oleaje no es capaz de retomar los materiales desplomados por la gravedad desde los acantilados y, en consecuencia, ya no ataca la base de los mismos, se generan acantilados estabilizados, es decir, que ya no retroceden por acción marina. En estos casos, la vegetación es capaz de comenzar a colonizar el escarpe. No obstante, en períodos de bravezas o marejadas, el oleaje puede volver a atacar la base del acantilado. Un acantilado muerto, es aquel que en ninguna circunstancia es tocado por el oleaje en su base.

El acantilado en retroceso forma en su base una superficie relativamente plana denominada plataforma de abrasión. Esta superficie de suave pendiente se debe a la corrosión generada por la corrosión de los rodados y la acción hidráulica del oleaje. La plataforma se amplía a medida que las olas continúan su ataque. Algunos de los derrubios producidos por las olas rompientes quedan a lo largo del litoral como parte de la playa, mientras que el resto es transportado mar adentro. En el nivel intermareal de los acantilados vivos en contacto con el agua marina, ocurren procesos químicos y biológicos, lo cual genera la descomposición de los minerales que son removidos por la acción del oleaje, en la base del acantilado se forma un socavamiento o muesca de abrasión (encoche) el cual provoca la desestabilización de la pared rocosa

MORFOLOGIAS DE ACUMULACION Las playas se forman cuando en el borde costero la cantidad de materiales disponibles sobrepasa el volumen de sedimentos que las olas y las corrientes litorales son capaces de desplazar. Una playa comprende una parte constantemente sumergida, llamada playa baja o anteplaya, que posee una suave pendiente. El estrán es la parte de la playa comprendida entre el nivel de la pleamar y el nivel de la bajamar. La parte superior o alta playa, que constituye un cordón litoral cuya pendiente es generalmente más pronunciada y puede estar accidentada por escalones, relacionados con las sucesivas posiciones de la pleamar o con los efectos de los temporales, y finalmente, la cresta o berma de playa por sobre el límite de las pleamares de aguas tranquilas. En algunas playas, la presencia de rip currents permite la formación de una topografía rítmica de medias lunas de playa llamadas beach cups.

En algunas playas la erosión del oleaje en el estrán deja al descubierto partes del beach rock, que son antiguas playas cuyos sedimentos se consolidaron por cementación debido a acciones biogénicas o por la constitución calcárea de las rocas, y por ello son más resistentes a la erosión.

Hay playas largas y rectilíneas y otras que están asociadas a un relieve litoral rocoso y que ocupan el fondo de una bahía o ensenada, formando un arco entre los acantilados que les sirven de punto de apoyo, playas de fondo de bahía, que se forman donde hay disipación de la energía del oleaje por refracción. Algunas playas se apoyan en afloramientos rocosos en toda su longitud conformando playas rectilíneas; otras, llamadas flechas (spits) evolucionan libremente y alargándose en el sentido de la deriva litoral, apoyándose sólo en una parte en una saliente rocosa, estas son frecuentes en la desembocadura estuarial de algunos ríos. La posición de una flecha no es fija, ella tiende a migrar en la punta que está libre. Las islas barreras son largas flechas situadas delante de una costa baja, que aislan una laguna del mar, se localizan en costas bajas sobre la plataforma litoral. Una flecha que une una isla con la costa vecina es un tómbolo. En este caso, se produce detrás del obstáculo rocoso, una protegida de la acción del oleaje, en donde se depositan los sedimentos transportados por las corrientes.

Un delta es una morfología litoral formada en la desembocadura de un río por los sedimentos fluviales que ahí se depositan. Los depósitos de los deltas de los ríos más grandes se caracterizan por el hecho de que el río se divide en múltiples brazos que se van separando y volviendo a juntarse para formar un cúmulo de canales activos e inactivos. Los deltas se dividen en tres tipos según la relación entre la densidad de las aguas afluentes y las receptoras: Delta de flujo homopícnico: las aguas afluentes y las receptoras son de densidades similares, se suele dar cuando las aguas receptoras corresponden a lagos fluvioproglaciares. En este caso la mezcla de aguas es casi instantánea y la sedimentación rápida. Delta de flujo hiperpícnico: las aguas afluentes son de mayor densidad que las receptoras, se produce una corriente basal de alta densidad que lleva los sedimentos a zonas profundas, por tanto limita mucho el crecimiento del delta. Con estas condiciones son pocos los ejemplos. Delta de flujo hipopícnico: Se producen cuando las aguas afluentes son menos densas que las receptoras, normalmente deltas marinos. En este caso las aguas afluentes se mantienen en la superficie debido a su menor densidad y las sustancias que transportan se van decantando en el fondo.

Arrecifes de coral: es una estructura subacuática hecha del carbonato de calcio secretado por corales. Es un tipo de arrecife biótico formado por colonias de corales pétreos que generalmente viven en aguas marinas que contienen pocos nutrientes. Los corales pétreos son animales marinos que constan de pólipos, agrupados en varias formas y que se parecen a las anémonas de mar a las que están emparentados. A diferencia de las anémonas de mar, los pólipos coralinos secretan exoesqueletos de carbonato que apoyan y protegen a sus cuerpos. Los arrecifes de coral crecen mejor en aguas cálidas, poco profundas, claras, soleadas y agitadas.

Los tres principales tipos de arrecife de coral son: Arrecife frangeante o arrecife costero - este tipo se conecta directamente a una orilla costera o está separada de ella por un canal o una laguna poco profunda. Arrecife de barrera - un arrecife separado de la costa continental o de una isla por un profundo canal o laguna. Arrecife de atolón - un arrecife de barrera más o menos circular o continuo que se extiende alrededor de una laguna sin una isla central.

MORFODINAMICA EOLICA Cuando el viento pierde su velocidad y con ello su capacidad para transportar las partículas de arena y de polvo que ha levantado de la superficie, éstas caen nuevamente sobre el terreno. Las partículas de arena acumuladas por el viento constituyen dunas que pueden tener tamaños desde algunos decímetros a enormes acumulaciones. Normalmente la disminución de la velocidad del viento se origina por la presencia de una superficie de desplazamiento rugosa o por un obstáculo. Las arenas eólicas también pueden ser litificados constituyendo eolianitas.

La erosión eólica se realiza mediante dos procesos: abrasión y deflación. La deflación se produce cuando las partículas sueltas que se encuentran sobre la superficie del suelo son barridas, arrastradas o levantadas por el aire; este proceso actúa de manera selectiva donde la superficie del terreno está completamente seca y recubierta de pequeños granos de arena sueltos procedentes de la meteorización de la roca o previamente depositadas por el agua en movimiento, el hielo o las olas. Por lo tanto, los cursos de los ríos secos, las playas y las áreas recientemente cubiertas por depósitos glaciares son muy susceptibles a la deflación. Cuando el viento arrastra arena y polvo contra las rocas y el suelo, se denomina a este proceso abrasión eólica o corrosión. La abrasión requiere del transporte de elementos cortantes por el viento y origina orificios, alvéolos, y acanaladuras en la roca. Si una masa rocosa pequeña destaca sobre un llano, puede ser erosionada por la base del modo antes descrito y adoptar la forma de un hongo, por lo que se denominan rocas fungiformes. La acción erosiva del viento cargado de arena contra las superficies de las rocas se limita a las primeras decenas de centímetros de la base de un acantilado, colina u otra masa de rocas que se eleva sobre una llanura, relativamente plana ya que los granos de arena no pueden alcanzar dichas alturas.

En las áreas desérticas la arena empujada por el viento forma yardangs en rocas de estructura granular u otras como arcillas compactadas, estas formas esculpidas por el viento se presentan como cerros o lomas de perfil longitudinal disimétrico, alineados paralelos a la dirección del viento, con el frente de barlovento redondeado y más afilado el de sotavento, están separados por corredores excavados por el viento. Estas formas se encuentran en los grandes desiertos y sus dimensiones varían desde algunos metros a centenas de metros de longitud, algunos metros de altura y hasta 35 metros de ancho.

Los productos más comunes de la abrasión son fragmentos de roca y guijarros llamados ventifactos cuya superficie se caracteriza por un brillo o pulido relativamente alto y por una diversidad de facetas o caras, acanaladuras y bordes en donde se encuentran dos facetas. Estas últimas se orientan perpendicularmente a la dirección de los vientos dominantes. El viento puede erosionar mas de una cara y los más comunes son los cantos de tres caras y perfil piramidal conocidos como dreikanter.

La deflación se lleva el material sin consolidar lo que confiere al paisaje algunos rasgos tales como depresiones en los depósitos de sedimentos poco consolidados, las cuales varían de algunos metros hasta varios kilómetros de diámetro. En este caso el viento contribuye quitando los materiales intemperizados de las rocas.

También los pavimentos del desierto se forman por la acción deflatoria del viento al llevarse las partículas más finas y dejando las más grandes como una cubierta superficial que constituye un reg.

MORFOLOGIAS DE ACUMULACION EOLICA.

loess: depósitos de limo originados por la deposición de partículas con tamaños que van desde los 10 a los 50 micrómetros y que son transportadas por las tormentas de polvo a lo largo de miles de años. Es de color amarillento y carece de estratificación. Está formado principalmente por silicatos (cuarzo, feldespato, etc.), carbonato de calcio (procedente de roca caliza, dolomía, etc.), finísimos detritos orgánicos y minerales del grupo de las arcillas. Constituyen un suelo de labor muy fértil y profundo. En regiones de clima árido se forman sus depósitos donde la vegetación es abundante y facilita su fijación. En las regiones de clima frío el polvo ha sido arrancado de los bancos de limo fluvioglaciares y luego abandonado sobre el manto de nieve de las regiones periglaciares. Este fenómeno, al proseguirse durante los períodos glaciares del cuaternario, ha dado lugar a la formación de grandes depósitos de hasta 300 m de espesor en la gran llanura europea, cuya zona más fértil lo es precisamente por estar formada por loess.

MORFOLOGIAS KARSTICAS Con el nombre de karst (procedente de Karst, nombre alemán de la región eslovena de Carso), relieve kárstico, carst o carso se conoce a una forma de relieve originada por meteorización química de determinadas rocas, como la caliza, dolomía, yeso, etc., compuestas por minerales solubles en agua. La palabra «karst» proviene de Carso/Kras, región italo-eslovena de mesetas calcáreas de una configuración característica. El nombre fue germanizado en «Karst», cuando el país estuvo incorporado al Imperio austrohúngaro. El concepto de karst fue introducido en 1893 por el geógrafo serbio, especializado en geomorfología, Jovan Cvijić en su libro Das Karstphänomen. La disolución y por lo tanto la formación del relieve kárstico, se ve favorecida por: • • • •

La abundancia de agua; La concentración de CO2 en el agua (que aumenta con la presión); La baja temperatura del agua (cuanto más fría este el agua, más cargada estará de CO2); Los seres vivos (que emiten CO2 en el suelo por la respiración, lo que aumenta considerablemente su contenido); • La naturaleza de la roca (fracturaciones, composición de los carbonatos, etc.); • El tiempo de contacto agua-roca. Una región fría, húmeda y calcárea, por tanto, es más propensa a desarrollar un relieve kárstico. Sin embargo, se encuentre este relieve en todo el globo, tanto en regiones cálidas como húmedas.

Morfologías exokársticas: Lapiaces o lenares, son surcos o cavidades separados por tabiques más o menos agudos. Los surcos se forman por las aguas de escorrentía sobre las vertientes o sobre superficies llanas con fisuras. Poljés son depresiones alargadas de fondo horizontal enmarcadas por vertientes abruptas. Están recorridos total o parcialmente por corrientes de agua, que desaparecen súbitamente por sumideros o pozos y continúan circulando subterráneamente. Dolinas o torcas son grandes depresiones formadas en los lugares donde el agua se estanca. Pueden tener formas diversas y unirse con otras vecinas, formando uvalas. Gargantas son valles estrechos y profundos, causados por los ríos.

Morfologías endokársticas Cuevas se forman al infiltrarse el agua. Suelen formarse estalactitas a partir del agua, rica en carbonato cálcico, que gotea del techo, y estalagmitas a partir del agua depositada en el suelo. Simas son aberturas estrechas que comunican la superficie con las galerías subterráneas. Ponors son aperturas de tipo de portal donde una corriente superficial o lago fluye total o parcialmente hacia un sistema de agua subterránea.

Rillenkarren (lapiaz en reguero) Meanderkarren

Kluftkarren (bogaz)

Kamennitza

Tsingy (Spitzkarren) Seekarren

Zonas del aparato kárstico Zona de absorción: zona superficial por donde penetra el agua; Zona vadosa: el agua circula verticalmente; Zona freática: zona profunda donde circula permanentemente el agua; Zona epifreática: situada entre la vadosa y la freática, sufre inundaciones periódicas.

MORFOLOGIAS GRANITICAS Se denomina paisaje granítico al paisaje modelado por el efecto de la erosión sobre granitos u otras rocas plutónicas. Estos relieves son producto de la meteorización, que altera a la roca, y de la erosión que elimina la parte alterada. La alteración que se produce depende principalmente de tres factores: • Composición, sobre todo composición mineralógica. • Textura, que tiene en cuenta el tamaño de los minerales, su forma, porosidad... • Fisuración, que cuando es mayor más se altera la roca. Formas graníticas Dentro de los elementos que integran los paisajes graníticos se distinguen entre «formas mayores» y «formas menores». Las mayores incluyen domos, crestones, lanchares, berrocales, pedrizas y arenizaciones. El domo es una masa de roca que presenta un aspecto redondeado formado por la meteorización a favor de diaclasas curvas, mientras que el crestón se forma a favor de un diaclasado Según aumenta la alteración de estos relieves, empiezan a formarse berrocales, pedrizas, lanchares, bolos y finalmente la arenización de la roca. Existen varias formas menores, como pilancones, tafonis, pseudoestratificación, etc.

FORMAS MENORES DEL MODELADO EN GRANITOS Modificado de Pedraza Gilsanz, J: "Geomorfología. Principios, métodos y aplicaciones." Ed. Rueda. Madrid, 1996. DENOMINACIÓN CARACTERÍSTICAS GÉNESIS Pilas o pilancones no Hendiduras sobre lanchas graníticas horizontales o subhorizontales. Se forman por retenciones de agua en irregularidades de la roca que fluviales Suelen ser poco profundas, con carácter ovoide o esférico y raramente implican una meteorización-desagregacíón concentrada. El origen de (gnamma, rock basin) cónicas; de dimensiones centimétricas, pueden llegar a métricas en su esas irregularidades está en procesos de carga; la evolución posterior es eje mayor. una desagregación granular y vaciado de los productos por el rebose del agua, lo cual va favoreciendo su profundización Aros de piedra Resaltes anulares con una depresión interior. Aparecen asociados a pilas Suelen originarse a partir de pilas o pilancones no fluviales mediante una (rock doughnuts) o pilancones. inversión evolutiva al haberse endurecido las paredes por exudaciones y precipitados de meteorización. Tafonis o tafonización El término "taffoni", cavidad en corso, se aplica a hendiduras producidas Son consecuencia de "escurrideras" o humedad concentrada que, en las por meteorización en las paredes inclinadas de diferentes tipos rocas graníticas, producen desagregaciones selectivas. Su génesis es lítologícos. Así se originan oquedades o nidos, resaltes en similar a los pilancones, es decir, desagregación meteórica, pero en panal, concavidades basales, extraplomos, incluso cuevas; es frecuente paredes inclinadas. también la formación de tormos o setas. Marmitas de gigante Son de geometría similar a pilas o pilancones no fluviales, si bien éstas se Tienen su origen en la generación de flujos helicoidales durante las (pilas o pilancones sitúan en el lecho fluvial. Su morfología tiende a ser cónica o cilíndrica y crecidas y el consiguiente desgaste abrasivo de la pared, producido por fluviales) de mayor profundidad que los pilancones no fluviales. la removilización del material que yace en el lecho de la depresión; también pueden asociarse a la "cavitación". Pavimentos Planos o lanchas de gran regularidad (similares a los pulidos), aunque Desalojo por erosión, meteorización y gravedad de lajas superiores. con múltiples discontinuidades de pequeñas diaclasas que los compartimentan, y donde crece vegetación herbácea. Su pendiente es muy escasa. Canalones, Regueros y canalillos, paralelos o subparalelos, de profundidad En materiales graníticos, su origen se asocia a fenómenos de acanaladuras centimétrica a decimétrica, y formados sobre paredes inclinadas a desagregación selectiva por escorrentía pluvial o nivo-pluvial. similitud de aquéllos que aparecen en los lapiaces de rocas carstificables. Diaclasado paralelo o subparalelo a la superficie (lajamiento), muy Esfuerzos debidos a la descompresión por erosión del granito, lo que paraestratificación regular y de espaciado constante, que confiere a ciertos macizos provoca un diaclasado de lajamiento o foliación. graníticos un aspecto "similar" al de una roca estratificada. Paredes o techos generados por desplome de bloques, dejando resaltes Caída de bloques por gravedad. Extraplomos o viseras. Piedras caballeras y Conjunto rocoso en el cual destaca un bloque aislado o piedra caballera, Meteorización diferencial de los bloques y eliminación del material sobre otro más o menos nítido que le sirve de base o pedestal. resultante. pedestales Agrietamientos pseudopoligonales Bloques separados Descamación

Superficies endurecidas sobre las que aparecen discontinuidades o grietas formando un enrejado. Porciones de roca que, mediante un ligero deslizamiento o pérdida de sustentación, se separan entre sí o del conjunto rocoso general. El movimiento es a favor de discontinuidades, normalmente el diaclasado. Placas más o menos delgadas y continuas que se separan epidérmicamente de la masa principal.

Pueden asociarse a planos de diaclasado, donde se produjo una transformación de los minerales por rozamiento. Gravedad. Alteración diferencial de tipo químico y mecánico..

gnama

Paraestratificación

Tafoni

Marmita de gigante

Piedras caballeras

descamación

acanaladuras

Extraplomo

El domo o bornhardt y el crestón representan las formas primarias en un paisaje granítico y su origen muestra clara relación con el diaclasado: el curvo dará formas dómicas, uno vertical tenderá a crestones, y la interferencia en ambos propiciará el desarrollo progresivo de berrocales. Para explicar la génesis de un domo se han propuesto modelos superficiales y subcutáneos, si bien, aun cuando influya la posterior evolución superficial o "casi superficial", el inicio del proceso siempre será subcutáneo. De la misma manera, para los bolos han de considerarse ambas posibilidades genéticas. Todo relieve granítico exhumado, al iniciar su evolución en condiciones subaéreas, pasa por una serie de etapas que, según una escala ideal, le conducen sucesivamente desde formas dómicas o crestas, a berrocales, pedrizas, lanchares (frecuentemente son el flanco o techo de un domo parcialmente exhumado, o en proceso de exhumación), acumulaciones de bolos, bolos dispersos y zonas arenizadas en franjas preferenciales o superficies más amplias. Dada su particular fisonomía, algunas formas reciben nombres peculiares; así ocurre con tors o pequeños berrocales aislados, las formas acastilladas o crestas, domos en «dorso de ballena», etc.

Esquema aplicado al Sistema Central (España) que muestra las formas más comunes en paisajes graníticos y la relación con sus factores genéticos. Modificado de Pedraza (1996). Leyenda: K: Zonas de fracturación intensa en las que todos los caracteres tienden a converger con los granitoides de alteración generalizada. T: Tors (acumulaciones de bloques que representan berrocales degradados). El punteado representa zonas de arenización y el rayado la red de diaclasas.

FORMAS MAYORES DEL MODELADO EN GRANITOS Modificado de Pedraza Gilsanz, J: "Geomorfología. Principios, métodos y aplicaciones." Ed. Rueda. Madrid, 1996. DENOMINACIÓN Tors y lanchares Domos Berrocal Pedrizas Alteración Crestones y (Bolos sobre CARACTERÍSTICAS (Cupuliformes y (Domos ((Berrocal generalizada crestas zonas campaniformes) degradados) degradado) (arenizacióo) arenizadas y lanchas) Vertical, Ortogonal curvo Curvo dando Ortogonal (curvo y dando y radial) casi Horizontal No reconocible Diaclasado dominante lanchas radial) abierto paredes cerrado Muy densa Sólo en los en todo el Sólo en los bordes Sólo en los bordes Discontinua Discontinua Fracturación bordes dominio Características mineralógicas del granitoide Textura más frecuente

Grano fino y diques

Poco biotítico de grano medio y/o porfídico

Todos

Todos

Apretada

Apretada

Apretada

Ligeramente apretada

Capacidad para la penetración de agua y aparición de manantiales

Muy baja, sólo a favor de algún diaclasado horizontal

Muy baja, sólo en algún diaclasado algo abierto

Media a baja, Media, desarrollo Alta, buen desarrollo de Baja. a favor de desarrollo de suelos discontinuo de y vegetación en suelos y suelos en todo el las diaclasas diaclasas abiertas vegetación dominio

Capacidad para el desarrollo edáfico y productivo

Muy baja, sólo a favor de algún diaclasado horizontal

Muy baja, sólo en algún diaclasado algo abierto

Media a baja, Media, desarrollo Alta, buen desarrollo de Baja. a favor de desarrollo de suelos discontinuo de y vegetación en sueíos y suelos en todo el las diaclasas diaclasas abiertas vegetación dominio

Grado evolutivo ideal

Relieve poco evolucionado (juvenil)

Relieve poco evolucionado (juvenil)

Alteración meteórica

Muy baja

Muy baja

Relieve evolucionado (maduro) Baja y discontinua

Relieve bastante evolucionado (maduro) Alta, muy discontinua

Biotítico de grano Biotítico de grano grueso grueso Granuda

Granuda

Relieve bastante evolucionado (senil)

Relieve muy evolucionado (senil)

Alta, discontinua

Total

Bloque diagrama de un paisaje granítico, mostrando las principales formas mayores. Pulse sobre la imagen para obtener una versión de mayor tamaño. 1. Domo campaniforme. 2. Crestas. 3. Berrocales. 4. Domos cupuliformes. 5. Depresiones de excavación y alteración (navas). 6. Pedrizas y tors. 7. Lanchares y bloques. 8. Dominio pluvio-fluvial de erosión y exhumación.

inselbergs berrocal

Dorso de ballena

Tors