Tema11

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