Geomorfologfo Aplimdo oLevon1Umientos Edofológims

Geomorfologfo Aplimdo
oLevon1Umientos Edofológims
yZonifimd6n Ffsim de lierros
Bogotá, D. r, 2005
DEPARTAMENTO ADMINISTRATIVO NACIONAL DE ESTADIsTICA
INSTITUTO GEOGRÁFICO AGUSTíN CODAZZI
IVÁN DARío GÓMEZ GUZMÁN
Director General
MERCEDES VÁSQUEZ DE GÓME Z
Secretaria General
NAPOLEÓN ORDÓÑEZ DELGADO
Subdirector de Agrolog ía (C·l
ALVARO URIBE VÉLEZ
Presidente de la República
IVÁN DARlo GÓMEZ GUZMÁN
Dírector General
GABRIEL MARTíNEZ PELÁE Z
Subdirector de Catastro
CONSEJO DIRECTIVO
MIGUEL ÁNGEL CÁRDENAS CONTRERAS
Subdire ctor de Geografia y Cartografía
ERNESTO ROJAS MORALES
Presidente Consejo Directivo
Director Departamento Administrativo Nacional de Estadistica, DANE
DORA INÉS REY MARTíNEZ
Jefe Oficina CIAF
SANTIAGO MONTENEGRO TRUJILLO
Director Departamento Nacional de Planeación
HUGO VILLOTA
Segund a Edición, 2005
COORDINACiÓN GENERAL :
Dora Inés Rey Martinez
REVISiÓN y ACTUALIZACiÓN :
Pedro Karin Serrato Alvarez
EDICiÓN :
Jonás León Pérez
APOYO TÉCNICO:
Andrés Gil Rozo
Édgar Idinael Sierra Torres
Myriam Ortiz Osario
© Instituto Geográfico Agustin Codazzi
Prohibida su reproducción total o parcial sin la autorizació n del Instituto Geográfico Agustín Codazzi
SANDRA SUÁREZ PÉREZ
Ministra de Medio Ambi ente, Vivienda y Desarrollo Territorial
CAMILO OSPINA BERNAL
Ministro de Defensa Nacional
ANDRÉS FELIPE ARIAS LEIVA
Ministro de Agri cultura y Desarrollo rural
ALEJANDRO GAVIRIA URIBE
Representante Presidencia de la República
ALBERTO MENDOZA MORALES
Representante Presidencia de la Repúb lica
Presidente Sociedad Geográfica de Colombia
Presentación
L
a geomorfología, es la ciencia que estudia de manera sistemática las
formas del terreno, sus génesis, es decir, el origen o procedencia de
lo que vemos en un paisaje y la evolución a través del tiempo , como
respuesta de los diferentes procesos naturales que se encargan de esculpi r
y modelar la superficie terrestre, unas veces de manera tan lenta que puede
ser imperce ptible para el hombre y en otras tan rápida que causan catástrofes
impredecibles con grandes pérdidas en recursos físicos y vidas humanas.
La geomorfología desde hace varias décadas ha dejado de ser una disciplina
meramente académ ica, para convertirse en una ciencia con aplicac ión pragmática que sirve para resolver problemas como: riesgos naturales, potencialidad del agua subterránea, caracterización del sustrato para la construcción
de obras de infraestructura, mapeo de suelos y zonificación de las tierras,
que sirvan como apoyo a la toma de decisiones relacionadas con la planificación del territorio y el mejoramiento de la calidad de vida del hombre sin el
deterioro del medio ambie nte.
Este campo del conocimiento siempre fue una preocupación por parte del
Instituto Geográfico Agustín Codazzi (IGAC), cuyos investigadores aplicaron
los principios de la geomorfología en proyectos de gran envergadura para el
conocimiento de la compleja geografía de Colombia y que , además , sirvieron
de base para implementar cursos de posgrado tanto a escala naciona l como
internacional.
El documento que se presenta a continuación es el fruto de muchos años de
investigación del que fuera nuestro destacado funcionario, el doctor Hugo
Villota (q.e.p.d.), quien con su dísciplina y espíritu de maestro plasmó sus conocimientos de manera simple y sistemática, para servir de guía en el estudio
de las geoformas , con espec ial énfasis en el reconocimiento y distribució n de
los suelos , aplicando para ello las técnicas de la interpretación de las imágenes de sensores remotos.
Este legado que presenta el IGAC, en su segunda edición, es un homenaje a
su investigador y un aporte para la forma ción de las futuras generaciones.
Iván Darío Gómez Guzmán
Director General IGAC
VII
Prólogo
L
a obra que tiene en sus manos es el resultado de la integración
armónica entre la capacidad investigativa del autor y el compromiso de las directivas del IGAG, para divulgar el conocimiento en
beneficio de la comun idad interesada en el tema de la geomorfología y
sus aplicaciones.
El autor del libro, doctor Hugo Villota, como científico y catedrático de
Geomorfología y suelos, logró plasmar de manera clara y resumida un
texto bastante completo, el cual no alcanzó su versión final debido a
causas ajenas a su voluntad.
A pesar de esta situación, la admiración y respeto de quienes fuimos
sus alumnos y compañeros hizo que se encauzaran todos los esfuerzos
para dotar esta obra de las figuras y diagramas que faltaban . Igualmente, se recolectaron algunas imágenes de satélite y fotografías aéreas
que se seleccionaron del archivo del GIAF, además de la colección fotográfica del revisor, producto de varios años de trabajo de campo con
eIIGAG.
Gabe resaltar que la labor de edición de los textos se hizo teniendo
cuidado de conservar la fundamentación y estructura que el autor dejó
en el escrito inicial.
Finalmente , se reconocen el trabajo y dedicación del revisor, Agró logo
Pedro Karín Serrato Álvarez, discíp ulo y compañero del profeso r Hugo
Villota (q.e.p.d.), por haber contribuido a que su obra sea una realidad y
al mismo tiempo se convierta en la prolongación de su pensamiento.
Dora Inés Rey Martínez
IX
CONTENIDO
PRE SEN TACi ÓN
VII
PR ÓL OGO ................................................................................... ...............
IX
XXV
INT RODUCCi Ó N
1. CON CEPTOS FUNDA ME NTA L ES
.
1.1 DEFINICION ES DE GEOMORFOLOGIA
.
1
1.2 DEFINICIONES DE FIS IOGRAFIA
.
2
1.3 GEOMORFOLOGIA VS . FISIOGRAFIA
.
3
1.4 ANÁ LIS IS GEOMORFO LÓG ICO y ANÁLISIS FISIOGR ÁFI CO
.
4
.
9
.
9
.
9
2.1.1. 1 Intru sivas o Plutón ica s
.
10
2.1.1.2 Volcánicas o Extrusivas
.
10
2.1.2 Roca s Sedimentarias
.
11
2.1.3 Roca s Metamórfi cas
.
13
2.1.4 Disposición de las masas roc osas
.
15
2.2 LAS FUERZAS INTERNAS Y LOS RELIEVES INi CiALES
.
16
2.2.1 Pro cesos End óg eno s
.
16
2.2.2 Oro gén esis
.
16
.
17
..
20
2.2.4.1 Buzamie nto y rumbo
.
21
2.2.4.2 Pliegues
..
22
2. EL PA ISA JE TE RR ESTRE
2.1 LAS ROCAS DE LA CORTEZA TERRESTRE
2.1.1 Roca s Igneas
2.2.3 Deriva co ntine ntal, ex pa nsió n del fo ndo oceá nico y tectóni ca de
placas
2.2 .4 Estru cturas de las rocas en cordilleras de plegamiento
XI
.
23
4.2.1.3 Cubeta sinclinal y sinclinal colgante
.
71
.
24
4 .2.1.4 Cresta homoclinal abrupta y crestón homoclinal.
.
71
.
27
4.2.1.5 Espinazo (Hog back)
.
73
3.1 LAS FUERZAS DE CAMBIO
.
27
4.2.1.6 Barras Homoclinales
.
75
3.2 FUERZAS DE DESPLAZAMIENTO
.
28
4.2.1.7 Cuesta homoclinal
.
76
.
76
4.2.2.1 Estratovolcán
.
77
4.2.2.2 Volcán basáltico en escudo
.
78
4.2.2.3 Volcanes de lavas ácidas tipo domo
.
80
4.2.2.4 Cono de escorias
.
82
4.2.2.5 Coladas , campo y plataforma de lava
.
83
4.2.2.6 Campo de ignimbritas
.
85
4.2.2.7 Manto de piroclásticos - (Tefras)
.
86
.
89
4.2 .3.1 Relieve montañoso fluvio-erosional.
.
89
4 .2.3.2 Cumbres alpinas glaciáricas y glaci-fluviales
.
95
4.2.3.3 Relieve montañoso o colinado disolucional.
.
102
..
.
107
107
..
110
.
112
2.2.4 .3 Fracturas
2.2 .5 Tipos de relieves iniciales
3. EVOLUCiÓN DEL PAISAJE TERRESTRE
3.3 LOS AGENTES GEOMORFOLÓGICOS y LOS PROCESOS MOR-
4.2.2 Relieve Complejo volcano-glaciario y volcano-erosional.
.
28
.
29
.
29
3.4.1.1 Clases de meteorización
.
30
3.4.1.2 Factores que favorecen la meteorizac ión
.
31
.
32
3.4.2.1 Factores que favorecen la remoción en masa
.
33
3.4.2.2 Clasificación de los fenómenos de remoción en masa
.
35
3.4.3 La Erosión (del latin erosio, onis = roedura)
.
46
3.4 .3.1 Erosión Geológica o Natural.
.
47
.
48
FODINÁMICOS
3.4 PROCESO S DE DEGRADACi ÓN O DENUDACIONALES
3.4.1 Meteorización de las rocas
3.4 .2 Remoción en masa
3.4 .3.2 Erosión Acelerada o Antrópica
49
3.4 .3.3 Formas de erosión del suelo por la lluvia y la escorrentia
3.4 .3.4 Dirección de la Erosión Fluvial
3.5 EL CICLO DE DENUDACiÓN
4.2.3 Relieves modelados por procesos denudaciona les
.
56
.
58
4.3 GEOFORMAS DE LAS ALTIPLAN ICIES, SUPERFICIES
COLlNADAS, ALOMADAS y ONDULADAS
4.3.1 Altillanura o Altiplanicie
4 .3.1.1 Paisajes de las altillanuras degradada s
3.5.1 Características generales de las etapas de un ciclo normal de
.
58
3.5.1.1 Juventud
.
58
3.5.1.2 Madurez
.
58
3.5.1.3 Senectud o vejez
.
59
.
60
denudación
3.5.2 El Concepto de Rejuvenecimiento de paisajes
4.3.2 Superficie de Aplanam iento (Planation Surfa ce)
4.3.2.1 Penillanura o peneplanicie (dellatin paene=casi , y planilies
=planicie)
4. CLASIFICACiÓN DE LAS GEOFOR MAS DE CARÁCTER
TECTÓNICO · DEGRA DA CIONA L y DENUDACIONAL
.
63
4.1 INTRODUCCiÓN
.
63
4.2 GEOFORMAS DE LAS CADENAS MONTAÑOSAS Y COLlNADAS
65
112
4.3 .2.2 Peneplanicie elevada o solevantada
.
114
4 .3.2.3 Relieves residuales y montes-islas
.
11 5
4.3.2.4 Llanura de pedimentos o pediplanicie
.
116
.
121
..
122
.
123
PROCESOS DE AGRADAC IÓN y GEOFORMAS CORRES PON·
DIENTES
5.1 SEDIMENTACiÓN COLUVIAL.
5.1.1 Talud de derrubios, piedemon te coluvial, laderas coluviales
4.2 .1 Relieve montañoso o colinado estructural-erosional y relieve
.
67
5.1.1.1 Cono de derrubios
..
123
4.2.1.1 Montaña anticlinal.
.
69
5.1.1.2 Cono de deslizamiento
.
124
4.2.1.2 Anticlinal excavado
.
70
5.1.1.3 Coluvio (de remoción), rellano coluvial.
..
125
montañoso glacio-estructural.
XII
5.
.
XI I I
.
126
.
127
.
127
5.2.1.1 Abanico de lodo o de lahar
.
128
5.2. 1.2 Coladas de iodo y lahar.
.
129
5.2.1.3 Terrazas de iodo o de lahars
.
5.3 SEDIMENTACiÓN ALUVIAL O FLUVIAL.
5.3.1 Transporte o acarreo de sedimentos
5.1.1.4 Glacis coluvial; valle estrecho coluviai
5.2 SEDIMENTACiÓN DILUVIAL
5.2.1 Unidades Genéticas y Paisajes Diluviales
6.2.2.5 Marismas o depósitos lagunares
.
173
6.2.2.6 Planicies de marea
.
174
6.2.2.7 Terrazas marinas
.
175
6.2.2.8 Edificaciones coralina s (Bioherm as o monliculos orgáni cos)
7.
PROCESOS y GEOFORMAS EÓLICAS
.
177
130
7.1 CARACTERíSTICAS DE LOS VIENTOS
.
177
.
131
.
133
7.2 CONDICIONES O FACTORES QUE PROMUEVEN LAACCIÓN
EÓLICA
.
178
5.3.1.1 Energia y Velocidad
.
133
7.3 EROS iÓN EÓLICA
.
178
5.3.1.2 Competencia y Capaci dad
.
134
7.4 GEOFORMAS DEGRADACIONALES EÓLICAS
..
178
5.3.2 Sedimenta ción Diferencial
.
134
7.5 TRANSPORTE POR EL VIENTO
..
179
5.3.3 Geoformas determinadas por la sedimentación fluvial.
.
136
7.6 SEDIMENTACiÓN POR EL VIENTO
..
179
5.3.3.1 Valle aluvial
.
137
7.7 GEOFORMAS DE LA SEDIMENTACiÓN EÓLICA
..
180
5.3.3.2 Piedemonte aluvial
.
140
7.7.1 Tipos de dunas o médanos
.
180
5.3.3.3 Llanura aluvial de rios trenzados
.
144
7.7.1.1 Dunas Transversales
..
180
..
.
149
7.7.1.2 Barjanes o Barchanes
5.3.3.4 El Sistema de rios meándricos
180
7.7.1.3 Dunas Parabóli cas
..
5.3.3.5 Llanura aluvial meándrica
.
151
181
7.7.1.4 Dunas Longitudinales
..
5.3.4.3 Llanura aluvial de desborde y llanura fluvio-deltaica
.
155
181
7.7.1.5 Mantos de Loess
.
.
161
182
.
.
161
183
6.1.1 Costas de inmersión o tran sgresión
.
161
6.1.2 Costas emergentes o de regresión
.
161
6.1.3 Costas neutrales
.
161
6.1.4 Costas falladas
.
161
.
163
.
163
6. MORFOLOGíA COSTERO-MARINA
BIBLIOGRAFíA
6.1 INTRODUCCi ÓN
6.2 EVOL UCiÓN DE LOS PAISAJE S COSTEROS
6.2.1 Procesos de erosión marina y forma s correspondientes
6.2.2 Procesos de sedimentación fluvio-marina y marina y Geoformas
correspondientes
.
164
6.2.2.1 Planicies deltaicas
.
164
6.2.2.2 Playas marinas
.
169
169
6.2.2 .3 Barras de Playa ..
6.2.2.4 Cordones litorales, flech as o espigo nes y tómbolos
XIV
175
.
171
XV
LISTA DE FIGURAS
Figura 24 . Ca ida de escombros o desplome
Fig ura 1. Interpr etación geo mo rfológica e interpretación fisiográ fica
.
Figura 2. Estructura de una leyenda geo mo rfológica frente a una leyenda
fisiográfica
.
6
45
..
46
.
48
Ejemp los de valles determ inado s por erosión natural y eros ión
ace lerada: a: valle en V del rio Negro región de Cáqueza y b:
erosión en cárcavas zona de Guatav ita
..
49
Vista panorámi ca de las formas de eros ión pluvial-flu vial.
Parque Nac ional Bryce Ca nyo n, Utah , USA
..
51
Figura 29 . Erosión en tún el. Sufusión en la form ación Mesa de Venezuela
.
52
Figura 30 . Proceso de sofusión
.
53
Polígonos con cuñas de hielo en suelos con permafrost. Pitt
Point Alaska
.
54
Figura 25. Remoción Gravitacional por volcamiento
Figura 26. Patrones de drenaje eros ionales
7
Figura 3 . Trayectoria de las ondas sísmicas a través del interior de la Tierra
19
Figu ra 4. Configuració n de la Tierra
19
Figura 5. Mov imien tos relati vos de las placas rigidas de la corteza terrestre
19
Figura 6. Formación de los Andes
..
21
Figura 7 . Co rdillera en formación (Sistema insular de la Cos ta Asiática) .
21
Fig ura 8. Formac ión del sistema himalaya - alpino
..
21
Figura 9. Buza miento y rumbo
.
22
Figura 10. Plegamientos
.
Figura 27.
Figura 28.
Figura 31.
23
Figura 32 . Formación de zurales en depresiones cerradas
Figura 11. Sistemas de pliegues
..
23
Figura 12. Hom oclinales con sus partes constitutivas
.
23
Figura 13. Esquema de relieves dislocados y plegados
.
24
Figura 14. Sec uenc ia de eventos y geoestruct uras relacionadas con el
origen de l paisa je terrestre
.
55
Figura 33 . Ae rofotografia don de se aprecia el ensanchamiento de un valle por remoción (Slump de sus paredes S). Ca ñón de l Rio
Grande (New Mex ico) . USA
.
57
Figura 34 . Eros ión remo ntante en cárcavas (C) afectando a una altiplanicie (A) en Robles, Ca uca . Co lombia
.
57
Figura 35.
59
Fases del desarrollo de una región de estructura compleja .....
Figura 15. Incidencia de la fuerza de gravedad (g) en los procesos de
remoción en masa, según grado de la pendiente del terreno
.
33
Figura 36 . Partes de una montaña
..
64
Figura 16.
.
37
Figura 37 . Vista aérea de un sistema de montañas estructu rales-e ros ionales en Irán
..
68
Figura 17. Solifluxión laminar plástica en terracetas, agra vada con microdeslizamientos
.
38
Figura 38. Ant iclinal simp le en aren iscas. Las flec has indican la dirección
de buzam iento de los est ratos y las letr as indican : B laderas
de buzamiento; S: Co ntrape ndie ntes
..
69
Figura 39 . An ticlina l compuesto en areniscas y arcillolitas
..
69
Figura 40 . Ant iclinal con afloram iento del núcleo en rocas cris talinas ......
70
Figura 41.
..
70
Figura 42 . An ticlinal-sinclina l en materiales homogéneos
..
71
Figura 43 . Sinclinal colgante limitado por escarpes
.
71
Figura 44 . Panorámica de una cresta homoclinal abrupta en ortocuarcitas de Cretáceo Superior. Chin aut a, Cundinamarca. Colombia
..
72
Figura 45. Ae rofo tografía mostrand o una cresta hom oclinal abrupta (1);
Chevrones (2) y laderas erosionales (3). Silvania, Cundinamarca . Colombia
.
73
Evidencias frecuentes de reptación
Figura 18. Camellones de solifluxión de l Distrito de Kalabo, Baratzeland ,
Zambia
.
38
Figura 19. Esca rceos de los Llanos Orientales, Departamento de Casanare , Colombia
.
39
Figura 20. Aerofotografía de una región de Cundinamarca donde se destacan varios fenómenos de remoción en masa; A: Cicatriz de
despegue; B: Barranco; C: Colada de barro colmatando un
valle eros iona l.
.
Figura 2 1. Cicatri z de deslizamiento planar sobre la ladera estructural de
una cresta homoclinal en lulítas. Villa de Leiva . Colombia ......
Figura 22. Deslizamiento translacional en la via Villavice ncio-Bogotá,
muni cip io de Guaya betal
XVI
25
.
Ant iclinal excavado con subpa isajes
41
42
.
43
Figura 23 . Ejemplos esqu emáticos de desplazamientos rotacional es ......
44
XV I I
Figura 46. Vista aérea de una cubeta sinclinal (S) limitada por espinazos (E) y una cresta homoclinal (C). Prado, Tolima. Colombia
74
Figura 47. Vista aérea de una cresta homoclinal (C) y un espinazo (E)
separados por un valle estrecho fiuvial. Prado, Tolima. Colombia
.
74
Figura 48. Disposición vertical de los estratos en un paisaje de barras
homoclinales
.
75
Figura 49. Perspectiva vertical de barras homoclin ales en el municipio
de Betania, Huila
..
75
Figura 50. Esquema de cuestas escalonadas. Con las letras se pueden
distinguir: A: Laderas de buzamiento; B: Contrapendientes o
escarpes y O: Coluvio de remoción
..
76
Figura 51. Panorámica del volcán Villa Rica en Chile ...............................
78
Figura 52. Estructura interna de un estratovolcán
78
.
Figura 53. Vista aérea del volcán Galeras (Nariño-Colombia) un estratovolcán con un cono de escorias anidado en el interior de su
antigua caldera degradada
.
79
Figura 54. Cúmulo-domo independiente
.
80
..
80
Figura 55. Cúmulo-domo asociado a un voicán
Figura 56. Configuración de un domo-tapón. En la parte superior un perf l
de esta geoforma, y en la parte inferior su apariencia cuando
han sido erosionados los edificios volcánicos
..
93
Figura 65. Sección transversal y vista superior de un valle glacial. ..........
96
Figura 66. Imagen SPOT en falso color de una zona glaciada con topografía montañosa y costa en Juneau, Alaska. Agosto 1990....
97
Figura 67. Panorámica de un valle glacial activo en el que se destacan:
1. Circo: 2. Glaciar: 3. Paredes de artesa; 4. Morrena lateral
y morrena de fondo. (Glaciar de Athabasca , Canadá)
..
98
Figura 68. Panorámica de un circo glacial con sus paredes rocosas (1),
conos de derrubios (2): umbrales (3) y ollas u ombligos (4).
Pico El Guardián en la Sierra Nevada de Santa Marta, Colombia _
.
98
Figura 69. Cono de gelifracc ión colmatando una laguna de un ombligo u
olla glaciárica. Sierra Nevada de Santa Marta Colombia .........
99
Figura 70. Vista aérea de un paisaje glacial activo con morrenas lateroterminale s Sierra Nevada del Cocuy. Boyacá, Colombia . Pda:
Pan de Azúcar : PdD: Púlpito del Diablo; W4: estadio R San
Pablin 3.100 m.s.n.m
..
101
Figura 71. Vista aérea de un paisaje glacial heredado , con morrenas latero-term inales y ollas glaciarias. Mamancanaca . Sierra Nevada de Santa Marta, Aracataca-Colombia
.
101
Figura 72 . Aerofotografía de un área de calizas con un patrón de depresiones k ársticas en La Belleza, Santander, Colombia
..
104
Figura 73. Aerofotografía de un área de calizas con un patrón de karst
cónico en Puerto Rico
..
105
Figura 57. Vista aérea de un volcán misceláneo, con cono de escorias
(E) coronado por un amplio cráter y un disco de lavas intermedias y básicas (L) de diferente edad, a su alrededor
..
83
Figura 74. Infiuencia estructural en la localización de poljes
..
105
Figura 58. Altiplanicie de ignimbritas en el sector de San Agustín disectada por el rio Magdalena
.
86
Figura 75. Laberintos, torres y planicie kársticos
.
106
Figura 76. Diferentes fases de desarrollo de una altillanura degradada
en clima seco
.
108
Figura 77. Ejemplos de altillanuras degradadas
.
109
88
Figura 78. Panorámica de una superfcie colinada en conglomerados
y areniscas tobáceas de la formación Zarzal, desarrollada a
partir de una antigua planicie lacustre
.
11 0
91
Figura 79. Imagen de radar de la Amazon ia, donde se aprecian: colinas
estructurales (E), superfcie colinado-ondulada (SC) y valle
aluvial (V). Zona de Araracua ra, Colombia
.
111
Figura 62. Aerofo tograf ia de un paisaje de montañas graníticas (G) en
una zona árida de Wyoming, USA. Las áreas planas (A) corresponden a una llanura aluvial.
..
91
Figura 80. Elementos reconocib les en las geoformas estratificadas horizontales degradadas: a: Cimas tabulares; b: Laderas superiores; e: Rellanos ; d: Cornisas ; e: Laderas inferiores
..
111
Figura 63. Vista aérea de un contacto entre paisajes de montañas ramificadas en dioritas (O) y en filitas-esquistosas (E).Santa Fe de
Antioquia-Colomb ia
.
92
Figura 81. Panorámica de la superfcie de aplanamiento elevada de Colombia, Región de Santa Rosa, Antioquia
..
113
Figura 59. Vista aérea del sistema de volcanes de Coconucos (Cauca,
Colombia) con un sector cubierto con piroclastos gruesos (P)
y otro con coladas de lava (L)
.
Figura 60. Vistas aéreas de zonas de piedemonte cubiertas con espesos mantos de cenizas volcánicas (CV1) alta a medianamente
meteorizadas (CV2)
.
Figura 61. Vista aérea de un paisaje de montañas ramificadas en rocas
graniticas (G) de una región subhúmeda, en contacto con
montañas estructurales-plegadas (E). Toiima, Colombia.........
XV II I
81
Figura 64. Vistas áreas de colinas pizarrosas (P) en la foto izquierda, y
de colinas erosionales en lutitas (L) en la foto derec ha. Compárense los patrones de disecc ión. Estado de Virginia, USA .
88
XIX
Figura 82. Peneplanic ie recortada en rocas de diferente naturaleza
.
rraza (T) Y al fondo, el plano inundable (V). Río ChicamochaPescadero (Santander)
.
139
140
Figura 83. Esquema de una peneplanicie solevantada y fallada con sus
diferentes unidades remodelada s por denudación
.
114
Figura 84. Desarrollo de montes-isl a en rocas homogéneas
.
116
Figura 102. Vista frontal de una microgeoforma de piedemonte (tono claro) con su característica topografía de plano ínclinado, al pie
de un escarpe de terraza . Guatavita-Colombia
.
Figura 85. Sección transversal esquemática de un pedimento que recorta rocas sedimentarias plegadas y plutónicas
.
117
Figura 103. Vista aérea de un piedemonte aluvial con los sucesivos abanícos que lo constituyen . Rivera, Huila. Colombia
.
141
Figura 86. Esquema de una llanura de pedimentos con sus geoformas
asociadas
.
118
Figura 104. Estereograma de un valle aluvial donde se distinguen : cono
de deyección (C), abanico aluvial (A) y río trenzado (RT)
.
141
Figura 87. Talud de derrubios al pie de un escarpe rocoso en Moraine
Lake, Canadá
.
124
Figura 105. Rasgos morfológicos y partes constitutivas de un abanico
aluvial
.
142
Figura 106. Abanicos superpuestos en la sucesión indicada
.
143
Figura 107. Abanicos con estructura telescópi ca
.
144
Figura 108. Barras de cauce de rio trenzado, caracterizadas por la alta
pedregosidad. Rio Upín-Meta
:
..
145
Figura 109. Aerofotografía de una llanura de río trenzado en la que se
destaca su lecho mayor (LM), la sobrevega (SV) y una terraza (T). Río Guatiquia-Meta
.
146
Figura 110. Paisajes y subpaisajes caracteristicos de una llanura de rio
trenzado afectada tectónicamente: VI = Vega Baja ; VA = Sobrevega ; T1, T3 = Terrazas; E = Escarpe de terraza s. Río
Casanare-Colombia
.
147
Figura 111. Distribución de sedimentos en una terraza aluvial de rio trenzado
.
147
Figura 112. Desarrollo de las terrazas agradac ionales
.
148
Figura 113. Desarrollo de terrazas erosionales
.
149
Figura 114. Representación de las longitudes del canal y del valle, entredos puntos
.
149
Figura 115. Cinturón de meandros
.
150
Figura 88. Conos de deslizam iento coalescentes (P1) formados al pie de
las laderas que limitan el valle del rio Medellín-Bello, Colombia
.
Figura 89. Aerofotografia donde se destacan varios coluvios de remoción
(C) hacia la base del escarpe de un abanico terraza antiguo.
Fusagasugá , Colomb ia
.
125
125
Figura 90. Panorámica de un glacis coluvial formado al pie de un crestón en areniscas , en segundo plano. Usme-Cundinamarca ....
127
Figura 91. Vista aérea parcial del flujo de lodo que sepultó a la ciudad
de Armero en noviembre de 1985. Tolima-Colombia
.
128
Figura 92. Imagen Landsat TM de/ Centro de Colombia donde se aprecian los abanico-terrazas diluviales de Pasea (1), Fusagasugá-Chinauta (2) y Tolemaida (3), asi como el abanico diluvioaluvial de Ibagué (4)
.
130
Figura 93. Vista aérea de las coladas mixtas de lahar y lava que colmatan los antiguos valles glaciares del Otún y La Leona. Risaralda, Colombia
.
130
Figura 94. Profundidad y amplitud de un cauce
.
132
Figura 95. Gradiente textura/longitudinal.
.
135
Figura 96. Gradiente textural mezclado
.
135
Figura 97. Gradiente tex1ural vertical de un cauce
.
136
Figura 116. Vista en planta y sección transversal A-S del lecho de un
meandro
.
151
Figura 98. Perfil idealizado
.
137
Figura 117. Desarrollo de orillares en una llanura meándrica
.
152
Figura 99. Perfil irregular
.
138
Figura 118. Proceso de estrangu lamiento de meandros
.
152
Figura 119. Vista aérea de la llanura meándrica del río Guaviare-Colombia, tributario del Orinoco , en su tránsito a través de un área
selvática
.
153
Figura 120. Vista aérea de la típica llanura meándrica del rio Obi en Siberia (Rusia) donde se destacan: el plano inundable (To) y
varios niveles de terrazas (T1 a T4)
..
153
Figura 100. Vista aérea de un rio intercordillerano que luego de recibir
abundante carga de sedimentos de lecho por parte de sus
tributarios , forma islotes y playones en su vega en el cañón
del rio Cauca (Antioquia)
.
Figura 101. Panorámica de un valle aluvial encajado entre las laderas de
montañas ramificadas en esquistos . En primer plano, una Te-
xx
113
138
xx
Figura 121. Sección transversal profunda a través de una llanura de desborde
.
Figura 122. Vista aérea de una llanura de desb orde donde se distinguen:
Orillares (OR), dique natural (DN), basín (BS). Magdalena
Medio-Colombia
.
Fígura 123. Vista aérea de una llanura ftuvio-deltaica donde se destacan:
el río meándrico con su dique natural (tono claro); el basín
cenagoso (tonos negros) y los brazos deltaicos (gris medio).
Río Sinú-Colombia
.
Figura 124. Aerofotografía de la llanura del río Cauca (Colombia) donde
se destaca un cauce abandonado meándríco. Aguablan caValle del Cauca
.
XX II
155
Figura 136. Dos tómbolos que han unido esta isla con tierra firme (según
W. M. Davis.)
.
172
156
Figura 137. Cabo de Dungeness, en el estrecho de Dover, al SE de Inglaterra . Es una gran punta en cúspide con cordones playeros
curvos. (Strah ler, 1974)
.
173
Figura 138. Planicie de marea en el Pacífico colombiano donde se pueden
apreciar las rias en tono claro y las marísmas en tono oscuro. A la derecha se aprecia la vegetación de manglar en las
marismas costeras
.
173
Figura 139. Imagen IRS (L1 SS-3) de diciembre de 2003 en el delta del río
Irrawaddy en la costa de Myanmar
.
174
Figura 140. Costa en Indonesia bordeada por un arrecife-ba rrera coralino
(A)
.
176
Figura 141: Movimie nto de las partículas de arena por saltación
.
179
Figura 142. Clases de dunas y secuencia de la migración de un barchan .
181
Figura 143. Aspecto de las dunas longitudinales antiguas en el departamento de Casanare Colombia
.
182
157
159
Figura 125. Clasificación de las costas: 1) Costas de inmersión : 1A, costa
mont añosa sumergida, 1B, llanura costera sumergída, relieve
bajo ; 1C costa de fiordos; 10, depósitos glaciares (drumlins)
sumergidos. 2) Costas emersión: 2A, llanura costera, relieve
bajo; 2B, costa de vertientes abruptas, relieve escarpado. 3)
Costas neutras: 3A, costa de abanicos aluviales; 3B, costa en
delta; 3C, costa volcánica; 3D, costa de arrecifes coralinos.
4) Costas de Falla
.
162
Figura 126. Desarrollo de acantilados marinos
.
164
Figura 127. Acantilados de yeso de Normandia , a lo largo de la costa francesa del Canal de la Mancha, donde pueden observarse farallones, arcos y cuevas marinas
.
165
Figura 128. Sección vertical de un delta simple en el que se observa su
estructura (Según G. K. Gilbert)
.
168
Figura 129. Tipos de deltas: A. El delta del Nilo es de tipo arqueado y tiene forma triangul ar. B. El delta del Missisippi es de tipo ramificado, en forma de pata de ave (digitado), con largos pasos. C.
El delta del Tíber es triangular o en cúspide, debido a la fuerte
acción de olas y corrientes. D. El delta del Sena va rellenando un estrecho estuario
.
168
Figura 130. Desarrollo de una playa arenosa
.
169
Figura 131. Desarrollo de barras de playa (bermas sucesivas)
.
170
Figura 132. Barras de playa actuales y recientes en el golfo de Morrosquillo-Colombia
.
170
Figura 133. Etapas de formación de un cordón litoral , de la albúfera y
marisma encerradas
.
171
Figura 134. Cordones litorales de boca de bahia que han cerrado dos bahías y han simplificado grandemente la linea de costa (según
W. M. Davis)
.
172
Figura 135. Cordón en cúspide, que ha originado un lagoon triangular,
recibe los materiales de la deriva de playa de ambas orillas
(según E. Raisz)
.
172
XX
LISTA DE TABLAS
I
Tabla 1.
Clasificación de las rocas igneas
.
Tabla 2.
Clasificación de las rocas sedimentarias
13
Tabla 3.
Clasificación de las rocas metamórficas.
14
Tabla 4.
Agentes y procesos geomorfológicos exógenos.
29
Tabla 5.
Clasificación de los fenómenos de remoción en masa
.
35
Tabla 6.
División primaria de los sistemas montañosos y colinados .....
66
Tabla 7.
Clasificación de los procesos agradacionales según agente
responsable
.
121
INTRODUCCION
11
l acelerado desarrollo de los levantamientos aeroespaciales y las ciencias de
la tierra durante las últimas décadas ha conducido al hombre a un mejor conocimiento de la superficie del planeta y de los numerosos recursos que encierran
recónditas regiones anteriormente invioladas por este .
E
Una de las ciencias que mayor auge han tenido en los últimos tiempos , como consecuenc ia de la inigualable ayuda brindada por todo tipo de imágenes de la superficie
terrestre , obten idas con diferentes sensores remotos , es la Geomorfología, para
unos autores considerada como parte de la Geologia y para otros como una rama
de la Geografia Física, aun cuando sus objetivos y contenido sean similares en todos los casos.
Por largo tiempo la geomorfología fue considerada como una materia de exclusivo
interés académ ico, en lo concerniente al conocimiento del origen y evolución de las
diferentes formas del terreno, pero paulatinamente ha ido emergiendo como una
ciencia de gran interés y aplicación práctica . Hoy en dia no solo ha recibido atención
creciente de geomorfólogos, geógrafos y geólogos, sino tamb ién de pedólogos , forestales, ingenieros , planificadores rurale s y urbanos, etc., cada uno de los cuales
busca darle un enfoqu e de acuerdo con sus propios intere ses.
En el presente contexto se busca dar a la geomorfología un enfoque pedológ ico, en
el que se conjug ue y orde ne racio nalmente la relación paisaje-suelo-vegetación,
ampliamente comprobad a y pregonada por los científicos de suelo s. Por consiguiente, el texto se inicia con la discusión de conceptos fundamentales sobre geomorfologia y fisiografía , teniendo en cuenta que la segunda es la concepción integral de
forma del terreno del pedólogo reconoc edor de suelo s.
En un segundo capítulo se analizan la composición y orígenes del paisaje terrestre
de acuerdo con los conocimientos y las teorías más modernas, así como las caracteristicas de los relieves iniciales.
En los capítulos 111 y IV se discuten los proce sos exógenos degra dacionale s, responsabl es de la evolu ción de los relieves primarios y se concluye el mismo con una
clasificació n y definición geomorfo-pedológica de los paisajes degradacionales secuenciales, reconocibles sobre diferentes imágen es de la superficie terrestre, buscando que en esa clasificación coincidan en lo posible los factores formadores de
los paisajes y de los suelos que contengan.
Finalmente, en los capítulos V, VI YVII se discuten los procesos agradacionales o de
acumulación y las geoformas resultantes , en cuya clasificación se busca igualmente
XX IV
Geomorfolog
a
Aplicada
su relación con el patrón de suelos y con su aptitud para uso y manejo. Debe destacarse aquí que, en lo concerniente a la clasificación de geoformas y a la discusión
de sus características morfológicas, estas se hacen con énfasis en las tierras de
América Tropical.
Gracias a la acogida que tuvo la primera edición de este texto y a las valiosas observaciones y sugerencias de algunos usuarios, en esta oportunidad se ha trabajado
en una cuidadosa revisión de sus contenidos, con el propósito de aclarar algunos
conceptos, ampliar otros, especificar los nombres de ciertas geoformas, de tal modo
que se correspondan con la terminología adoptada en el Sistema CIAF de Clasificación Fisiográfica del Terreno (Villota, 1997) y en otros sistemas comparables de
clasificación de geoformas.
También se mejoran algunas ilustraciones para facilitar a nuestros usuarios la identificación de geoformas desde perspectivas verticales y oblicuas.
l. Conceptos Fundamentales
1.1 DEFINICIONES DE
GEOMORFOLOGíA
•
Etimológicamente, la palabra geomorfologia viene de tres raíces griegas: geos
(tierra), morphe (forma) y logos (tratado),
o sea, es el estudio de las formas de la
superfcie terrestre.
•
Varios autores dan definiciones más prácticas sobre esta materia. Así, según Viers
(1973) la geomorfología es una ciencia de
síntesis que tiene por objeto clasificar y
explicar las formas del relieve.
Derruau (1966) la define como "el estudio
de las formas del relieve terrestre". Según
él es una ciencia que se propone describir
y explicar; esto es, describir las formas y
explicar el relieve, su evolución y los procesos de su modelado.
Para Strahler (1974) "el estudio del origen
y desarrollo sistemático de todas las formas del relieve de la tierra" se denomina
geomorfología, aunque puede muy bien
llamarse "el estudio del relieve". Para este
autor, la geomorfología se interesa igualmente en el aspecto, en los procesos y
estados de desarrollo de esas geoformas.
Para Holmes (1971) la geomorfología
es "el estudio del relieve de la superf-
XXV I
cie actual", estudio que comparte con la
geografía física. De otro lado, el estudio
de todos los agentes terrestres y de los
procesos transformadores, así como los
efectos por ellos causados, hacen parte,
para el autor, de la geologia física, cuyo
interés principal se encuentra en la evolución pasada y presente de la tierra y en
los diversos testigos de ella, de los que
constituyen importantes ejemplos el relieve de la superficie existente y las rocas
ahora en proceso de formación.
Según Thornbury (1996) la geomorfología
es "la ciencia de las formas terrestres" (incluidas las formas submarinas). Este autor cita además la definición de Worcester
(1939), quien sostiene que la geomorfología es "una descripción e interpretación
de las característícas del relieve terrestre", definición que Thornbury considera
con un sentido más amplio que el etimológico.
Soeters (1976) define a la geomorfología
como "la ciencia que trata de la superficie
terrestre y sus orígenes".
Van Zuidam (1973) relaciona la geomorfología con el análisis del terreno, el que
define como "un estudio que describe las
formas del terreno y los procesos que
condujeron a su formación, y que, además, investiga las interrelaciones de esas
formas y procesos en su distribución o
arreglo espacial".
Geomorfología
•
Aplicada
Verstappen (1968) dice que la geomorfologia hace énfasis en las formas del terreno, en sus varios procesos, específicamente aquellos que actúan al presente;
en el desarrollo a largo plazo o génesis
del relieve, y en su contexto medioambiental.
Finalmente, para Bloom (1973) la geomorfología es la ciencia del estudio del paisaje terrestre.
Tal como puede notarse en la mayoría de las
definiciones anteriores, la geomorfología tiene por objeto:
Conceptos
Desde ya se advierte en la definición etímológica un mayor alcance que el de la geomorfología, por cuanto naturaleza no solo comprende las formas del relieve y la litósfera,
sino también la hidrósfera, la atmósfera y la
biósfera.
Sobre este término existen ciertas discrepancias entre los autores, probablemente debído
a los diferentes enfoques o aplicaciones que
se le dan. Así, por ejemplo, los autores de
lengua ínglesa, según Derruau (1966), dan el
nombre de fisiografia a la geografía físíca, de
la cual hace parte la geomorfología.
Thornbury (1966) dice que fisiografía era
un término aplicado anteriormente a la
geomorfologia, pero que se cambió por
este debido a que aquella (tal como se
emplea en Europa) incluye en grado consíderable a la climatología, meteorología,
oceanografía y la geografía matemática.
Dice además este autor, que en lugar de
continuar con la práctica de restringír la
fisiografía a la discusión de las formas del
terreno, antes común en Estados Unidos,
sería preferible contar con el nuevo término -Geomorfología- de significado más
específico.
a. La descripción de las formas del terreno
b. La explicación de su génesis, o sea, de
su origen y evolución a través del tiempo
geológico.
c. La definición de la naturaleza y distribución de los materiales que constituyen las
geoformas.
d. La clasificación de los paisajes, principalmente con base en su morfología, origen,
edad y composición.
e. La explicación y descripción de los agentes y procesos geomorfológicos modeladores.
1.2 DEFINICIONES DE
FISIOGRAFíA
La fisiografía es una materia estrechamente
relacionada con la geomorfología, con la cual
se le confunde frecuentemente, aun cuando
sus alcances pueden díferir ampliamente.
Etímológícamente, la palabra proviene de
dos vocables griegos: phisios = naturaleza, y
graphos = descripción, o sea que la fisiografía es la descripcíón de la naturaleza, o mejor
"la descripción de las producciones de la naturaleza".
2
•
Van Zuidam (1 979) en su libro Terrain
ana/ysis and c/assification, incluye dos
definiciones de fisiografía:
a. La descripción de los aspectos físicos
(abiótícos) de la tíerra.
b. La descripción del paisaje terrestre, incluyendo aspectos del uso de la tierra,
vegetación e influencia humana.
Para Bennema y Gelens (1969) la fisiografía comprende el estudio y entendimiento
de todos los fenómenos que determinan
la apariencia y características de un paisaje. Además, añaden estos autores que
lo más importante en este aspecto es la
geomorfología de un área, la hidrologia,
la vegetación y la identificación de los
"procesos fisíográficos".
Por su parte, Goosen (1967) dice que la
fisiografía tiene por objeto describir, clasificar y correlacíonar aquellos paisajes terrestres, característícos de ciertos procesos fisíográficos, del modo en que aquellos puedan conducir al reconocimiento
del patrón de suelos.
En términos más concretos, dice este autor
que fisiografía es geografía de suelos porque
ella se enfoca principalmente al estudío de
las características externas de los paisajes y
la influencia que estas ejercen sobre sus características intern ~s o pedológicas.
En la últíma definición se ha tomado en consideración que, por una parte, el suelo es un
elemento de los paisajes fisiográficos y, por
otra, que el ambiente geomorfo/ógíco (relieve, material parental y tiempo), junto con el
clima, son factores de formación de esos paisajes y, por lo tanto, también de los suelos
que encierran.
Del análisis de las definiciones anteriores
puede concluirse que la últíma concepción
de fisiografía es la que más se aproxima a
los propósitos del presente contexto. No obstante, quedan en ella algunos vacíos que es
necesario llenar para facilitar la comprensión
de esta materia.
Por consiguiente, puede decirse que la Fisiografía, considerada en un sentido pedológico,
persigue en principio los mismos objetivos
que la geomorfología en lo relatívo al estudio de las formas del terreno. Sin embargo,
la principal diferencia está en las respectivas
c1asíficaciones de esas geoformas. La fisiografía las clasifica con un sentido práctico, no
solo teniendo en cuenta su morfología, origen
y edad, sino considerando además aspectos
de clima pasado y actual, geología, hidrología y aspectos bióticos (incluida la actividad
humana), en la extensión en que estos pudiesen incidir en la pedogénesis y/o en la
aptitud de uso y manejo de los suelos y que
por consiguiente pudiesen conducir al fotointérprete al delineamiento práctico del patrón
de suelos.
F u n d a m e n t al e s
1.3 GEOMORFOLOGíA
VS. FISIOGRAFíA
Del estudio y comparación de los conceptos
anteriores con relación a la geomorfología
y fisiografía se llega a la conclusión de que,
mientras la primera profundíza en el estudio
del origen, evolución y composición de las
geoformas, así como de las fuerzas, agentes
y procesos responsables de su morfología
actual, la fisiografía concentra su atención en
la descripción y clasificación sistemática de
esas geoformas, con apoyo en la interpretación de fotografías aéreas y otras imágenes
de sensores remotos, necesariamente con
los fundamentos de la geomorfología, pero
enmarcándolas dentro de un contexto climático específico y caracterizándolas por la
naturaleza de su material litológico más superficial (del que se derivan los suelos suprayacentes) y/o por su edad _relatíva, además
de atributos secundarios de carácter morfométrico (pendientes, erosión, pedregosidad y
drenaje).
Los siguientes ejemplos podrán ilustrar mejor
al lector sobre las diferencias y relaciones entre geomorfología y fisiografía:
a. La geomorfología clasifica como abanicos aluviales a todos los paisajes
con aspecto de abanico, con un patrón
de drenaje distributario que se abre
radialmente desde la parte superior o
apical hacia la parte inferior o basal;
con una topografía suavemente inclinada y que han sido formados al pie
de una vertiente o ladera, por una corriente de agua que emerge desde un
terreno más alto e irregular, hacia una
superficie baja y más o menos abierta,
determinando un patrón de sedimentación característico. Por su parte,
la fisiografía también describe como
abanicos aluviales a geoformas con
las características antes enunciadas.
Sin embargo, puede clasificar a dos o
más de estos dentro de paisajes flsiográficos díferentes según que ocurran,
3
Geomorfolog
a
por ejemplo, en climas diferentes (cálido-semiárido o medio húmedo), o que
sus sedimentos provengan de distintas
fuentes, o que sean de diferente edad .
Podría hablarse entonces de abanicos
de clima cálido-semiárido, o aban icos
derivados de aren iscas ; abanicos recientes o antiguos. Es probable que en
todos estos casos se desarrollen suelos diferentes, con una productividad y
una aptitud de uso y manejo igualmente diferentes.
b. Dentro de los paisajes eólicos la
geomorfologia clasifica los depósitos
de arena en mantos y dunas de diferente tipo (longitudinales, transversales , barchanes, etc.). Puede oc urrir que
en la clas ificación fisiográfica de una
región tal, deba agru párseles como un
paisaje único en atención a la similar
granul ometria y consecuentemente a
su baja capacidad de retención de humedad, todo lo cual va a repercutir en
un ambi ente edáfico xerofitico.
c. En los paisajes glaciáricos de las altas
monta ñas del trópico, la geomorfol ogia
ha establ ecido una amplia clasificac ión
de geoformas den udatívas (aristas,
agujas, circos, artesas) y de acumulación (morrenas laterales, centrales ,
terminales, de fondo, etc.). Desde el
pu nto de vista fisiográfico esas unidades podrían resultar agru padas en
uno o máxi mo dos paisajes, más aun
si ellas ocurren a altitud es superiores
a los 4.200 m, en dond e las temperatura s ambiental y del suelo son tan
bajas (régimen criogénico) que restr ingen absolutamente cualquíer explotación agropecuaria o forestal de valor
económico.
d. Otro tanto ocurre con los afloramientos rocosos de variada o similar litología que ocurren es escarpes de falla
o de erosión, en cornisas, farallones,
acantilados, etc., cuyas pendientes y
falta de desarrollo de suelo conduci-
4
Conceptos
Aplicada
rían a agruparlos como un misceláneo
rocoso .
Finalmente, se debe señalar que la fisiografía
co ntempla la posibilidad de subdividir los paisajes en unidades fisiográficas menores con
base en aspectos morfométricos que puedan
igualmente incidir en la pedogénesis o al menos en el uso y manejo de los suelos, como
por ejemplo: el grado de la pendiente, el tipo
y grado de erosión , la condición de drenaje,
la pedregosidad superficial , etc.
con investigación de campo . En este se hace
énfasis primordialmente en los cuatro aspectos siguientes:
a. Formas del terreno de origen endógeno, exógeno o mixto.
b. Procesos, específicamente aquellos
activos en el presente.
c. Génesis u origen y evolución a largo
plazo .
d. Contexto medio ambiental.
1.4 ANÁLISIS
GEOMORFOLÓGICO
y ANÁLISIS
FISIOGRÁFICO
Con la introducción de las fotografías aéreas
e imágenes de sensores remotos espaciales
en el estudio de los recursos naturales, y con
el desarrollo de las técnicas de interpretación
de esas imágenes de la superficie terrestre,
se ha logrado en los últimos años un gran
avance en el estudio de las formas del terreno.
El diferente enfoque dado al estudio de las
formas y rasgos del terre no por ciencias
como la geo logía, geo morfología y pedologia,
ha determinado el desa rrollo de procedim ientos de interp retació n de imágenes, clasifi cación de rasgos fotográfi cos y representación
cartográfica también diferentes. Y de aqu í el
nacimiento de técnica s como la fotogeología ,
el análisis geomorfológico y el análisis fisiográfico.
Un levantamiento de esta naturaleza es prerrequisito esencial para la aplicación de esta
ciencia a los levantamíentos geológicos, hidrológicos, forestales y lógicamente edafológicos.
De otro lado , para el análisis fisiográfico aplicado a los levantamientos de suelos, se parte
de un conocimiento adecuado por parte del
fotointérprete-edafólogo, de las caracteristicas geomorfológicas generales de un terreno (generalmente consideradas en un razonamiento mental previo a la delineación de
unidades fisiográficas), al que debe preceder
el análisis de las condiciones climáticas, a
menudo reflejadas en la vegetación, uso de
la tierra , rasgos erosionales, etc .; las condiciones geológicas, especialmente la estratigrafía, sedimentología , litología, con énfasis
en el material parental de los suelos; hidrológicas, como los patrones de drenaje y la condición de humedad de los suelos , además de
ciertos ambientes locales (influencia biológi-
Fundame ntales
ca) que puedan incidir en la génesis y características de los suelos o, al menos , en sus
condiciones para uso y manejo agropecuario.
De esta manera, se delimitan, clasifican y correlacionan las formas del relieve , en el grado
y del modo en que ellas pudiesen conducir al
delineamiento práctico del patrón de suelos.
Para la representación cartográfica de las
unidades geomorfológicas existen diversos
métodos que varían de un país a otro. En la
mayoria (métodos analíticos) se busca representar de manera combinada los aspectos morfométricos, morfográficos, morfogenéticos y morfocronológicos, además de la
litología, mediante límites de área y achurados , o áreas coloreadas, complementadas
con símbolos lineales, los que representan
formas menores, o los procesos morfológicos y su dirección, o la litología. (Figuras 1
y 2). En otros sistemas se usa únicamente
una representación morfocronológica, en la
que las unidades se representan con letras
y números-índice (Alemania). En Hungría y
Francia (escuela de J. Tricart) prefieren una
representación puramente litológica, mediante rayados simbológicos.
En cuanto a la representación fisiográfica,
esta usa unidades cerradas (morfología), que
se clasifican de manera sistemática y se representan cartográfica mente por medio de letras mayúsculas, para las unidades mayores,
y con números subíndices, para las subdivísiones de carácter morfogenético y/o morfométrico. (Figuras 1 y 2).
Interesan en este contexto especialmente los
dos últimos. Según se ha discutido antes, estos guardan entre sí una estrecha relación, a
pesar de que sus objetivos difieren considerablemente . De una parte , el análisis geomorfológ íco constítuye una etapa fundamental de
todo moderno levantamiento geomorfológico
analítico, el que lógicamente se complementa
5
Conceptos
Geomorfologla
Ap
Fundamentales
Icada
Figura 2. Estructura de una leyenda geomorfológica frenle a una leyenda fisiográfica .
LEYENDA GEOMORFOLÓG1CA
Figura 1. Inlerprelación geomorfológica (a) e inlerprelación fisiográfica (b)
a
b
~
Cresta homoc~nal
'í.lM
Contrapendiente
E=3 Lajas de arenisca del
~
MI
cretáceo superior
~
Areniscas yarcillolitas
~ del Terciario
1"":I
PI
'\
+
P3
Lutitas del Cretáceo medio
Pendiente del buzamiento
Eie anticlinal
~ Abanico terraza con escarpe
l ' '\
Abanico terraza,
,i:\~, subnivel erosional
...lO. :;Jo.
('''-. Barranco
P41
"\'.
PS
-,
,
Cárcava
~'t
Erosión en surcos,laminar
~ Cono de deslizamiento
PI
~ Coluvio
El
,/
/
El
)
)
}
E2!
R
Cicatriz de deslizamiento
ITTTI
Deslizamiento rotacional
LEYENDA FI510GRÁFICA
M. Relieve montañoso f1uvlo erosional
M1. Monta~s en arcitlolitas y areniscas
M2. Montañas en lutitas
M2.1 Laderas moderadamente empmadas
M2.2 Laderas fuertemente indinadas co n
aporte coluvial
E. Relieve montañoso estructural-erosional
E1. Cresta homoclinal abrupta
E2. Espinazos homoclinales
E2.1 Laderas escarpadas con erosión ligera
E2.2 Laderas moderadamente escarpadas,
con erosión moderada
P. Piedemontediluvial
P1. Abanico terraza antiguo
P2 Nivel Superior
P3 Nivel I nfenor
P4 Nivel de deslizamiento rotacional
P4 .1 Laderas moderadamente empinadas
P4.2 Laderas fuertemente inclinadas
P4.3 Laderas escarpadas
P5 Talud
C. Coluvios de Remoción
C1 Laderas fuerte mente inclinadas
C2 Barrancos empinados
REFERENCIAS
HOLMES, H. 1971 . Geología Física. 6 Edición. Omega , SA Barcelona, 512 p.
BENNEMA, J ., Y GELENS, H. F. 1969. Interpretación de fotografías aéreas y su importancia en levantamientos de suelos. ITC,
Enschede.
SOETERS, R. 1976. Apuntes sobre las eleses de Geomorfología. CIAF. Bogotá .
BLOOM , A. L. 1973. The Surface of the Earth .
Prentice I Halllntemational, Inc., London. 152 p.
DERRUAU, M. 1966. Geomorfología 58 Edición . Edil. Arie l S.A. Barcelona. 435 p.
GOOSEN , D. 1967. Aerial Photointerpretation
in SoU Survey. Soil Bulletin 6 FAO - Rome.
STRAHLER, A. N. 1976. Geografía Física .
Editorial Omega, Barcelona .
THORNBURY, W. 1966. Principios de
Geomorfología. Editorial Kapelusz. Buenos
Aires. 644 p.
VAN ZUIDAM , R. 1973. Guide to Geomotphological photointerpretation. Subdepart. Geography, ITC , Enschede.
7
6
c e o m u r Lo Lo q
t
a
Aplicada
VAN ZUIDAM, R. 1986. Aerial Photointerpretafion in terrain analysis and geomorphological mapping. Smiths Publishers, The Hague.
442 p.
VIERS , G. 1973. Elementos de Geomortologia. 1a edición en español. Oilos Tau SA,
Barcelona, 287 p.
VILLOTA, H. 1997. Una nueva aproximación
VERSTAPPEN , H. Th. 1968. Applied Geomorphology. ITC, Enschede.
a la clasificación fisiográfica del terreno. Revista CIAF, Vol. 15, No. 1. IGAC, Bogotá , pp.
83-115.
2. EL PAISAJ ETERRESTRE
ara el estudio de la geomorfologia se
asumirá en el presente conte xto, de
acuerdo con Bloom (1973) , "un paisaje
terrestre hecho de rocas, construido por las
fuerzas internas de la tierra , que han actuado a través del tiempo geo lógico, en prese ncia de vida . Un paisaje que ha evolucionado
como resultado de la reacción de las rocas a
la acción atmosférica y a la fuerza del agua
corriente, bajo un baño de energia solar ; evolución que se manifiesta a través de procesos
de degradación y acumulación o sedimentación".
P
2.1 LAS ROCAS DE LA
CORTEZA TERRESTRE
Según la anterior conce pción, el paisaje terrestre está hecho de rocas, las que const ituyen su esqueleto y cuyas formas , tamaño
y desarrollo están influidos fuertemente por
la composición, propiedades fi sico-quimicas,
resistencia , procesos de origen y edad de
esas rocas; tambié n por su disposición y los
factores climáticos.
A diferencia de las clasificaciones puramente
petrográficas, caracterizadas en ciertos casos
por diferencias sutiles en la proporción de sus
especies minerales, en geomorfo-pedologia
las rocas a partir de las cuales se originan
los suelos se han reagrupado considerando
aquellos aspectos que pudieran incidir mar-
8
cadamente en las caracteristicas y propiedades de los suelos.
Se reconocen tres clases principales de rocas : ígneas , metamórficas y sedimentarias.
Se piensa que las rocas igneas son, en gran
parte, los productos de la cristalización de un
silicato fundido.
Las rocas sedimentarias resultan del depós ito
de materiales por el viento, los glaciares o el
agua sobre la superficie terrestre , seguida de
su solidificación por procesos diagenéticos.
Otro grupo ha sido el resultado de la reacción
y precipítación quimica. Las rocas metamórficas resultan de la recristalización de rocas
ígneas, sedimentarias y otras metamórficas ,
en el estado sólido ,' a temperaturas y presiones relativamente altas.
2.1.1
Rocas ígneas
Muchos de los primeros esfuerzos de los petrógrafos se ded icaron a la clasificación de las
rocas ígneas. El resultado fue una lista muy
confusa de categ orías, la mayoria de las cuales contenia rocas de composición no usual.
Aquí se mencionan únicamente los principales tipos de rocas predominantes en las cordilleras de los Andes, Sierra Madre y sistemas
centroamericanos, asi como en los escudos
guayanés y brasileño.
Las rocas igneas pueden divid irse en tipos
plutónicos o intrusivos y tipos volcánicos o
9
Geomorfología
Aplicada
extrusivos. Las rocas plutónicas cristalizaron a profundidad en la tierra y se caracteriza n por sus granos de tamaño relativamente
grueso, baja porosidad y baja permeabilidad.
Las rocas volcánicas, formadas en la superficie terrestre, están por lo común pobremente
agregadas, y algunos tipos, conocidos como
tobas, pueden ser muy porosas y friables.
Las rocas volcánicas pueden contener apreciab les cantidades de vidrio.
2.1.1 .1 Intrusivas o Plutónicas
Volviendo a las rocas ígneas plutónicas, estas comprenden esencialmente tres grupos
de rocas parentales:
a) Los intrusivos ácidos o félsícos (granito,
cuarzod iorita; granodiorita y cuarzomonzonital, que contienen cuarzo, plagioclasa sódica,
y feldespato potásico en diferentes proporciones. Los minerales oscuros (anfiboles, biotita
o ambos) raramente exceden del 10%.
b) Las rocas plutónicas intermedias incluyen
las díoritas, en las que la plagioclasa sódica
predomina grandemente sobre el feldespato
potásico; los minerales oscuros (en la mayoría de los casos anfibol, aunque también se
encuentra bíotita) pueden constituir arriba del
25% de la roca; poco o ningún cuarzo está
presente. En las sienitas y monzonitas cambian un tanto las proporciones de ortoclasa y
plagioclasa y en ambas hay menores cantidades de hornblenda, biotita y piroxenos.
e) Un tercer grupo comprende las rocas básicas o máficas con especies como el gabro
que consta casi enteramente de plagioclasa cálcica y minerales oscuros (anfiboles,
piroxenos o ambos). Si el cuarzo u olivino
están presentes en cantidades apreciables
se utilizan los términos cuarzogabro u olivinogabro. También se incluyen aquí las rocas
ultramáficas que tienen un bajo contenido de
sílice y se caracterizan por la ausencia casí
completa de feldespatos. Las perídotitas son
mezclas de piroxenos y olivino.
2.1 .1 .2 Volcánicas o Extrusivas
Comprenden lavas y piroclásticos. Las prímeras son rocas efusivas de grano fino e incluyen los tipos félsicos más silíceos como las
10
El
riolitas y cuarzolatitas, con tendencia a ser
muy vítreos y comúnmente muy porosos en
masas grandes. Las riolitas contienen alrededor de 70% de sílice y están compuestas principalmente de vidrio, con cristales de cuarzo,
feldespatos alcalinos, y en algunos casos
plagioclasa sódica. Las dacitas son menos
silíceas y más sódicas que las riolitas y comúnmente contienen cristales de piroxeno en
el vidrio. Basaltos, diabasas y andesitas son
mucho menos silíceas que las dacitas; aparentemente fueron extruidas a temperaturas
considerablemente altas, resultando en una
lava mucho más f1uída, que cristaliza más
prontamente. Los basaltos invariablemente
contienen plagioclasa cálcica y piroxenos y
comúnmente también olivino, nefelina o cantidades pequeñas de cuarzo. Las diabasas
son rocas de grano fino que constan casi enteramente de plagioclasa cálcica y piroxeno.
Su composicíón tiende a ser similar a la de
algunos gabros, y por lo general ocurre como
dikes o "sills". Las andesitas son más sílíceas
que los basaltos y comúnmente contienen
anfiboles. El vídrio es usualmente un constituyente relativamente menor de estas.
Paisaje
Terrestre
Tabla 1. Clasificación de las rocas igneas.
CLASE
SUBCLASE
Plutónicas
ROCAS
GRUPO
TIPO
Granito
Félsicas Faneríticas y Porfiríti- Cuarzomonzonita
cas
Granodiorita
Tonalita (cuarzodiorita)
Sienita
Intermedias Fanerítícas y Porfirí- Diorita
ticas
Monzonita
Máficas Faneríticas y Porfiritica s Gabro
Ultramáficas Faneríticas y Porfi- Peridotita
ríticas
íGNEAS
Félsicas Afaníticas y Porfiríticas
Volcánicas
Intermedías Afaniticas
y Porfiriticas
Riolita (Ignimbritas)
Cuarzolatita
Ríodacita
Dacita
Traquita
Andesita
Latita
Los piroclástícos son materiales de tipo explosivo que incluye elementos sueltos como:
cenizas, lapilli, bombas y bloques de composición variada, e igualmente materíales consolidados como las tobas, brechas, aglomerados, lapilli algomerátíco, lapilli brechoso y
pumitas.
Máficas Afaníticas
y Porfiríticas
Piroclástícas Consolidadas
Basalto
Diabasa
Toba de ceniza, pumita
Toba de Lapili
Aglomerados y brechas
Fuente: IGAG, 2000
Todas las rocas volcánicas tienen considerabl e porosidad y esta característica, lo
mismo que la natura leza de los minerales
constituyentes, puede influir en sus propiedades físicas. En la Tabla 1 se íncluye la
clasificac ión de las rocas ígneas plutónicas
y volcánicas.
En cuanto a rocas sedimentarias y metamórficas, estas no han sido estudiadas tan intensamente por los petrógrafos y tampoco han
sido clasificadas con tanto detalle como las
rocas ígneas.
2.1.2 Rocas Sedimentarias
Los sedimentos c1ásticos consolidados son
comúnmente clasificados de acuerdo con el
diámetro medio de sus granos constitutivos.
La composición mineralógica de estos materiales parece estar más o menos relacionada
con el díámetro medio. Las areniscas (cuarzosa, feldespática, tobácea y lltica) formadas de sedimentos c1ásticos gruesos, están
compuestas predominantemente de cuarzo y
feldespatos, mientras que los shales, lodolitas y arcillolitas (ácidas y básicas), formadas
por sedimentos de grano más fino, contienen
cantidades importantes de minerales de arcilla. Los granos componentes de estos tipos
de roca fueron producidos por meteorización,
luego apilados (reunidos en estratos) y luego
más o menos cementados. El resultado de
ello son rocas relativamente porosas; esta
11
c
e o m o r Lo t o u t e
El
Aplicada
porosidad es muy importante porque influye
en algunas de sus propiedades fisicas como
la permeabilidad . Los ortoconglomerados y
brechas están formados por cantos rodados
y fragmentos angulosos de diversa naturaleza, incluidos en una matriz silícea, arcillosa ,
ferruginosa y calcárea.
Los sedimentos c1ásticos no consolidados se
clasifican según su origen y tamaño medio de
los granos, en aluviones finos, medios, gruesos, paraconglomerados; coluviones finos o
heterométricos; loess, till, drift; arena, cieno y
lodo marino; arenas eólicas, etc.
La segunda categoria más importante de las
rocas sedimentarias es la correspondiente
Paisaje
Terrest re
Tabla 2. Clasificación de las rocas sedimentarias.
a los llamados sedimentos quimico-orgánicoso
CLASE
Ejemplos son las calizas (domina CaC03 ) ,
dolomitas (domina CaMg (C0 3 ) , ) y halitas
(NaCI). Estas rocas, que deben su formación
a un proceso quimico , especialmente a la
precipitación de sus componentes por merma
de un disolvente (el agua del mar), tienden a
ser densas y de baja porosidad, yen este aspecto se parecen a las rocas metamórficas e
igneas. Es mencionada además la diatomita
y el chert de composición silícea , y la colofanita, una roca fosfatada. En la tabla 2 se
compendian las rocas sedimentarias consolidadas y sueltas.
GRUPO
SUBCLASE
Conglomeráticas
Clásticas
Arenosas
ROCAS
SEDIMENTARIAS
Limo-arcillosas
Carbonatada s
Quimicas y
Orgánicas
Silíceas
Fosfáticas
TIPO
Ortoconglomerado Oligomictico
Ortoc. Polimictico
Paraconglomerado
Brecha
Tillita
Arenisca cuarzosa
Arenisca feldespática o arcosa
Arenisca arcillosa o grawaca
Arenisca tobácea
Arenisca ferruginosa
Arenisca lítica
Arenisca calcárea
Arenisca
Limolita
Lulila
Shale
Arcillolita
Lodolita
Marga
Chert
Caliza orgánica
Caliza bloclástica
Caliza litográfica
Caliza silícea
Caliza arcillosa
Caliza ferruginosa
Dolomita
Caliza
Chert o lidita
Diatomita
Pedernal
Fosforita
Fuente : IGAC , 2000.
2.1 .3 Rocas Metomórficas
Las rocas metamórficas resultan de la recristalización de rocas sedimentarias, igneas y
otras metamórficas. Son esencialmente reconstruidas en estado sólido, tal vez con la
ayuda de fluidos acuosos intersticiales. Los
12
cambios en la composición bruta de la roca
pueden ser producidos por metamorfismo.
Lo más notorio es la deshidratación de la
roca , cuando se logra el más alto grado de
metamorfismo. Las rocas metamórficas son
13
Geomorfología
Ap lícada
El
generalmente de baja porosidad y permeabilidad, y por ello sus propiedades físicas están
determinadas principalmente por las propiedades de los minerales constitutivos. Por lo
común, estas rocas son anisotrópicas debido
a su foliación, la cual es causada por disposición paralela de las láminas de micas y por la
orientación planar de minerales, semejante a
varillas, tal como los anfíboles.
Los principales tipos de rocas metamórficas
son los neises y esquistos. Se distinguen por
su contenido de minerales micáceos; los neises normalmente contienen menos del 15%
y los esquistos están por encima de este porcentaje. Los neises se forman a partir de una
gran variedad de rocas, tales como granitos,
riolilas y areniscas impuras.
Los esquistos resultan principalmente del
metamorfismo de los shales o lutitas. Las pizarras y filitas son intermedias entre la lutita y
el esquisto. Los nombres apiicados a los neises y esquistos suelen ser modificados por
los nombres de minerales dominantes, como
por ejemplo: neis hornbléndico, gabro-neis, o
esquistos cuarcítico, micáceo, sericítico, grafiloso, etc.
Una anfibolita es una roca metamórfica constituida principalmente por anfiboles, con plagioclasa subordinada. Se piensa que es el
resultado del metamorfismo del basalto o la
diabasa.
2.1.4 Disposición de las masas rocosas
Las masas rocosas de la corteza terrestre
guardan una estrecha relación con la distribución y características del relieve y de sus
suelos. Presentan una diferente disposición
en el globo, ya en función a su formación u
origen, o bien por las modificaciones posteriores determinadas por la tectodinámica.
Así, se tienen:
a. Cuerpos intrusivos" como los batolitos constituidos por masas cristalinas
homogéneas, a partir de las cuales se
desarrollan relieves relativamente uniformes, típicamente ramificados.
La cuarcita proviene del metamorfismo de las
areniscas; el mármol, del metamorfismo de
la caliza o dolomita. La ecoglila es una roca
densa, que consiste principalmente de un
granate rosado rico en Calcio y Magnesio, y
un piroxeno verde que contiene Na,o y AI,03'
La mayoría de las ecoglitas también contiene
cantidades menores de biofita y anfibol. La
serpentinita procede del metamorfismo de las
peridotitas . (Tabla 3).
b. Cuerpos extrusivos determ inados por
el volcanismo , de cuya mayor o menor complejidad resultan relieves más
o menos complejos, los que incluyen
montañas y/o colinas continuas o diseminadas, campos tabulares de lava,
mantos de piroclásticos.
Tabla 3. Clasificación de las rocas metamórficas.
CLASE
SUBCLASE
Dinamotermales
ROCAS
METAMÓRFICAS
GRUPO
De bajo grado
De mediano grado
De alto grado
Dinámicas
Sin flujo
Con flujo
14
c. Aureolas de metamorfismo , generalmente dispuestas alrededor de los
plutones, en el corazón de las cordilleras.
TIPO
Pizarra
Filita
Esquistos cloríticos
Esquistos sericíticos
Esquistos grafíticos
Esquistos
Neiss
Anfibolita
Serpentina
Ortoneiss
Paraneiss
Granulila
Ecoglita
Migmatita
Microbrecha
Cataclasita
Milonita
Filonita
•
Paisaje
Terres tre
la mayoría de los valles agradacionales, terrazas y llanuras bajas marinas,
lacustres, aluviales, etc.
f. Masas heterogéneas de estructura y
litología complejas, cuyos relieves resultan igualmente complicados. .
g. Sistemas de bloques fallados, como
los pilares y fosas tectónicas, que
afectan a diferentes materiales y pueden llegar a constituir un tipo de montañas dislocadas.
LEaURAS COMPLEMENTARIAS
BUOL, S. w., HOLE, F. D., and MC CRACKEN, R.J. 1973. Soil Genesis and Classification. The lowa State University Press, Ames.
lowa. Pp. 108-115.
DERRUAU, M. 1966. Geomorfología. Barcelona, Ariel. Páginas 245 a 251; 276 a 281.
ERNST, W. G. 1969. Earth Materials. Prentice Hall. Englewood Cliffs. New Jersey.
HARDY, F. 1970. Suelos Tropicales. Herrera
Hnos., Sucesores, SA México. Pp. 80-95.
HOLMES, A. 1971 . Geología Física. Ediciones Omega, SA Barcelona. Pp. 41 a 60 .
d. Estratos de sedimentos consolidados
de diferente naturaleza , los que pueden constituir sistemas de montañas y
colinas plegadas ; estructuras en domo,
a menudo con drenajes anulares; planicies estructurales (plateaus) con estratos dispuestos horizontalmente.
STRAHLER, A. N. 1979. Elements of physical geography. New York, John Wiley. 560 p.
e. Capas de sedimentos no consolidados, de diverso origen , conformando
VIERS, G. 1973. Geomorfología. Las rocas y
su génesis. Madrid, Oikos Tau. Pp. 52 a 60 .
SELBY, M. J. 1982. Hillslope Materials and
Processes. Oxford University Press. Oxford,
England.
Masas gigantescas (más de 100 km' de exte nsió n) de rocas cr istalinas, esencia lmente ígneas,
qu e se repr esent an en el co razó n de los siste-
mas montañosos de todas las edades geológicas
y que se hacen visibles cuando la denu dació n
ha llegado a suficiente profund idad.
15
Geomorfologld
2.2 LAS FUERZAS
INTE RNAS y LOS
RELIEVES INICIALES
d) El vo lcanísrno, proceso creador de rocas
y de relieves especificas.
•
e) Los movimientos sismicos como temb lores y terremotos.
Volviendo sob re la definición de paisaje terrestre esbozada en este contexto. en ella se
establece que las fuerzas internas del globo
han determinado el escenario sobre el cual
actúan los procesos externos de degradación
y acumulación .
f)
Las fuerzas internas de la tier ra se consideran como la expresión de la energia y materia
de su interior. De ellas poco se sabe acerca
de su origen. pero se conocen sus manifestaciones a través de las modificaciones que
prod ucen o son capaces de prod ucir en la
disposición del material rocoso de la corteza
terrest re. lo cual se conoce en conjunto como
T ECTODI NÁ MICA. La formación misma de
ciertas rocas (ígneas y meta mórficas) depende de tales fuerzas.
2.2.2 Orogénesis
2.2.1 Procesos Endógenos
La tectodinámica es responsable de las deformaciones en las rocas y de la creación de
relieves positivos o negativos. a través de los
llamados procesos endógenos. entre los cuales se destacan:
a) La orogénesis. o conjunto de procesos
mediante los cuales se originan las cordilleras: plegamientos ylo fracturación de
las masas rocosas . solevantamientos.
hundimientos. etc.
b) La fragmentación y deriva de los continentes (tectónica de placas).
c) La expansión de los fondos oceánicos a
partir de los "rifts' ".
*
16
El
Aplicada
Zona a largada y estrecha de la co rteza terrestre
qu e se ha hundido rep ecto a los bloqu es laterales, a modo de grabe n.
La intrusión magmática y el metamorfismo de las rocas.
Prácticamente el segundo y tercer proceso
involucran directa o indirectamente a todos
los demás.
Uno de los problemas básicos que se han
planteado a las ciencias geológicas ha sido el
de explicar los procesos mediante los cuales
se originan los grandes sistemas montañosos. La formación de una cord illera requ iere
la puesta en juego de grandes fuerzas. capaces de plegar y deformar las rocas de la corteza terrestre. En la act ualidad se conoce con
bastante precisión el conjunto de esos procesos orogé nicos. no asi las causas y el origen
de las fuerzas responsables de los mismos.
Pero . cua lesquiera que sea n esas fuerzas.
todas las llamadas cordi lleras de plegamiento presentan una historia evo lutiva que comprende desde la formación de los materiales constituyentes de su esqueleto. hasta el
arrasamiento de las mismas por acción de la
denudación . pasando por la etapa de deformación u orogénesis propiamente dicha. Es
decir. cumplen su ciclo orogénico. (Salvat el
al.. 1975).
Un ciclo orogénico completo comprende los
siguientes períodos:
a. Periodo de sedimentación de los materiales que constituirán la futura cordillera. La sedimentación tiene lugar
en megacuencas marinas. alargadas
y estrechas. llamadas geosinclinales,
las cuales por lo general están situadas en un borde continental.
b. Periodo de orogénesis. en el cual intervienen las fuerzas internas a través
de los procesos de deformación y plegamiento de los materiales acumulados en los geosinclinales. dando lugar
a las est ructuras y relieve de la nueva
cord illera .
c. Periodo de denudación. durante el
cual los relieves originados en la fase
anterior son intensamente atacados
por los procesos externos de degradación. hasta rebajarlos y transformarlos
en una cuasillanura.
Desde el inicio de la era primaria o paleozoica se han producido. 'según varios autores
(Blrd, 1980; Garner. 1974; Stranhler. 1979).
tres ciclos orogénicos: el primero. durante el
Paleozoico inferior. denominado Ciclo Caledonian o, el cua l afectó ese ncia lmente a
Escocia. Groenlandia y nordeste de América;
el seg undo. dura nte el Paleozoico supe rior.
llamado Cic lo Herc iniano . al que corresponden los montes Urales. la cord illera de l Cabo.
los Apa laches en Norteamérica; el tercero.
dura nte las eras sec unda ria y terciaria. conocido como Ciclo Al p ino . el más reciente y
al cual corresponden las mayores cordi lleras
actuales como el Hima laya. los Alpes. los Pirineos. cuyo rumbo prevaleciente es de este
a oeste. entre Asia y Europa; e igualmente
las montañas Rocosas. la Sierra Madre y la
cordillera de los Andes. constituyentes del
sistema circumpaclñco, junto con una cadena de arcos insulares más o menos paralelos
a la costa asiática (cordillera en vias de formación).
Estas modernas cordilleras de plegamiento
se caracterizan por ser zonas muy inestables.
de virogosos relieves de estructura complicada. constituidas por rocas ígneas intrusivas
y volcánicas. sedimentarias y metamórficas;
son las áreas con la mayor actividad volcánica y sismica en el planeta .
Hoy en día, las cord illeras de plegamiento
hacen parte de las áreas continentales junto
con extensas llanuras bajas de origen marino . lacustre o aluvial y con amplias regiones de relieve intermedio. cuyas partes más
P aisaje
T e r r e s t r e
antiguas están co nstituidas por los llamados
Escudos Precámbricos o Cratones. Estos.
a diferencia de las modernas cordilleras. se
caracterizan por su gran estabilidad; están
constit uidos por las rocas magmáticas más
ant iguas de la corteza terrestre. Sobre su origen se conoce muy poco; tal vez esté ligado
a la confo rmación del planeta y de los primeros continentes . Además. estos cratones no
han sufrido deformaciones orogénicas importantes con posterioridad al Precámbrico. No
obstante. su relieve actual debe haber sido el
resultado de una larguisima evolución. en la
que debíeron sucederse dive rsos ciclos orogénicos y extensos periodos de denudación.
En el presente se distinguen en ellos tres tipos fundamentales de geoformas. (Salvat el
al.. 1975):
a. Superficies peniplanizadas con relieves residuales.
b. Form as algo plegadas. desa rrolladas
en las cubiertas sedi mentarias del
Precá mb rico superior-Paleozo ico.
c. Zonas con estructuras de origen volcánico. con grandes escarpes de falla.
Los cratones se agrupan en dos conjuntos:
uno sobre las altas latitudes del hemisferio
norte. incluyendo los escudos canadiense.
groenlandés. escandinavo y ruso-siberiano;
y otro sobre el trópico y hemisferio austral.
abarcando los escudos brasileño-guayanés.
africano. arábigo. indio . australiano y antártico .
2.2.3 Deriva continental, expansión del fondo
oceónico y tectónico de placas.
A lo largo del desarrollo histórico de las ciencias geológicas se han enunciado diversas
teorias que intentan explicar de manera global la orogénesis. especialmente en lo concerniente a sus causas. La más moderna
de estas teorias es la tectónica de placas
o tectónica global. para cuyo enunciado se
17
Geomorfología
Aplicada
tuvo en cuenta una serie de antecedentes
basados en resultados de numerosos programas de investigación, a saber:
a. Investigaciones sismológicas relativas
al estudio de las trayectorias y velocidad de propagación de las ondas sismicas en el interior de la tierra. Estas
han aportado datos indirectos sobre la
estructura del interior del globo y sobre
las propiedades físicas de sus capas
concéntricas. (Figuras 3 y 4).
b. Expediciones oceanográficas equipadas con sondas, recogemuestras,
equipos de sonar, etc., para la exploración del fondo de los océanos. Estas
expediciones permitieron descubrir la
existencia de una amplia serie de fosas alargadas, estrechas y profundas,
paralelas a los archipiélagos y a las
cadenas montañosas que bordean la
cuenca central del Pacífico, caracterizadas por presentar la actividad sísmica más intensa del planeta y por estar
probablemente asociadas a la gran
actividad volcánica de las mencionadas cordilleras y archipiélagos.
De otro lado, los datos obtenidos en
las expediciones oceanográficas demostraron pronto la certeza de que un
sistema de cordilleras centro-oceánicas se extendía continuamente a través de todos los océanos del mundo.
18
El
e. Investigaciones sobre las cordilleras
centro-oceánicas; estas condujeron al
descubrimiento de numerosas zonas
de fracturas que desplazan lateralmente a dichas cordilleras. A ello hay
que añadir las pruebas magnéticas de
la expansión del suelo oceánico ("paleomagnetismo" fosilizado en las rocas
volcánicas del fondo oceánico - Heurtzler, 1968).
f. Estudios sobre las características y
edad del fondo de los océanos, usando métodos directos (muestreo) e indirectos, a través del estudio de las
ondas sísmicas, medida de anomalías
gravimétricas ylo magnéticas.
Del análisís de las anteriores y otras numerosas investigaciones realizadas en la segunda mitad del siglo XX, varios autores como
los seleccíonados por Scientífic Amerícan
(1976), imponen la idea revolucionaria acerca
del comportamiento de la superficie terrestre,
esto es, la teoría de la Tectónica de Placas.
Paisaje
Terrestre
Figura 3. Trayectoria de las ondas sismicas a través del interior de la Tierra.
Fuente: Scientific American, 1976.
Figura 4. Configuración de la Tierra.
La teoría nace de la reunión de otras dos precedentes: la teoría de Wegener lanzada en
1912 sobre la Deriva Continental y el concepto inicial de Hess (1960), sobre la Expansión
del Fondo Oceánico .
c. Correlaciones proporcionadas por la
Paleontología.
La parte geométrica de la teoría sobre la tectónica de placas nos hace ver a la Iitósfera
como constituida por un reducido número de
placas rígidas (Dewey, 1972), a modo de casquetes esféricos. Estas estarían en un continuo movimiento relativo, unas respecto a las
otras, el que tendria lugar:
d. Estudio y correlación de rocas Precámbricas de diferentes continentes ;
correlación de la geología y topografía
a ambos lados del Atlántico; ajuste de
contornos de continentes.
a. Porque dos de las placas se deslicen
horizontalmente una junto a la otra, a
lo largo de fallas de transformación o
de desgarre (falla de San Andrés , Estados Unidos).
Fuente: Scientific American, 1976.
b. Porque dos placas se separen en las
dorsales o cordilleras submarinas ,
a partir de los "rift" centrales , y conver-
jan en las fosas oceánicas, con la consiguiente destrucción de una de ellas.
(Figura 5).
Figura 5. Movimientos relativos de las placas rígidas de la corteza terrestre.
IUfl
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F'OS~l,
1
j-
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19
Geomo r l o l o g l a
El
Aplicada
Ahora bien, se sabe que la superficie del planeta está formada por dos áreas bien diferenciadas : la oceánica y la co ntinental. La primera, mucho más extensa, está constituida por
una corteza de rocas volcá nicas basálticas
de menor espesor, en cuya morfo logia se
destacan dos tipos de estructu ras: las dorsales y las fosas abisa les. Las áreas continentales están formadas a su vez , por la corteza
continental , de gran espesor y compuesta por
una capa superior, delgada y discontinua de
rocas sedimentarias; otra intermedia y más
espesa de rocas graniticas , y una inferior de
naturaleza basáltica. Tanto la corteza oceánica como la continental yacen sobre una capa
plástica en el manto s uperio r, sobre la cual
pueden moverse los continentes. (Anderson ,
1962).
La expansión de la corteza terrestre a partir de los "rift" de las dorsa les, mediante el
asce nso y derrame de materiales proceden tes del manto, permite el despl azamiento de
los continentes . Al mismo tiempo, la corteza
oceá nica más densa se hunde muy lentamente por debajo de los continentes en las
llamadas zonas de subducció n, dando lugar
a largas, estrechas y profundas depresiones,
las fosas abisales.
Las presiones que originaría el hundimiento de la corteza oceánica determinarian el
plegamiento de los materiales de la margen
continental , acompañado de intensa actividad sísmica y volcánica, originando de esta
manera las cordilleras.
La energia capaz de desplazar las placas de
la litósfera, se piensa proviene del manto superior, en donde deben ocurrir corrientes de
convección , cuya existencia es por lo demás
necesaria para explicar la transferencia de calor procedente del interior de la tierra (Wilson ,
1963). Estas corrientes de convecci ón se ori-
ginarian por un deseq uilibrio de la temperatura, por ejemplo al hundirse la corteza oceánica bajo los continentes, lo cual determinaria
que los materiales de la parte superior del
manto a más bajas temperaturas, tend ieran
a descender, mientras los más calie ntes de la
parte inferior tendieran a asce nder, emitiendo
lavas a través de los "rift".
T e r r e s tr e
Figura 6. Formación de los Andes.
ANOES
OCEANO ATl ANTICO
AFAle A
o . PAClrt co
SIMA
Aun cuando la evidencia de la existencia de
estas corrientes es indirecta, se piensa que
fluyen a gran profundidad y que son extremadamente lentas (unos pocos cenlimetros
al año) , pero capaces de desarrollar fuerzas
colosales. (Wilson, 1963).
Las Figuras 6, 7 Y 8 dan al lector una idea esquematizada de la formación del océa no Atlántico y la cade na montañosa de los Andes;
la formación del sistema insular del Pacifico,
paralelo a la costa asiática; y la formación del
sistema himalayo.
2.2.4 Estructuras de las rocas en cordilleras de
plegamiento
Los estratos de las rocas sedimen tarias en su
condición original son aproximadamente horizonta les, pero deb ido a los procesos endógenos que afectan a la corteza terrestre , las
masas rocosas están sometidas a deformaciones elásticas, plásticas y de ruptura. (Van
Sleen y Goosen, 1974).
Figura 7. Cordillera en formación (Sistema insular de la Costa Asiática)
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Figura 8. Formación del sistema himalaya-alpino.
''''l ltu a lOna d• • ubducclo"
Al!Il A
La deformación elástica no siempre produce
efectos visibles, en cambio la deformación
plástica da lugar a estructuras plegadas en
las rocas sedimentarias y metamórficas, y
estructuras tales como c1ivaje de flujo en las
rocas igneas.
La deformación por ruptura produce fallas ,
diaclasas y ciertos tipos de c1ivaje en todo
tipo de rocas .
_
ereee basá ltico
. . . .- - oe eé etc e
O .ARTICO
MANTO
"
..
"
.
.
2.2.4.1 Buzamiento y rumbo
Cuando las rocas sedimentarias aparecen
inclinadas en cualquier ángulo debido a plegam iento , esa inclinación de los estratos con
respecto a la horizontal se denomina buzamiento. La dirección paralela a los diferentes
20
Paisaje
estratos, medida en la horizontal perpendicular al buzamiento, se llama rumbo. (Figura
9). El rumbo corresponde entonces a la dirección que siguen los sistemas plegados en
relación con la norte-sur.
21
Geomorfo logía
El
Ap licada
Paisaje
Te rrestre
Figura 10. Plegamientos.
Figura 9. Buzamiento y rumbo.
' lonGO. del antlcllfll~ '
Figura 11. Sistemas de pliegues.
Antlcl lflorlo
Fuente: Strahler, 1974.
2.2.4.2 Pliegues
Los pliegues de las rocas sedimentarias y
metamórficas constan de dos elementos estructurales : el anticlinal o segmento convexo
y el sinclinal o segmento cóncavo (Figura
10); ambos presentan buzamiento doble, divergente y convergente, respectivamente a
partir de sus ejes.
Estos pliegues difieren por su tamaño , aspecto e inclinación del plano axial. Constituyen
desde pequeñas arrugas hasta rasgos regionales; los hay simétricos , asimétricos , volcados y recumbentes con respecto al eje del
anticlinal o sinclinal.
Otras estructuras determinadas por plegamiento son:
a. Anticlinorio: cuando un conjunto de pliegues se arquea hacia arriba (Figura 11).
b. Sinclinorio: cuando un conjunto de pliegues se dobla hacia abajo, como es el
caso del altiplano de Bogotá.
c. Domo: anticlinal elíptico cuyas capas buzan en todas direcciones desde el" tope de
la estructura hacia su base.
22
SlfI<:lInQf lo
d. Basin: sinclinal cerrado con sus estratos
buzando hacia un punto central , desde
los bordes.
Figura 12. Homoclinales con sus partes constitutivas.
e. Homoclinal: pliegue parcialmente degradado, con los estratos buzando en una
sola dirección. En estos se distinguen:
una pendiente de buzamiento o estructural y una contrapendiente o escarpe o
pendiente erosional. (Figura 12). Su reconocimiento sobre fotografías aéreas por
parte del fotointérprete pedólogo , geógrafo o forestal, es de gran utilidad por cuanto puede ayudarle a inferir la edad relativa
de cada componente de un sistema de
homoclinales, asi como a entender el patrón de distribución de los suelos y de la
vegetación .
Generalmente un sistema de homoclinales
parcialmente degradados aparece sobre las
imágenes fotográficas , de radar o de satélite, como sistemas de montañas o colinas de
crestas paralelas, extendiéndose a lo largo
de muchos kilómetros.
2.2.4.3 Fracturas
Las deformaciones por ruptura de las rocas
pueden ser de dos tipos:
a. Fallas: fracturas de la corteza terrestre acompañadas de desplazam ientos
vertical, horizontal o combinado de los
bloques o capas. Algunos rasgos determinados por fallas suelen , algunas
veces, identificarse sobre fotografías
aéreas e imágenes de otros sensores
remotos, ya por desniveles topográficos abruptos o por la repetición de la
misma forma topográfica sobre diferentes localidades , a uno u otro lado
de la falla ; por alineamientos , cambios
abruptos en la estratificación , en el
tono fotográfico , en la vegetación y/o
en el patrón de drenaje.
23
Geomorfologla
Aplicada
Las fallas ocurren a menudo en el contacto
de materiales geológicos de diferente naturaleza.
b. Diaclasas: planos de división verticales, inclinados u horizontales de casi
todas las rocas, producidos por tensión o torsión. Frecuentemente las
diaclasas controlan los patrones de
drenaje, originando sistemas angulares, rectangulares o trellis. De otra
parte, el diaclasamiento es el inicio de
la meteorización mecánica de las rocas.
2.2.5 Tipos de relieves iniciales
Los subcapítulos precedentes permiten concluir que los plegamientos de las rocas sedimentarias constituyen el factor más importante en la creación de relieves tan potentes
como las llamadas cordilleras de plegamiento
del ciclo alpino. A su acción se suma la realizada por el volcanismo ; este, mediante la
acumulación de importantes cantidades de
materiales ígneos efusivos y explosivos ha
El
determinado relieves complejos con sus conos de variada composición, forma y altura;
sus cráteres, calderas y demás depresiones
circulares; sus coladas y campos de lavas y
sus mantos de piroclásticos.
Dentro del complejo sistema montañoso circumpacífico, los relieves volcánícos ocupan
las porciones próximas al océano; no obstante, también pueden constituir relieves simples como lo es la cadena volcánica de los
Puys en Francia, y el cinturón neovolcánico
de México.
Finalmente se mencionan las dislocaciones,
procesos capaces de convertir una superficie
horizontal en una de las regiones más quebradas de la Tierra. Aquí actúan fallas múltiples, de diferente tipo (p. e. fallas normales o
inversas), afectando bloques de grandes proporciones. Cuando estos suben en caso de
esfuerzo de presión, dan lugar a un pilar tectónico o "horst"; en cambio, si hay tensión en
la superficie terrestre, el bloque central baja,
formándose una depresión o fosa tectónica o
"graben" (Figura 13).
berto, Niassa y Tanganika, este último
de cerca de 1.500 metros de profundidad.
c. La cuenca del mar Rojo y el valle del
río Jordán en Asia Menor.
d. Los montes Uinta en los Estados Unidos.
Tanto las cordilleras de plegamiento, como
los relíeves volcánicos y los sistemas dislocados, a los cuales pueden agregarse las gran-
Paisaje
des planicies que siempre han existido en los
bordes de los continentes, han constituido en
su momento, partiendo desde el Paleozoico
(unos 560 millones de años), el escenario inicial del paisaje terrestre sobre el cual vienen
actuando los procesos morfodinámicos.
En cambio, es muy poco o nada conocido el
relieve original de los Cratones, cuya historia
se remonta hasta los origenes de la Tierra en
un lapso de más de 3.000 millones de años
de evolución (Figura 14).
Figura 14. Secuencia de eventos y geoestructuras
relacionadas con el origen del paisaje terrestre.
FUERZAS INTERNAS
DE LA TIERRA
T
PROCESOS
ENDÓGENOS
1
EXPANSiÓN
FONDOS
DE OCÉANOS
DERIVA DE
CONT INENTES
¡
Figura 13. Esquema de relieves dislocados y plegados.
OROGÉNESIS
DORSALES
CORDILLERAS CENTRO
OCEÁNICOS
FOSAS MARIANAS
Y CUENCAS OCEÁNICAS
Plegami ento,
Fracturas, Solevantamiento,
Volcanismo, Movimient o sísmico
CICLOS
ALPINO - ANDINO
DEL MEZOZOICO
- CENOZOICO
CICLOS
CALEDONIANO - HERCIN
DEL PALEOZOICO
CICLOS
OROGÉNICOS DEL
PRECÁMBRICO
,j,
~
"
SUPoAPLANAMIENTO
ESCUDOS
O CRATONES
Ejemplos notables de fosas y pilares se encuentran en:
a. La porción del valle del río Rhin comprendida entre los Vosgos (Francia) y
la Selva Negra (Alemania), montañas
24
que forman a ambos lados del valle
verdaderos pilares de roca resistente y
aproximadamente de la misma altura.
b. Las fosas o "rífts" del África Oriental,
donde tienen su asiento los lagos AI-
Terrestre
Serranías Residuales
"'
GRANDES
CORDILLERAS
DE PLEGAM IENTO
.
SISTEMA
DE LA MESOGEA
I
"
MEGACUENCAS
DE
SEDIMENTACi ÓN
.
SISTEMA
CIRCUMPACIFICO
25
Geomorfología
Aplicada
LECTURAS COMPLEMENTARIAS
ANDERSON, D. L. La capa plástica del manto terrestre . En: Deriva continental y tectónica
de placas. H. Blume Ediciones. Madrid. 1962.
Pp. 32-40.
BIRD, J. M. (ed.). Plate Tectonics. 2"d ed.
American Geographical Union. Washington
D.C.1980.
DEWEY, J. F. Tectónica de placas. En: Deriva
continenta l y tectónica de placas . H. Blume
Ediciones. Madrid. 1972. Pp. 180-193.
GARDNER, H. F. The Origin of Landscapes.
Oxford University Press. New York. 1974.
SALVAT, M. et al. Cordilleras, Terremotos y
Volcanes. Salvat Editores, SA Barcelona.
1975.144 p.
r
3. EVOLUCION
DEL PAISAJE TERRESTRE
SCIENTIFIC AMERICAN. Deriva continental
y tectónica de placas. 2a . Edición. H. Blume
Ediciones. Madrid. 1976. 271 p.
STRAHLER , A. Modern Physica l Geography.
John Wiley & Sonso New York. 1979. Pp. 365380.
Van SLEEN, L. A. and GOOSEN, D. Physiography and Soíls l. ITC, Enschede. 1974.
70 p.
HEURTZLER, J. R. La expansión del suelo
oceánico. En: Deriva continental y tectónica
de placas. H. Blume Ediciones, Madrid. 1968.
Pp. 76-87.
WEGENER, A. The Origin of Continents and
Oceans. Dover, New York. 1966.
HOLMES, A. Geología física , s-. Edición. Ediciones Omega SA Barcelona. 1971. Pp. 920 Y475-490.
WILSON, J. 1. Deriva Continental. Selecciones de Scientífic American. H. Blume ediciones. Madrid. 1963. Pp. 45-60.
e ha señalado en páginas anteriores
que dentro de un ciclo orogénico, al
periodo de orogénesis o de plegamiento de la corteza terrestre le sigue un periodo
de degradación, durante el cual los relieves
iniciales evolucionan de manera lenta pero
continua, como consecuencia de la acción de
diversas fuerzas naturales que utilizan tanto
la energia solar como el calor del interior de
la Tierra.
nos y de los continentes, acción que
sumada a la rotación de la tierra, determina la formación de vientos de diferente naturaleza, es decir, establece
la dinámica atmosférica.
S
•
Ciclo hidrológico, o sea la evaporación
y evapotranspiración de humedad de
los océanos, lagos, rios, ciénagas, vegetación y suelos; el ascenso a la atmósfera del vapor de agua y la formación de nubes; su dispersión por acción de los vientos; su condensación
y precipitación en forma de nieve o de
lluvia; su absorción por el suelo, por
las plantas; su desplazamiento cuesta
abajo en forma de lenguas glaciarias
o de escorrentía y su retorno a los
océanos, lagos, pantanos y ciénagas,
con lo cual se completa este fantástico
ciclo del agua.
•
Calentamiento de las rocas superficiales de la litósfera durante el día y
enfriamiento durante la noche, con la
consiguiente expansión y contracción
de estas y la formación de grietas yescamaciones, un primer paso hacia la
desintegración de las rocas.
•
Aceleración de las reacciones quimicas durante la meteorización de las
rocas, y descomposición de los materiales orgánicos acumulados sobre
estas.
3.1 LAS FUERZAS DE
CAMBIO
Entre las fuerzas naturales que actúan sobre
cada centimetro cuadrado de la superficie terrestre, las más importantes son:
a. La atracción gravitacional del sol y la
luna, astros que por su gran masa o por
su proximidad a la tierra respectivamente, son los que mayormente influyen en la
ocurrencia de mareas, uno de los agentes geomorfológicos responsables de la
morfologia costera.
b. La radiación solar, seguramente la fuerza
con mayor incidencia en la evolución del
paisaje terrestre, por cuanto es responsable, entre otras, de las siguientes acciones:
•
26
Calentamiento de las masas de aire
próximas a la superficie de los océa-
27
Geomorfologla
Apl
Evolución
cada
c. La gravedad terrestre, fuerza de origen
cósm ico determi nada por la atracció n de
masas, que produce la caida de los cuerpos (de la lluvia, nieve, masas de escombros, detritos, material de suelo) hacia el
centro de la tierra; que les da peso; que
nivela la superficie de los mares y lagos, y
que hace correr el agua de arroyos y rios.
Es una fuerza tanto o más importante que
la anterior; sin ella, ninguna otra fuerza
sería válida.
d. El calor interno de la tierra, puesto de manifiesto a través de un volcanismo activo,
el cual puede modificar parcial o totalmente los paisajes. Se trata entonces de una
fuerza creadora directa de relieves.
e. Los movimientos sísmicos. determinados
por tectonismo o volcanismo, los cuales
producen, directa o indirectamente, modificaciones de diversa magnitud en el relieve terrestre.
Como puede apreciarse, las fuerzas de cambio antes enunciadas participan, ya directamente como fuerzas de desplazamiento, o
bien por intermedio de los llamados agentes
geomorfológicos, en una serie de procesos
morfodinámicos responsables de la evolución del paisaje terrestre .
3.3 LOS AGENTES
,
GEOMORFOLÓGICOS
y LOS PROCESOS
MORFODINÁMICOS
Todos los elementos naturales móviles, determinado s por las fuerzas de cambio, capaces de desprender, transportar y depositar
los productos incoherentes de la meteorización y de la sedimentación, se conocen como
agentes geomorfológicos , siendo los más
importantes: el agua de lluvias y de escorrentía; las olas. corrientes costeras y de marea;
los glaciares, el viento. A estos se agregan
los animales y el mismo hombre.
3.2 FUERZAS DE
DESPLAZAMIENTO
Estos agentes son los responsables directos
de la mayori a de los procesos geomorfológicos exóge nos que afectan a la superficie terrestre, ya degradándola o bien construyendo
nuevos paisajes.
Bajo esta denominación se incluyen a la gravedad terrestre y a los movimientos sisrnlcos,
fuerzas que por si solas o en combinación
con ciertos agentes como el agua, el hielo o
En la tabla 4 se resumen los principales agentes geomorfológicos, agentes de la meteorización y fuerzas de desplazamiento, asl como
los procesos exógenos a que dan lugar.
Terrestre
Proceso Geomorfológico
Fuerza o Agente
Denudativo
Agua, hielo, temperatura, or- Meteorización de las rocas.
ganis mos.
Gravedad, movim ientos sís- Remoción en masa
micos.
Lluvia.
Erosión pluvial.
Gravedad + agua del suelo . Remoción torrencial. Flujos
de lodo y escombros.
Escorrentía.
Erosión fluvial.
Oleaje, corrientes costeras , Erosión marina o lacustre.
mareas.
Nieve y hielo en movimiento Erosión glaciaria.
(glaciar).
Viento.
Hombre.
Erosión eólica .
Degradación antrópica.
3.4 PROCESOS DE
DEGRADACIÓN O
DENUDAClONALES
La denudación (del latín: denudatio = acción
de desnudar) se refiere a la meteorización de
las masas de rocas continentales expuestas y
al desgaste del regolito resultante, por acción
combinada de las fuerzas de desplazamiento
y de los agentes geomorfológicos, con el consecue nte remode lado y paulat ina reducción
de la superficie terrestre.
El término tiene un sentido más amplio que el
de erosión , por cuanto abarca la totalidad de
los procesos que contribuyen a la degradación y reducción de los relieves iniciales, esto
es: la meteorización de las rocas, la remoción
en masa y la erosión en todas sus formas.
3.4.1 Meteorizoción de los rocos
De acuerdo con Hardy (1970) , la meteorización comprende la desintegración y descom28
Paisaje
Tabla 4. Ag entes y proces os geomorfológ icos exógenos.
el viento , pueden inducir al desplazamiento
de materiales.
A la influencia directa de la gravedad se atribuyen los procesos degradacio nales de remoción en masa, los procesos agradacionales de sedimentación coluvial y parcialmente
los de sedimentación diluvial. Los sacudones
producidos por los movim ientos sismicos son
igualmente respo nsables del desprendimiento de masas de detritos, enseguida translocados hacia la base de las laderas de montañas
por acción de la gravedad .
del
Constructivo
Principio de formación de
sue los.
Sedimentación coluvial.
Sedimentación coluvial.
Sedimentación diluvial.
Sedimentación aluvial.
Sedimentación marina o lacustre.
Sedimentación glaciaria.
Sedimentación eólica.
Conservación y recuperación
de tierras .
posición de las rocas coherentes e incoherentes en produ ctos solubles e insolubles,
algunos de los cuales se recombinan para
formar minerales secundarios de diverso grado de comp lejidad . Lo anterior determinado
por procesos físicos, químicos y biológicos
actuando en o cerca de la superficie terrestre.
Se trata de un proceso estático o "in situ"
que puede ser analizado desde dos puntos
de vista, uno geomorfológico y otro pedológico.
Según el primero, la meteorización tiende a
predisponer las rocas coherentes y no coherentes, próximas a la superficie terrestre ,
al ataque de los agentes geomorfológicos, o
sea, es la etapa de preparación de los materiales rocosos para su modelado y la consiguiente evolución del relieve .
En el lenguaje de geomorfólogos, geólogos e
ingenieros, el producto final de la meteorización es simplemente el regolito , término que
abarca el manto completo de meteorización,
incluidos materiales mezclados, redistribui29
Geomorfología
Ap l icada
dos y hasta depos itados en la superfic ie, y
entonces , podr ía afirmarse con Young, 1978,
que la forma de las pendientes y del relieve
en general está influenciada no tanto por la
resistencia de la roca a la meteorización, sino
por las propiedades del regolito derivado de
cada roca bajo un clima dado.
De acuerdo con el punto de vista pedo lógico,
la meteo rización de los materiales iniciales es
un proceso que precede a la formación del
suelo en rocas conso lidadas y la acompaña
en materiales no cohere ntes como los coluviones, aluviones, ceniza volcánica, etc. Ello
implica que para la formación de los suelos la
meteorización, concebida com o un conjunto
de procesos físicos y geoquímicos, debe ir
seguida o acompañada de otros procesos exclusiva o casi exclusivamente pedoquímicos,
además de los procesos biológicos -bioquímicos (en parte asociados a la actividad de
la materia orgánica), los dos últimos de ocurrencia principa l en el solum de los suelos, es
decir, en los horizontes A y B, que ocupan la
parte superior del regolito.
Según esta segunda concepción, el suelo sería el producto final de la meteorización, pero
sin olvidar que existen suelos jóvenes, maduros y seniles, cuyo diferente grado de evolución depende de la interacción de los factores
formadores: relieve, material parental, clima,
tiempo y organismos.
Los diferentes tipos de suelos resultantes de
esta interacción de factores formadores, agrupados por la taxonomia de suelos del USDA
(2003) en doce órdenes: Entisoles, Inceptisoles, Andisoles, Histosoles, Mollisoles, Vertisoles, Espodoso les, Alfisoles, Aridisoles, Oxisoles, Ultisoles y Gelisoles, ofrecen múltiples
característ icas morfológicas que influyen de
manera variada sobre la naturaleza e intensidad de los procesos morfogenéticos. Asi por
ejemplo, se cita el caso de muchas áreas de
"badlands" que se han desarrollado en sectores secos de Los Andes suramericanos sobre
Alfisoles derivados de cenizas volcánicas,
debido a la escasa coherencia que muestran
los agregados estructurales de sus horizontes
30
Evolución
eluvial e iluvial y a la forma ción de duripanes
o costras ferruginosas impermeables debajo
del segundo. La degradació n de tales sectores suele iniciarse con un proceso de sofusión
que luego degenera en patrones de cárcavas.
cambios bruscos de temperatura , que
origina una termofragmentación.
Otro eje mplo ocurre en ciertas regiones secas donde la meteorización ha liberado y
acumulado en solución, carbonato de ca lcio,
alúmina, sílice u óxido de hierro, los cuales al
concentrarse en el suelo dan lugar a horizontes endurecidos y aun petrificados, conocidos
como duricostras. Estos, al quedar expuestos
por la erosión, resisten su ataq ue y orig inan
a menudo una especie de terrazas o expla1
namientos.
En conclusión, puede afirmarse con Khobzi,
(1979), que los procesos morfogenéticos
pueden desarrollarse bien sea directamente
a partir de la roca fresca (más lentamente),
o más comúnmente a partir de los materiales
incoherentes o de los suelos que se forman
sobre cualquier roca parental.
3.4 .1 .1 Clases de meteorización
Según el tipo de agentes natura les que intervienen en la meteorización de las rocas, esta
puede clasificarse en:
a. Meteorización física, la cual abarca los
procesos mecánicos de fragmentación o
desintegración de las rocas coherentes,
determinados por cambios de temperatura, agua conge lada en las grietas, efecto
del crecimiento de raíces leñosas, el viento. Las principales formas de meteorización física de las rocas son:
•
•
La exfoliación, o meteor ización "tipo
cebolla", cons istente en el desp rendimiento mecánico de sucesivas lám inas
superficiales semialteradas de ciertas
rocas (granitos, andesitas), determinado por la expansión diferencial de los
materiales internos, aún no alterados,
al descomprimirse.
La expansión diferencial y contracción de los minerales de las rocas, por
•
El crecimiento de los cristales de agua
congelada en las grietas y poros de
las rocas , lo cual promueve la gelifracción.
•
El choque entre partículas o fragmentos arrastrados por los agentes móviles, como el viento , el agua corriente.
•
La acción de cuña de las ra ices leñosas de los árboles, durante su crecimiento.
•
La fracturación de rocas por diaclasamiento, ya por enfriamiento de un
magma (granitos, basaltos), o por
exfoliació n de descarg a espontánea,
o por plegamiento de rocas rígidas
(cuarcitas, calizas).
En rocas poco y no coherentes, la meteorización física tiene lugar como una disturbación por el hombre, los animales, las raíces
de las plantas : también como cryoturbación,
por congelamiento del agua del suelo (permafrost).
La meteorización física ocurre principalmente
en y cerca de la superficie, sobre los afloramiento s rocosos, dond e las varia ciones termohídricas son más fuerte s y frecuentes. Por
lo general, es un paso previo hacia la meteo rización química, la cual es favorecida porque
se multiplican las superficies de contacto de
la roca con el agua.
b. Meteorización química, comprende la alteración y modificaciones o transformaciones geoquímicas y bioquímicas producidas en los minerales de las rocas , entre
otros por:
•
Hidratación, incorporación de moléculas de agua a la estructura molecular
de un mineral.
•
Carbonatación, reacc ión de los minerales al anhídrido car bónico (C0 2 ) disuelto en agua.
del
Paisaje
Terrestre
•
Hidrólisis , reacción y desintegración
de las estructuras cristalinas de los minerales primarios, por el ataque del ión
hidrógeno del agua , con la subsiguiente formación de minerales secundarios
(arcillas) y productos residuales (sesquióxidos de Fe y Al) .
•
Oxidación, reacción de las rocas y materiales de suelo a altos suministros de
oxígeno , cuando las demandas biológicas del mismo son bajas. Los iones
ferrosos, que hacen parte de la estructura de algunos minerales, en presen cia de oxígeno son convertidos a formas férricas.
•
Reducción , ocurre cuando los materiales están saturados con agua , donde
el suministro de oxígeno es bajo y la
demanda biológica del mismo es alta.
El resultado es la reducción del hierro
a la forma ferrosa altamente móvil.
•
Intercambio de bases, o sea el cambio
de un catión por otro entre una solución y un mineral sólido, generalmente
un mineral de arcilla.
•
Quelatación, comprende la incorpora ción de cationes desde un mineral a
un compuesto orgánico.
Entre las formas de meteorización química
deben destacarse la carbonatación y la hidrólisis; la primera origina directamente sobre
las calizas de regiones húmedas los relieve s
kársticos característicos, determinados por
disolución de esas rocas . La hidrólisis de rocas básicas da origen a arcillas expandibles
de tipo 2:1 como la montmorillonita, cuya expansibilidad y contracción suelen originar el
denominado microrrelieve gilgai.
3.4.1.2 Factores que favorecen
la meteorización
La velocidad y profund idad de la meteorización, condiciones que reper cuten en la clase
e intensidad del modelado del relieve, depen den de los sigu ientes factores:
.3Jl
Geomorfología
a. La naturaleza de los materiales, o sea,
su composición mineralógica y homogeneidad, cohesión, dureza, permeabilidad,
tamaño y forma de los elementos constitutivos, textura y estructura, porosidad,
ángulo de reposo, continuidad y discontinuidades.
Es evidente que materiales homogéneos
en su composición, duros y resistentes
como la cuarcita, ofrecen relieves más vigorosos y masivos que aquellos materiales
de composición heterogénea, menos duros
y resistentes como una brecha o una toba,
lógicamente bajo un mismo medio ambiente. De igual manera, una roca impermeable
como el granito o las arcillolitas muestran
un patrón de disección mucho más denso
que rocas porosas y permeables como la
arenisca o las tobas.
b. El clima, especialmente sus parámetros
temperatura y humedad. Estos inciden
directamente en el proceso de meteorización, cuya clase e intensidad dependen
en alto grado de la interacción y proporción en que actúe cada uno de esos parámetros.
En cuanto al modelado del relieve, por lo
general este cambia bajo climas diferentes, aun tratándose de un mismo tipo de
roca. Así, por ejemplo, el paisaje kárstico
que caracteriza a las calizas solo se desarrolla en condiciones de humedad y no
en áreas secas. De igual modo, el granito
se destaca por un modelado de intensa
y profunda disección sobre sus alteritas
arcilloarenosas desarrolladas en el trópico húmedo, morfología que contrasta con
aquella masiva y escasamente disectada
que presenta en las regiones secas.
c. El relieve, factor que controla el clima en
una alta proporción y que, además, determina el balance entre la meteorización y
la erosión. En efecto, entre más empinado sea un terreno, mayor será el riesgo de
remoción de las alteritas y mayor la posibilidad de una continua meteorización física
32
Evolución
Aplicada
y geoquímica de los substratos rocosos
frescos más y más profundos. En cambio,
en zonas más planas y estables se favorecen las transformaciones geoquímicas
y pedoquímicas hasta una profundidad
considerable.
d. El tiempo requerido por los agentes de la
meteorización para reducir las rocas masivas al estado c1ástico y aun para transformarlas en suelo, lo cual depende de la
interacción entre los factores antes descritos, o sea, materiales, clima y relieve.
Ello determina la verdadera edad de los
paisajes geomorfológicos, vistos desde
un punto de vista pedológico.
Una roca blanda en un relieve suave, bajo
un clima agresivo requerirá menor tiempo para meteorizarse y originar un suelo
que una roca dura, en un relieve abrupto
y bajo un clima seco.
3.4.2 Remoción en masa
Abarca el conjunto de procesos denudativos
relacionados con la deformación del terreno
y el desplazamiento o transposición más o
menos rápida y localizada de diferentes volúmenes de suelo, de mantos completos de
meteorización, incluyendo material de suelo,
detritos, bloques y masas rocosas, cuesta
abajo, por incidencia de las fuerzas de desplazamiento (gravedad, movimientos sísmicos),
a veces con participación mayor o menor del
agua del suelo, del hielo y otros agentes.
Según la definición anterior se pueden reconocer remociones gravitacionales e hidrogravitacionales. Esto ha dado lugar a que algunos autores propusieran respectivamente los
nombres de movimiento o desplazamiento en
masa y transporte en masa para los casos
anotados. Sin embargo, a diferencia de la ero. sión fluvial propiamente dicha, se considera
que en la remoción hidrogravitacional el agua
del suelo no actúa como un medio o agente de acarreo. Aun en el caso de los flujos
de lodo, Brunsden y Prior (1984) comentan
que estos procesos constituyen transiciones
entre movimientos en masa y transporte en
masa, ya que los lodos se comportan como
una masa viscosa, con predominio de movimientos intergranulares sobre movimientos a
lo largo de una superficie de corte.
La ídea de proponer los nombres de desplazamiento y transporte en masa nace de los
expertos en ingeniería geológica y geotecnia,
para quienes esa diferenciación les permitirá
enfocar mejor el estudio de estos procesos,
los primeros obedeciendo esencialmente a
las leyes de la mecánica de sólidos; los segundos, probablemente regidos por los principios de la hidráulica y la mecánica de fluidos.
Ahora bien: no es el propósito del presente contexto entrar a analizar la mecánica ni
los aspectos cuantitativos de los fenómenos
de remoción en masa. Aquí solo se visualizan como una forma más de degradación y
transformación de los relieves iniciales, de la
cual quedan como rasgos morfológicos, una
cicatriz de despegue activa, semiestabilizada
o estabilizada; a veces un barranco o ravin; y
finalmente, un depósito caótico de fragmentos de roca y material de suelo. En ciertos
casos quedan terrenos deformados, con microrrelieves característicos (terracetas, camellones, bancales, etc.).
3.4.2.1 Factores que favorecen la remoción
en masa
a. Naturaleza de los materiales. La remoción en masa puede afectar a toda clase
de materiales; no obstante, hay materiales más susceptibles que otros y ello está
determinado por su grado de cohesión,
fricción interna, presencia de fallas, diac1asas; planos de estratificación, de exfoliación; buzamiento de los estratos, discontinuidades litológicas con alternancia
de materiales duros y blandos, o permeables e impermeables. Ciertas arcillas, por
su plasticidad y alta capacidad de retención de humedad, son muy propensas a
este tipo de fenómenos .
del
Paisaje
Terres tre
b. Factores topográficos. Aun cuando se
han reconocido fenómenos de remoción
en masa en todo tipo de relieves, estos
se concentran mayormente en terrenos
montañosos y colinados, con pendientes
fuertes como simple consecuencia de su
mecanismo, la gravedad.
El grado de la pendiente determina, en gran
medida, la velocidad del movimiento. Así, por
ejemplo, terrenos con gradientes entre 5° y
30° están sujetos a todo tipo de remoción
más o menos lenta; en cambio, aquellos por
encima de 30° (ángulo crítico) tienden a sufrir
con mayor frecuencia los movimientos rápidos. En pendientes vertícales a subverticales
hay caída libre de materiales. (Figura 15).
Figura 15. Incidencia de la fuerza de gravedad
(g) en los procesos de remoción en masa,
según grado de la pendiente del terreno.
El componente g1 presiona la masa contra
la ladera mientras el g2 tiende a deslizarla.
En la ladera A, el componente g1 > g2
A
.,
9
"
En la ladera B, el componente g1 < g2
60·
33
Geomorfologia
Aplicada
Otra forma de incidencia de la topografia está
relacionada con la ruptura en la continuidad
de una ladera, determinada por fallas , acción
antrópica (construcción de vías en terrenos
montañosos), socava miento por las corrien tes fluviales, por las olas, lo cual crea frentes
libres que desestabilizan esas laderas y las
predisponen para la remoción en masa.
Las topografias onduladas y cóncavas en las
cumbres y parte superior de las laderas montañosas favorecen la infiltración de aguas y
por ende los movimientos en masa.
c. Factores climáticos. La remoc ión en
masa puede presentarse en cualquier clima, pero tiende a ser más frecuente en
zonas con lluvias fuertes y prolongadas,
por saturación o humedecimiento de los
materiales poco o no coherentes, porosos
o intensamente fracturados.
En regiones frias el clima se manifiesta
favorable a la deformación del terreno ,
por una alta frecuencia de congelación y
rápido deshielo de los suelos durante los
cortos veranos, con la subsiguiente saturación y flujo de los mismos.
En climas subhúmedos a semiáridos , con
períodos alternos secos y húmedos, se
favorece el agrietami ento de los suelos
arcillosos y su expansión debido a variaciones en su estado de humedad . Los
cambios bruscos de temperatura igualmente favorecen la expansión y contracción de materiales .
Los vientos fuertes y huracanados al chocar contra escarpes, cornisas y taludes
suelen promov er el desprendimiento de
materiales incoherentes.
d. Factores edáficos. El agua corriente es
excluida de estos procesos por definición;
no obstante , el agua del suelo, capilar y
gravitacional , es un elemento definitivo en
la ocurrencia de gran parte de las formas
de remoción en masa, por cuanto puede:
33 4
E v o lu c i ón
•
Disminuir el ángulo de fricción interna entre horizontes, capas o estratos, debido a
presión hidrica.
El pisoteo de ganado y el pastoreo excesivo en terrenos de ladera favorecen ciertas formas de flujo del suelo.
•
Reducir la cohesión entre partículas o
agregados del suelo , debido a tens ión
capilar, ya hasta sobrepasar el limite de
plasticidad o bien hasta producir el flujo
(límite liquido).
La actividad de algunos macroorganismos del suelo (termitas, hormigas, topos,
armadillos, etc.), tamb ién parece favore cer estos procesos.
Por encima del limite plástico el material sólido se torna más y más moldeable debido a
lubricación de los contactos entre partículas y
granos. De este modo es posible su deformación bajo presión externa .
Por encima del límite liquido hay eliminación
de los contactos entre granos, con reducción
de la cohesión hasta valor de cero , pudiéndose producir el fenómeno de licuefacción. Se
trata de un proceso conocido en geotecnia, al
cual se relacionan las llamadas Arenas movedizas, que lógicamente pueden ser limos ,
o suelos movedizos.
Los materiales de suelo tienen , casi exclu sivamente, la propiedad de cambiar rápidamente del estado sólido al estado liquid o,
cuando aumenta grandemente el contenido
de humedad y simultáneamente sufren un impulso (la atracción gravitacional en terrenos
de pendiente fuerte) o un choque (vibración
sismica en zonas más planas ) que promuev e
su flujo . En este estado los materiales fluyen
por su propio peso en terrenos confinados, o
se deforman en laderas rectas y conve xas de
poca inclinación .
El agua tamb ién aumenta el peso de los materiales al rellenar los espacios porosos. Algo
similar sucede con el hielo del suelo , el cual
además "pule" los planos de deslizamiento.
e. Factores biológicos. La vegeta ción incide en la ocurrencia de fenómenos de
remoción en masa cuando se trata de árboles de raices superficiales, pues estos
no amarran el suelo, ni retienen el movimiento, ni absorben el exceso de agua
infiltrada a alguna profundidad, como si
lo hacen especies de raices profundas y
ávidas de agua , como el eucalipto.
La actividad humana reflejada en construcción de vias férreas , carreteras, presas, túneles; en la labranza de los suelos
de ladera , en la explotación de canteras y
demás actividades mineras ; en las talas
y quemas, etc., predispone muchos terrenos para la remoción 'en masa.
3.4.2.2 Clasificación de los fenómenos de
remoción en masa.
Los procesos de remoci ón en masa más rápidos son ampliamente conocidos por sus
d e l
Paisaje
Terrestre
efectos espe ctaculares y a menudo catastróficos; sin embargo, las formas lentas son
igualmente importantes y probablemente la
cantidad de material translocado exceda a la
del primer grupo.
Son muchas las clasificaciones propuestas para los diferentes tipos de remoción en
masa, unas basadas en el contenido de agua
(o hielo) de los materiales; en la velocidad de
movimiento (lento , rápido ); en el tipo de movimiento (flujo , desl izamiento , desprendimiento,
caida libre) ; en la clase de materiales (masas
de roca, detritos, material de suelo , mezclas );
o en combinación de las anteriores.
Aqui se presenta una clasificación según el
tipo de movimiento, pero en la cual se trata
de involucrar los cuatro aspectos anteriores
(Tabla 5).
Tabla 5. Clasificación de los fenómenos de remoción en masa.
Tipo de remoc ión en masa
Fenómeno específico
REPTACIÓN (Creep).
FLUJOS DE "SUELO" EN ESTADO PLÁSTI- Solifluxión laminar plástica en terracetas y pisadas de ganado
CO
Flujo terroso
FLUJOS DE "SUELO" EN ESTADO DE
LICUEFACCiÓN
Solifluxión líquida (escarceos)
Lupias de solifluxión
Golpes de cuchara
Flujos de lodo y escombros; lahars.
Aludes o avalanchas
DESLIZAMIENTOS
Deslizamiento planar y translacional
Deslizamiento rotacional (Slump)
Deslizamiento mixto
Propagación lateral
DESPRENDIMIENTOS
Caida de escombros
Saltamiento y rodamiento
Volcamientos o desplom es
SUBSIDENCIA
3
Geomorfología
Aplicada
A continuación se describen los principales
fenómenos de remoción en masa:
proceso se le superpone, mediante observaciones prolongadas.
a. Reptación (creep ). (Del latín Reptare =
Arrastrarse)
b. Flujos de "suelo"
Es un desplazamiento amplio, abierto, muy
lento y continuo, casi imperceptible y superficial de particulas de suelo y detritos finos (en
capas de algunos centímetros de espesor),
sobre pendientes relativamente fuertes y convexas o rectas, en el cual intervienen, además
de la gravedad, varios factores difícilmente observables, entre los cuales se citan:
•
Cambios de volumen de los materiales
por variaciones de temperatura o de
humedad (humectación-desecación,
congelación-fusión), como la hinchazón y contracción de ciertas arcillas.
•
Saltación de partículas por erosión
pluvial.
•
Caída de árboles, de piedras.
•
Laboreo del suelo en terrenos de ladera con suelos sueltos.
•
El englobe de partículas y piedras durante las heladas.
•
Construcción de galerias por lombrices, termitas, hormigas y otros organismos.
La velocidad de desplazamiento disminuye
con la profundidad y ello provoca una inflexión
característica de los troncos de árboles, de
los postes de energia, de las cercas, algunas
de las cuales terminan por derrumbarse. (Figura 16).
En la base del manto de reptación suelen
concentrarse "líneas de gravas" arrastradas
desde los sectores más elevados y cuya localización en el perfil de suelo no sugiere
relación alguna con el substrato rocoso. Los
estratos rocosos con fuerte buzamiento suelen presentar curvatura de sus extremos superiores.
La reptación no origina rasgos morfológicos
definidos pero, en general, puede reconocerse con cierta facilidad, cuando ningún otro
36
Evolucíó n
Se incluyen aqui varias formas de desplazamiento lento a rápido de materiales, cuesta
abajo, por la acción conjugada de la gravedad
y el agua del suelo, bien sea en estado plástico (solifluxión plástica en terracetas y pisadas
de ganado; flujo terroso) o en estado líquido
(solifluxión líquida, lupias, golpes de cuchara,
flujos de lodo, aludes y avalanchas).
•
Solifluxión laminar plástica. Ocurre
en laderas algo empinadas (25 a 50%),
constituidas por materiales comprensibles, homogéneos (cenizas volcánicas
meteorizadas, alteritas areno-arcillosas
de granitos ), bastante plásticos.
La masa plástica se deforma, hundiéndose
bajo la presión local ejercida por el peso de
bloques rocosos dispersos en la superficie o
incluidos en la masa muy húmeda: o de una
cobertura de árboles, de edificaciones u otras
construcciones pesadas; de ganado pastando. Hay abombamiento en los bordes inferiores; la topografía toma un aspecto irregular,
con la formación de contrapendientes (pendientes opuestas) transversales, de configuración arqueada, que favorecen el estancamiento e infiltración de aguas. Aun cuando no
hay ruptura clara de la superficie afectada, sí
pueden presentarse algunos agrietamientos
que también favorecen la infiltración rápida
de aguas, las cuales pueden llegar a saturar
el subsuelo.
efecto combinado de la gravedad, agua del
suelo y pisoteo del ganado, y afecta a los materiales superficiales homogéneos, porosos,
plásticos, que yacen sobre substratos arcillosos o sobre la roca alterada.
En laderas de pendiente algo empinada (2550%) el fenómeno, en su fase inicial, se caracteriza por una microtopografia de rellanos
transversales a la pendiente general del terreno, separados por pequeños taludes que
no muestran ruptura de su cobertura entre
peldaños. Se habla entonces de pisadas de
ganado.
Cuando el proceso se agrava por incremento en la inclinación de las laderas y/o por
sobrepastoreo, se producen frecuentes cizalIamientos y los pequeños rellanos aparecen
entonces separados por microescarpes de
alrededor de 1 m de altura, constituyendo un
microrrelieve de terracetas. (Figura 17).
Ambas formas son claramente apreciables en
laderas de montañas y colinas con cobertura
de pastos. En casos extremos ocurren microdeslizamientos múltiples de tipo laminar.
•
Flujo terroso. Es una forma de desplazamiento semejante al flujo de lodo, no
abierta sino confinada a hondonadas y
depresiones, en la cual los materiales se
desplazan en estado plástico (tal vez con
un nivel subsuperficial en estado viscoso). Por tal razón el desplazamiento es
del
Paisaje
Terrestre
corto, el movimiento más lento que el del
flujo de lodo y la superficie bastante irregular; esta muestra con frecuencia grietas
y montículos correspondientes a bloques
de suelo y raíces expuestos por rotación
de arbustos y otra vegetación enterrada
por el movimiento.
López y Rey (1984) estudiaron en detalle el
flujo terroso de "El Bosque" en el municipio
de Supatá, Colombía, cuyas primeras manifestaciones fueron : el agrietamiento de las
construcciones , desajuste de puertas y un ligero ondulamiento del terreno más deprimido.
Luego de unos 40 días de movimiento lento,
se rompieron les últimas resistencias de los
materiales, acelerándose el desplazamiento
y determinando la destrucción de los cafetales, también de unos 500 metros de carretera
y el desplome de varias construcciones.
•
Solífluxíón líquida. Cuando la cohesion
entre partículas se reduce a cero por sobrepasarse el límite líquido, los materiales
saturados requieren presión externa para
deformarse, ya que lo hacen bajo su propio peso. Si se trata de pendientes rectas o convexas, estos fluyen lentamente
aun sobre pendientes suaves, cuando su
viscosidad no es muy alta, originando una
serie de cordones transversales, arqueados en la dirección general de la pendiente, los que se conocen como camellones
de solifluxión.
Figura 16. Evidencias frecuentes de reptación.
Las formas más conocidas y generalizadas
de deformación plástica son:
•
Terracetas y písadas de ganado. Fenómeno muy extendido de deformación
laminar plástica, lenta, favorecida en ciertos casos por discontinuidades litológicas, cuya secuencia determina a su vez
discontinuidades en la capilaridad y permeabilidad del suelo.
Ocurre más acentuadamente en pendientes
empinadas, superiores al 25 por ciento, por
Fuente: 5harpe
37
Geomorfolog ía
Evol ució n
Ap l i c a d a
Figura 17. Solifluxión laminar plástica
en terracetas, agravada con microdeslizamientos.
Fuente: Foto Serrato . 2000.
Por el desplagamiento lento y limitado, no hay
cizalla miento de la capa superficial; solamente se produce la deformación del terreno .
finos, que fluyen entonces cuesta abajo , sobre substratos conge lados y resbaladizos; en
este caso se habla de gelifluxión.
Ocurre en regiones periglacia les con suelos
congelados, cuando se presenta fusión parcial y rápida del hielo en los cortos veranos,
con la subsiguiente saturación de las capas
superiores de turba o de materia les eólicos
También se presenta en zonas templadas y
tropicales, donde quiera que el agua no pueda escapar de una masa meteorizada, preferencia lmente arcillosa, la que mantiene saturada (Figura 18 ).
En zonas más planas, con pendientes menores del 2%, como los llanos del Orinoco (Colombia y Venezue la), el pantana l del MattoGrosso en Brasil, algunas llanuras de Honduras y en muchos sectores de África (Zambi a),
se han reconocido patrone s de óndula s, cada
una de unos 40 a 60 cm de altura, que se arquean transversalment e a los declives del terreno, distanciadas entre sí desde unos pocos
metros hasta algunos centenares de metros.
Estos camellones fueron denominados por
Goose n (1972), como escarceo s. Este autor
estudió el fenómeno en los Llanos Orientales
de Colombia y en Zambia, habiendo encontrado como causas de su formación :
•
Presencia de suelos desarrollados en materiales eólicos bien sorteados;
•
De consístencia suelta;
•
Con altos contenidos de minerales inactivos como caolinita, cuarzo ;
Fuente: Foto IGAC. 1950.
Paisaje
Te r r e s t r e
•
Altamente lixiviados, sin pedocementación, y
•
Periódicamente saturados con agua.
Según el mismo autor, estos suelos se comportan como un sólido, pero al ocurrir un choque
mecánico, por ejemplo, por movimientos sísmicos, al momento en que la fricción y cohesión
son extremadamente bajas, entonces se produce su licuefacción y fluye por trechos cortos,
originando el patrón de óndulas (Figura 19).
La solifluxíón se denomina superficia l o laminar cuando la capa activa es la superior,
comp rendida en el sistema radicular arbóreo .
Si la misma está por debajo de tal sistema radicular y este no puede frenar el movimien to,
entonces se define como solifluxión profunda
(Tricart, 1977).
Figura 19. Escarceos de los Llanos Orientales,
Departamento de Casanare, Colombia.
Figura 18. Camellones de solifluxión
del Distrito de Kalabo. Baratzeland, Zambia.
"'3 8
de l
Geomorfología
Aplicada
Lupias o Lupas de Solifluxión. Son pequeñas lenguas localizadas de materiales licuefluidos, que comprenden una cicatriz cóncava
en la zona de despegue y una pústula labulada en el área de acumulación. De acuerdo
con Tricart (1977), se trata de abolladuras de
las laderas arcillosas o limosas que resultan
de una obstrucción hipodérmica del agua de
infiltración en la base de la alterita, más permeable que el sustrato.
Golpe de Cuchara. Es una forma localizada
de flujo liquido, descrita en la escuela francesa, que tiene lugar en pendientes fuertes
y amplias. Cuando los materiales se saturan
de agua, reduciendo su viscosidad, fluyen o
mejor se derraman fácilmente ladera abajo,
como si fuera agua turbia, dejando atrás una
cicatriz cóncava en forma de cuchara seguida
por un ravine o barranco alargado, de donde
viene el nombre.
40
Evolución
roca, troncos de árboles, animales, construcciones, etc.), presentes a lo largo de valles y
desagües, y moverlos cuesta abajo en flujos
turbulentos, a menudo catastróficos.
del
Paisaje
Terrestre
Figura 20. Aerofotografia de una región de Cundinamarca
donde se destacan varios fenómenos de remoción en masa: A) Cicatriz
de despegue; B) Barranco; C) Colada de barro colmatando un valle erosiona!.
Cuando finalmente los flujos de lodo y escombros adquieren en su desplazamiento
más y más viscosidad, o cuando se presenta
un cambio brusco en la dirección de desplazamiento, estos se detienen en el mismo valle, colmatando su fondo y originando con el
tiempo terrazas diluviales intramontanas de
superficie regular. Aguas arriba dejan como
testigo un gran barranco (ravine) de paredes
desnudas (Figura 20).
Cuando alcanzan terrenos llanos y abiertos,
los lodos y escombros se desparraman, originando coladas y abanicos diluviales, los que
pueden presentar o no un frente abrupto que
recuerda una "Pata de Elefante", como las
coladas de lava, dependiendo ello de la viscosidad del lodo al momento de depositarse.
Flujo de Lodo y escombros; Lahares. Flujo
de volúmenes mayores de materiales térreos
en estado liquido, que se presenta sobre pendientes inicialmente pronunciadas y confinadas, lo cual determina una gran velocidad de
desplazamiento a lo largo de valles intramontanos y cañadas, comunicando a los lodos un
mayor poder de arrastre y devastación a lo
largo de extensos recorridos, mayores que
aquellos de cualesquiera de los fenómenos
antes descritos.
Algunos flujos de lodo pueden originarse a
partir de materiales de deslizamiento que
represan una corriente en el fondo de valles
intramontanos; las aguas represadas, a la
vez que ganan altura, van saturando los materiales de la presa hasta que finalmente se
rompe el equilibrio natural y se inicia un flujo
terrencial.
Los flujos de lodo (principalmente con arcilla
y material de suelo) y de escombros (suelo y
rocas) debido a su mayor densidad adquieren suficiente poder de arrastre como para
remover materiales sueltos, finos hasta de
gran tamaño (material de suelo, bloques de
Cuando las coladas de barro están constituidas casi exclusivamente por materiales volcánicos (cenizas, lapilli, bombas y bloques
de rocas extrusivas), estas se denominan
lahars, los cuales lógicamente se extienden
hacia la base de focos eruptivos.
Fuente: foto IGAC 1965.
Alud o Avalancha. Es una de las formas más
rápidas de remoción en masa, en la cual pueden estar involucrados volúmenes exclusivos
de nieve y hielo o también detritos rocosos y
material de suelo. Ocurre cuando el espesor
de la nieve acumulada sobre una cumbre estrecha y abrupta rebasa su equilibrio natural;
de este modo, una avalancha usualmente se
inicia con un desprendimiento y caida libre
de una masa de nieve-hielo, desde las altas
montañas nevadas (con o sin rocas, fango y
suelo), la cual se pulveriza al primer impacto
con el terreno y luego continúa deslizándose
o fluyendo cuesta abajo, con violencia y estrépito, atrapando materiales sueltos durante
su recorrido.
agua atrapados en la masa. Esto favoreceria una acción de dispersión de las particulas
más finas entre los bloques mayores, conduciendo a su flotación y consecuente reducción
de la presión efectiva que ejercen; al mismo
tiempo, proporcionarían un colchón de aire
en la base de la masa.
Avalancha de rocas . Forma de remoción en
masa que resulta de la condición común en la
cual rocas fuertemente diaclasadas pierden
cohesión interna por propagación de las fracturas, gracias al progreso de la meteorízación
o a la remoción de su soporte lateral. Por lo
general ocurre en terrenos muy escarpados,
con escaso o ningún suelo. Enormes volúmenes de rocas y detritos se desplazan con extraordinaria rapidez a lo largo de las laderas
de las montañas .
Si el desplazamiento de nieve, detritos y bloques de roca tiene lugar a lo largo de laderas
amplias, rectas o convexas, este podría asimilarse a un deslizamiento planar.
c. Deslizamientos
No obstante, lo más frecuente es que el material de los aludes circule confinado a lo largo de valles u hondonadas , a gran velocidad ,
probablemente determinada por un proceso
de fluidificación de la masa en movimiento,
por efecto del aire caliente comprimido y el
Con este término se cobijan algunas de las
formas más violentas y dramáticas de remoción en masa, en las que grandes volúmenes de material meteorizado y/o bloques y
masas de roca fresca se desprenden de su
lecho y se desplazan cuesta abajo, como una
41
Geomorfología
Evolución
Aplicada
sola unidad , sobre un plano inclinado o sobre
una superficie cóncava. Las zonas de ruptura suelen coincidir con superficies naturales
preexistentes o pueden generarse durante el
movimiento.
Estos fenómenos tienen lugar cuando sólo un
nivel subsuperficial traspasa el límite de plasticidad o de liquidez, en cuyo caso la masa
suprayacente (consolidada o suelta) se desliza sobre este nivelo plano semisaturado o
saturado, prácticamente sin sufrir deformación significativa. Justamente, la distinción
entre flujo de detri tos, avalancha y deslizamiento se ha hecho con base en el grado
de deformación del material translocado y el
contenido de agua de la masa afectada. Sin
embargo, como la deformación y el contenido de agua frecuentemente se incrementan
cuesta abajo , entonces el sector que se ubica
cerca a la cicatriz de despegue puede ser un
deslizamiento, con masas grandes de materiales relativamente indeformados, en la media ladera podría llegar a ser una avalancha
de bloque s más pequeñ os y semisaturados,
y hacia la base de la ladera convertirse en
un flujo completamente Iicuefluído, especialmente si la masa desciende por el curso de
un río.
Actualmente se reconocen los sigu ientes tipos de deslizamiento:
•
Deslizamiento Planar. Materiales consolidados se deslizan muy rápido sobre
un plano inclinado y mojado, el cual puede corresponder a una ladera estructural
de geoformas plegadas, o a un plano de
falla, o de esqu istosidad o de exfoliación
(Figura 21) .
Los deslizamientos trans lacio nales son las
forma s más co munes de remo ción que afectan a los suelos. Siempre son de carácter superficial y presentan esencialmente planos de
deslizamiento rectilíneos, aunque con alguna
curvatura hacia la cicatriz de despegue. En la
mayoría de los casos , estos deslizamientos
ocurren durante lluvias intensas.
del
Paisaje
Ter restre
En todos los casos, queda en la parte superior de la ladera una cicatriz de despegue de
forma semicircular o semirr ectangular, algo
cóncava, completamente desnuda, tambien
denominada circo de deslizamiento. Con
el tiempo puede llegar a estabili zarse y repoblarse de vegetación (Figura 22).
Figura 22. Deslizamiento translacional
en la via Villavicencio-Bogotá, municipio de Guayabetal.
Cuando los materiales deslizados corresponden a masa s rocosas (con o sin un delgado
manto de meteorización), estas al desplazarse se deforman menos en su parte central y
mayormente en la zona de despegue y en el
frente de colisión.
!
Figura 21 . Cicatriz de deslizamiento planar sobre la ladera estructural
de una cresta homoclinal en lutltas, Villa de Leiva, Colombia.
Fuente: Foto Serrat o, 2004.
Deslizamiento Rotacional (SLUMP). Es una
forma más lenta y menos dramática de deslizamiento masivo , que puede desarrollarse
en unas semanas o unos pocos meses y que
afecta más comúnmente a materiales poco
consolidados o mantos de meteorización con
un substrato en estado plástico o completamente saturado.
Fuen te: Foto Serrato, 1995.
•
Deslizamiento Translacional. Cuando
los materiales deslizados corresponden
exclusivamente a mantos de meteorización , estos se defo rman completamen-
te al colisionar en el fondo de la ladera,
más aún si el substrato estaba en estado licuefluido, formando un depósito
caó tico, abombado e irregular.
La superficie de ruptura (y de deslizam iento)
es cóncava hacia arriba y hac ia abajo ; ello
permite diferenciarlo del des lizamiento planar. El proceso se inicia con la apari ción de
una o más fisuras transversales en la parte
superior de la ladera afectada, a partir de
las cuales se desarrolla simultáneamente un
desp lazamiento hacia abajo , con inclinación
hacia atrás del tope de la ladera y un desplazamiento lateral de su parte basal , debido a
un movimiento rotacional de toda la masa de
detritos.
El modelado final del "SLUMP" muestra uno o
más esca lones o "gradas " sepa radas por taludes casi vertica les (cicatrices de despegue)
en la parte superior, y un flujo terroso de superficie irregu lar al pie del bloque o bloques
deslizados (Figura 23).
Geomorlologla
Aplicada
Evo lución
Figura 23. Ejemplos esquemáticos
de desplazamientos rotacionales.
del
Paisaje
Terrestre
Figura 24. Caida de escombros o desplome.
Fuen te: Strshle r, 1974.
A menudo puede ocurrir que la vegetación
y algunas edificaciones sean transportadas
intactas sobre la superficie de uno de tales
"escalones".
•
Propagación lateral. Es una clase especial de deslizamiento rotacional, la cual
está virtualmente confinada a sedimentos ricos en arcilla depositados otrora en
mares y lagos someros , alrededor de las
márgenes de anteriores casquetes de hielo, tales como los de Noruega Meridional,
las tierras bajas de San Lorenzo en Canadá oriental y los de la costa de Alaska.
(Selby, 1982) .
La ruptura del terreno usualmente empieza
con un simple deslizamiento rotacional en
una banca socavada por un rio. El movimiento de deslizamiento remoldea rápidamente la
arcilla a lo largo del plano de deslizamiento y
la transforma en un denso liquido capaz de
soportar los bloques en movimiento de arcilla
dura y arenas suprayacentes. El resultado es
una topografia caótica de pequeños pilares
(horsts) y fosas (grabens), tal como se presentó en la ciudad de Anchorage (Alaska )
a raiz del terremoto que afectó la zona en
1964.
Cruden y Varnes (1996) describen el fenómeno corno una expansión o dilatación lateral de
una alterita coherente o de una masa roco44
sa fracturada, seguida del hundimiento de la
porción central algo disgregada en el material
infrayacente más blando, el cual sufre el proceso de licuefacción y promueve la propagación de la masa afectada.
d. Desprendimientos
La expresión comprende varios tipos de remoción gravitacional que ocurren cuando la
pendiente del terreno es superior al ángulo
de reposo (más o menos 45 '). El material detritico producido principalmente por fragmentación mecánica (exfoliación , termoclastismo ,
gelifracción, diaclasarniento, cryoturbación)
sólo se mantiene en su sitio si la cohesión
o fricción lo permiten ; en caso contrario , el
material desequilibrado se desprende y cae
por su peso , bajo el efecto de la gravedad,
ya en caida libre, rodando o brincando cuesta
abajo.
•
Caída de escombros. Generalmente se
presenta si la pendiente del terreno es
vertical a subvertical, como en los acantilados, escarpes de terraza , escarpes de
falla o de erosión ; la caída es libre, o sea
sin contacto con la superficie de la ladera.
Al chocar los elementos pétreos contra un terreno menos empinado, pueden fragmentarse aún más , rebotar, rodar o deslizarse hasta
que su energia cinética sea gastada (Figura
24).
Fuente: Strahler, 1974.
•
Saltamiento y rodamiento. El saltamiento ocurre cuando las laderas son fuertemente empinadas, con gradiente mayor
de 45 ' (100%) pero menor que el de los
escarpes. Los materiales desprendidos
descienden predominantemente brincando.
En cuanto al rodamiento, este tiene lugar
cuando la inclinación de la zona de despegue
es moderadamente escarpada (30'-45'). En
este caso los detritos rocosos y material de
suelo descienden rodando en su mayoría.
En todos los tipos de desprendimiento, los
materiales translocados dan lugar a conos y
taludes de derrubios.
•
Volcamiento o desplome. Se refiere al
desplazamiento, desde una ladera em-
pinada , de masas de materiales que se
inclinan hacia adelante, alrededor de un
eje situado bajo el centro de gravedad de
la masa desplazada, hasta finalmente volcarse y tal vez fragmentarse.
El movimiento se atribuye a la presión ejercida por los materiales suprayacentes sobre la
masa afectada, o a la acción del agua o del
hielo acumulados en las grietas.
La remoción gravitacional por volcamiento
puede darse: en suelos coherentes de los
taludes de terrazas que bordean un río; en
estructuras columnares de basaltos; en lajas rocosas individuales y en masas rocosas
f1exuradas perpendicularmente a sus numerosas diaclasas transversales (Figura 25).
45
Geomorfología
Aplicada
Evolucíón
Figura 25. Remoción gravitacional por volcamiento.
3.4.3.1 Erosión Geológica o Natural
Es U!1 proceso normal, inevitable y universal
que consiste en el desgaste y remodelado del
paisaje terrestre original, a largo plazo, en su
medio natura l, sin la intervención humana.
Esta clase de erosión se viene manifestando desde que los continentes surgieron del
océa no por los procesos tectodinámicos. Se
debe principalmente a la acció n del agua, el
viento, las variaciones de temperatura, la gravedad y los glaciares.
Bajo condiciones naturales estables, la erosión geológica en zonas montañosas o coIinadas tropicales de clima húmedo es lo
suficientemente lenta como para permitir el
desarro llo de suelos en constante rejuve necimiento, con horizontes más o menos definidos, y para sostener una continua cobertura
vegetal protectora.
Fuente: Foto Serrato, 200 0.
e. Subsidencia
Comprende los desplazamientos verticales
del terreno asociados a remoción lenta de
material debajo de la masa que se hundirá,
ya sea en forma natural (disolución de calizas, erosión en túneles) o antrópica, como es
el caso de las explotaciones mineras, túneles
viales, socavones para hidroeléctricas).
3.4.3 la Erosión (del latín erosío, onís =
roedura)
Erosión es un término amplio aplicado a las
diversas maneras como los agentes móviles
(agua, viento, glaciares) desp renden y transportan los productos de la meteorización y
de la sedimentación , produciendo pérdida de
materiale s en la superficie de la corteza terrestre.
De los agentes geomorfológicos erosivos, el
agua es el más importante, tanto por el área
6
A la erosión geológica se debe la mayor parte
del modelado actual del relieve, el cual se reconoce en primera instancia sobre diferentes
afectada que corresponde a todas las tierras
emerg idas y con algún relieve, como por la
magnitud del desgaste de la superficie terrestre a largo plazo. El agua es responsable de
la erosión pluvial , marina, lacustre , pero sobre todo de la erosión fluvial, determinada por
las aguas-corrientes o escorrentias' y de la
cual se observan huellas en todas las regiones y climas del globo.
del
Paisaje
Terrestr e
imáge nes de la supe rficie terrestre por las características morfo lógícas de los patrones de
drenaje, cuya forma, densidad, profundidad
de disecc ión y uniformidad dependen de factores litológicos, estructurales, topográficos y
climáticos. (Figura 26). De otro lado, también
se sostiene que las formas del relieve con Iitologia variada están influenciadas no por la
resistencia de la roca a la meteorización, sino
por el efecto de la escorrentia sobre las propiedades del manto de meteorización derivado de cada roca.
En los sistemas de drenaje de zonas montañosas, colinadas, altiplanos, etc., determinados por erosión natural, cada segmento
constituye un valle erosional, generalmente
en forma de V, en cuyas laderas e interfluvios
no se observa truncamiento de los suelos, ni
remoción laminar de sus horizontes superiores, sino una cobertura más o menos uniforme de herbáceas, pastos, arbustos o árboles.
Esto es un factor que hay que tener en cuenta cuando se trate de diferenciar los rasgos
de la erosión natural y la erosión acelerada
(Figura 27).
El desgas te y modelado de la superficie terrestre producidos por la escorrentia y demás
agentes móviles, puede llevarse a cabo como
un proceso normal (erosión geológica) o en
forma anormal (erosión acelerada del suelo),
según las condiciones imperantes en cada
región y de acuerdo con la intervención positiva o negativa del hombre.
•
Aquí se hace espec ial é nfasis en la eros ión
fluvial; en 10 5 capítulos relativos al mod elad o
glaciario, costero-marino y eó lico se hará referencia a la eros ión por 10 5 glaciares, por las o las
y po r el viento,
respectivamente.
47/
Evolución
Geomorfologia
del
Paisaje
Terrestre
Aplicada
Figura 27. Ejemplos de valles determinados por erosión natural
y erosión acelerada : a) valle en V del río Negro región
de Cáqueza, y b) erosión en cárcavas zona de Guatavita.
Figura 26. Patrones de drenaje erosionales.
Trellis de juntas
Rectangular
Trellis de fallas
a
Fuente: Foto Serrato, 2004.
L-
~ ~
_
Angular
Pendrítico
Es indudable que la actividad humana puede
alterar las condiciones de los suelos y originar un desequilibrio ecológico, pero se considera que también existen ciertos factores
naturales capaces de iniciar una erosión de
las mismas caracteristicas, tales como:
a. Los grandes cambios climáticos durante
el Pleistoceno.
Subdentrítico
----'="---- -
b. Las deforestaciones extensas producidas
por tormentas eléctricas.
Anidar
c. La remoción en masa estimulada por
movimientos sísmicos o volcanismo y la
subsecuente exposición a la acción de la
escorrentía, tanto de la cicatriz de despegue como de la superficie cubierta con los
detritos coluviales.
Subparalelo
Radial
3.4.3.2 Erosión Acelerada o Antrópica
La erosión acelerada o antrópica afecta principalmente al suelo; es un proceso denudativo más fuerte y rápido que la erosión nor-
48
d. Los microclimas secos de las laderas de
sotavento determinados por la configuración de los relíeves montañosos.
e. El avance de los desiertos hacia zonas
productivas, por la acción eólica.
malo geológica, debido a un cambio brusco
en las condiciones imperantes de una zona,
cambio determinado en gran parte por las actividades del hombre.
En la erosión acelerada, la proporción de suelo removido se incrementa enormemente en
un lapso de tiempo relativamente corto, hasta
el punto de que la pérdida del mismo o bien
sobrepasa a la meteorización y desarrollo de
suelo, originando laderas y cimas casi continuamente desnudas, con afloramientos de la
roca subyacente, o si no se manifiesta como
patrones de cárcavas , barrancos y surcos
que truncan los perfiles de suelos formados
con anterioridad en condiciones normales.
Por tratarse de un fenómeno relativamente
localizado, la erosión acelerada puede ser
controlada por el hombre o al menos disminuida en sus efectos a menudo desastrosos.
3.4.3.3 Formas de erosión del suelo por la
lluvia y la escorrentia
La erosión de los suelos por el agua puede
ser en láminas, en surcos Y en cárcavas.
Erosión en láminas. Se refiere a la remoción
más o menos uniforme de láminas delgadas
de suelo desde superficies inclinadas, sin que
se formen claramente canales de desagüe.
(FAO, 1967; Soil Survey Staff, 1993).
En la erosión en láminas intervienen dos procesos fundamentales: a) el desprendimiento
de particulas de suelo por la lluvia, y b) el
alejamiento de dichas partículas desde su
49
Geomorlologia
Aplicada
emplazamiento primitivo por escurrimiento
difuso.
Cuando cae un aguacero sobre un terreno
desnudo, el efecto mecánico del impacto de
las gotas de lluvia consiste en romper los
agregados del suelo, produciendo salpique
y saltación de particulas cuesta abajo, o sea
erosión pluvial. Parte del agua de las lluvias
se infiltra a mayor o menor velocidad según
la permeabilidad de los materiales; el resto
"escurre" por la superficie, en las cimas e interfiuvios en un patrón difuso de canalículos
independientes que pueden cambiar de curso después de cada aguacero. El conjunto de
canalículos produce sobre toda la superficie
afectada un arrastre uniforme de las partículas sueltas de suelo, a modo de película, las
que eventualmente se acumulan en la base
de las laderas. Esta es la erosión en láminas, últimamente denominada también como
erosión intersurcos. (ISSS, 1996; Bergsma.
1996).
Este tipo de erosión sólo llega a detectarse
cuando el horizonte A de los suelos es removido totalmente, y aflora el horizonte B o el
C, generalmente de colores más claros, originando en las cimas de las montañas y coIínas, en los interfiuvios y áreas convexas de
terrenos ondulados las denominadas calvas
de erosión.
Cuando la erosión alcanza un grado severo,
puede aflorar roca continua , o un "empedramiento", a partir de los elementos más gruesos que no pudieron ser transportados .
Evolución
y entallarse cuesta abajo, mediante socavamiento y transporte de partículas de suelos
hasta el pie de las laderas. Aqui, el desprendimiento de particulas se origina principalmente por la energia del flujo de agua y no
por erosión pluvial.
Estos canales estrechos, superficiales (menos de 30 centimetros de profundidad) y de
tendencia linear son los surcos de erosión.
Son lo suficientemente pequeños como para
"borrarse" con uso de los implementos corrientes de labranza de tierras para cultivo o
mediante labores menores de ingenieria en
el perfilado de taludes.
50
El perfil transversal de las cárcavas puede ser
en V o en U, según que los materiales afectados sean de texturas finas o compactas y resistentes a la entalladura, o en su defecto de
Paisaje
Terrestre
texturas más gruesas, con menor cohesión y
menor resistencia al socavamiento.
Un patrón intenso de cárcavas, surcos y calvas de erosión en láminas, que inhabilitan un
terreno para cualquier explotación agropecuaria y que le comunican al paisaje un aspecto desolador, recibe el nombre de tierras
malas o "bad lands" (Figura 28).
Figura 28. Vista panorámica de las formas de erosión pl uvi al-fl uvial.
Parque Nac ional Bryce Canyon, Utah . USA .
Erosión en cárcavas. Proceso intenso de
erosión hidrica causado tanto por escurrimiento superficial concentrado capaz de remover material de suelo hasta profundidad
considerable, como por escurrimiento hipodérmico responsable de erosión en túnel
y colapso superficial, al extremo de impedir
la recuperación del terreno mediante prácticas comunes de preparación de tierras para
cultivo. Este tipo de erosión ocurre cuando
el escurrimiento superficial en un declive aumenta en volumen o velocidad, lo suficiente
como para disectar profundamente el suelo,
o bien cuando el agua concentrada corre por
los mismos surcos el tiempo suficiente para
ocasionar entalladuras profundas. También
por mayor alimentación subsuperficial del escurrimiento hipodérmico, responsable de la
erosión en túnel.
Fuente: Foto Franklin, 2000.
Por consiguiente, la intensidad y amplitud de
la formación de cárcavas guardan una intima
Erosión en surcos. Se desarrolla a partir de relación con la cantidad de agua de escurrila erosión en láminas, con la cual no tiene un miento (intensidad de los aguaceros) y la velímite definido. La remoción de suelo ocurre locidad de esta; además, están reguladas por
en mayor cantidad a lo largo de pequeños ca- . las caracteristicas de los suelos (permeabilinales formados por cursos intermitentes de dad, cohesión), del relieve, del clima y de la
cobertura vegetal protectora.
escorrentia .
Ocurre en suelos poco permeables y con pendientes algo empinadas, o cuando la intensidad y duración de los aguaceros son altas,
en cuyo caso los canalitos difusos llegan a
conectarse unos con otros hasta encauzarse
De ese modo las cárcavas pueden tener dimensiones muy variadas, desde estrechas y
poco profundas (menos de un metro), hasta
muy amplias y de varios metros de profundidad (30 x 15 m y mayores aun).
del
Las cárcavas pueden acrecer sus dimensiones en profundidad, amplitud y longitud gracias a diversos procesos que pueden ocurrir
aislada o simultáneamente. (Ver siguiente
subcapitulo).
Erosión en túnel y reticular. Se incluyen
aqui unas formas especiales y poco difundidas de erosión superficial y subsuperficial,
de materiales de baja cohesividad, con morfologia determinada por una combinación de
procesos denudativos que pueden dar lugar
a microrrelieves caracteristicos.
•
Sufusión. Vocablo derivado de dos
raices latinas: Sub = debajo y fusio fundere = fundir, Iicuefluir, derramar.
En geomorfologia se aplica el término a los
procesos de "excavación por debajo" (o di-
solución por debajo) y flujo lento de material
subsuperficial, tanto por acción del escurrimiento hipodérmico que determina una fuerte
reducción en la cohesión de los materiales
afectados, como por la presión ejercida por el
material más seco suprayacente que deforma el "suelo" y lo empuja lateralmente hacia
sectores "abiertos". como taludes o escarpes
cercanos.
La remoción de materiales desprendidos, Iicuefluidos o disueltos por las corrientes subterráneas puede originar inicialmente peque51
Geomorfo logía
Aplicada
ños túneles ; estos al agrandarse favore cen
el hundimiento discontinuo de los estratos u
horizontes suprayacentes, a modo de pequeñas cubetas o basines dispuestos en forma
alineada. Estos basines , comúnmente conocidos como depresiones pseudocársticas,
aparecen inicialmente separados por "puentes", los que poco a poco van desplomándose a media que progresa el fenómeno hasta
transformarse el conjunto en un barranco o
"carcavón" estrecho, de paredes empinadas ,
con su cabecera de forma semicircular y de
considerable profundidad .
Evolución
La sufusión ocurre con mayor frecuencia en
terrazas aluviales, marinas ; abanico - terrazas; mesas y cuestas estructurales, así como
en paisajes similares de topografía plana a
suavemente ínclinada, en todos los casos limitados por un talud , escarpe o acantilado,
en cuya base se extiende un terreno más
bajo, o un lago o el mar, tal como puede apreciarse en la Figura 29, correspondiente a una
sección transversal y una vista en planta de
la llamada Formación Mesa en Venezuela,
donde el fenómeno fue reconocido por Zinck
y Urriola. (1970).
Figura 29. Erosión en túnel.
Sufusión en la formación Mesa de Venezuela
En las regiones en donde ha sido estudiado
el fenómeno (Rusia, Holanda , Brasil - Mallo
Grosso, Venezuela, Colombia - Llanos Orientales y alrededores del altiplano de Bogotá),
generalmente se presenta una disposición de
capas u horizontes tal que el inferior es impermeable y está suprayacido por otro más
suelto o deformable, constituido por gravas,
arenas, materiales terrosos de baja cohesividad; también puede tratarse de un horizonte argilico con muy fuerte estructura blocosa
pero con pobre cohesión entre los agregados (caso de suelos "Techo" y "Bojacá" de la
cuenca alta del río Bogotá); igualmente puede corresponder a horizontes petrocálcicos o
cálcicos con carbonatos solubles . El conjunto aparece cubierto por un horizonte o capa
del
Paisaíe
Terrestre
superior más seca, a veces con más materia
orgánica, pero lo suficientemente permeable
como para permitir la infiltración de aguas lluvias y de escorrentía, las que podrían saturar
los materiales adyacentes.
Goosen (1975) explica que cuando se dan
las condiciones expuestas atrás, el material
subsuperficial deformado, saturado, Iicuefluído o disuelto tiende a fluir lenta y lateralmente
hacia el escarpe , debido a la fuerza derivada
de las diferencias en presión que existen, por
ejemplo entre la columna A del dibujo, correspondiente al suelo próximo a la banca del río
y la columna B riel agua que corre por su cauce (Figura 30).
Figura 30. Proceso de sofusión
--,-
B
-, - - -
-
l'
río
Fuente: Goosen.1975.
Depresiones
de Sufusión
ColUVlonesde _
I-lundimienlos
_
w
Fuente: Zinck y Uriofa.1970.
52
En efecto, cuando los materiales de la superficie presionan el suelo saturado y deformable (como cuando se presionan con los dedos dos galletas u obleas con mermelada en
el medio) , este tenderá a fluir en todas direcciones , pero la única zona de menor presión
que se lo permite es aquella situada hacia el
talud. Allí fluye el material de suelo por una
pequeña boca de túnel o manantial , ya directamente hacia un rio o bien hacia terrenos
bajos.
E
En Colombia también se han reconocido
numerosas depresiones seudocá rsticas en
forma de embudo sobre las laderas estructurales de areniscas cuarzosas, no calcáreas,
del Cretáceo Superior, con un buzamiento
suave, asociadas con aguas corrientes subterráneas; estas han tratado de explicarse
igualmente por el proceso de sufusión. Es
posible que en este caso pueda tratarse de la
"disolución" del cementante silíceo o inclusive
del cuarzo (cristales y granos) de estas rocas
en el agua que se infiltra por las numerosas
fracturas que la afectan , para luego brotar en
un sector más bajo y abierto.
•
Zurales. Nombre local (Colombia)
equivalente al de tatucos de Venezuela, Sartenejal de Bolivia, Canaletes de
Brasil, campos tacorusos de Uruguay,
utilizado para designar al microrrelieve constituido por una red poligonal
de surcos y cárcavas, conectadas o
53
Geomorfologla
Aplicada
3.4.3.4 Dirección de la Erosión Fluvial
Los valles erosionales y las cárcavas evolucionan y aumentan sus dimensiones de manera progresiva gracias a diversos procesos
que actúan en diferentes direcciones.
a. Socavamiento linear en el fondo y en los
lados del valle o cárcava por la corriente
de agua y algunos materiales abrasivos
que esta arrastra. El resultado es la profundización del valle a velocidad variable,
la cual depende del caudal de la corriente,
de la inclinación del cauce, de la resistencia de los materiales, de la regularidad del
caudal.
En teoría, se asume que toda corriente de
agua tiende a profundizar su valle hasta
alcanzar el nivel de base de erosión.
Este es un concepto basado en gran parte en las ideas presentadas por Powell
en 1875, aun cuando Leonardo Da Vínci
y James Hullon habían ya reconocido el
principio.
Evolución
En cuanto al nivel de base local (temporal),
este se ha empleado indistintamente para referirse a:
•
Lechos mayores de ríos colectores de
una cuenca (o subcuenca) hidrográfica
con relación a todos sus tributarios y laderas circundantes.
•
Obstrucciones erosionalmente resistentes en el lecho de las corrientes.
•
Depresiones locales en desiertos u otros
ambientes cerrados.
•
Lagos sin desagües' visibles, localizados
a diferente altitud.
Se presume que un nivel de base local induce a una ruptura en el perfil longitudinal de
una corriente y, si aquel está expresado en
series de drenajes adyacentes, podrá inducir a una ruptura regional de la pendiente del
terreno, tal como sucede en la cuenca del río
Bogotá, en cuyo curso superior predominan
procesos agradacionales, mientras su tramo
intermedio es eminentemente erosivo y su
curso inferior, agradacional-erosional.
Conceptualmente, el nivel de base se concibe tanto a escala regional como local.
En el sentido usado por Davis (1902), el
nivel de base regional (teóríco) es esencialmente el nivel medio del mar, lo cual
implica que la erosión vertícal por la esco- b. Desprendimientos y desplomes laterales
de materiales húmedos o mojados desde
rrenlía debe detenerse allí y que el punto
los bordes de cárcavas y de las bancas
más bajo del perfil de equilibrio de una
de las corrientes, determinados por recorriente debe corresponder a ese nivel.
ducción de su cohesión; por expansión y
Sin embargo, la circunstancia de que hoy
contracción de arcillas o por congelación
en día el lecho de ríos como el Mississiy descongelación del suelo; igualmente
ppi esté unos 30 m por debajo del nivel
por socavamiento de la escorrenlía en la
del mar, y el del Amazonas a más de 100
base de las paredes de los valles. Lo anm por debajo de dicho nivel; también, el
terior conduce al ensanchamiento de los
que el fondo de antíguas artesas glaciamismos y a la reducción de los interflurias (fiordos) de la península escandinavios, y consecuentemente a la reducción
va, del sur de Chile y de Escocia, estén
del relieve (Figura 33).
a considerable profundidad con relación
al nivel del mar, indican que el nivel de
base regional está sujeto a ascensos y c. Erosión por el agua que se precipita en
descensos determinados por los grandes
la cabecera de los valles erosionales y
cambios climáticos (eras glaciales e intercárcavas, lo cual produce su regresión
glaciales) o tectónicos (solevantamientos
progresiva, su alargamiento e igualmente
y hundimientos) que han afectado al plala reducción en altura de las divisorias de
neta en diferentes períodos geológicos.
aguas (Figura 34).
56
del
Paisaje
T e r r e s t r e
Figura 33. Aerofotografía donde se aprecia el ensanchamiento
de un valle por remoción (Slump de sus paredes S).
Cañón del Rio Grande (New Mexico), USA.
Figura 34. Erosión remontante en cárcavas (C)
afectando a una altiplanicie (A) en Robles, Cauca. Colombia.
Fuente: Foto IGAC. 1962.
57
Geomorfologia
Aplicada
3. 5 EL CICLO DE
DENUDACIÓN
Todas las tierras emergidas que alcanzan
una considerable altitud, bien sea por procesos orogénicos o epirogénicos, constituyen el
estado inicial de un gran ciclo de denudación,
durante el cual la región pasa por períodos de
juve ntud, madurez y senectud o vejez. El resultado final de un ciclo tal es la reducción de
los relieves iniciales hasta una superficie que
esencia lmente es un plano y que representa
la prolongación hacia tierra del nivel de base
regional (al presente, el nivel del mar). Esta
superficie erosional, de bajo relieve local, es
la peneplanicie del esquema davisiano.
En la práctica se ha objetado la idea de que
un ciclo de erosíón invariable pudiera cubrir
todas las posibilidades, pues existe una diferencia notable entre las superficies de aplanamiento desarrolladas en climas húmedos
y aquellas en climas áridos (Strahler, 1974);
igualmente, hay diferencias cuando el relieve inicial fue montañoso que cuando fue un
altiplano; lo anterior tanto en lo relativo a las
geoformas finales como a la velocidad y duración del proceso de aplanam iento mismo.
De otra parte, hay que considerar que para
que se cumpla un ciclo de denudación normal
en el que los agentes involucrados pudiesen
actuar de manera ininterrumpida, habria que
asumirse que el solevantam iento de las tierras y la deformación de las rocas corticales
han ocurr ido de manera rápida. En otras palabras, se requieren prolongados periodos de
estabilidad tectónica e igualmente climática,
para asegurar una invariabilidad del nivel de
base regional y una continuidad del ciclo de
denudación.
Lo anterior, sin embargo, dificilmente se da
en la superficie terrestre, donde son bien conocidos los disturbios tectónico-orogénicos
que vienen ocurriendo desde el Paleozoico
y, más aun, las interrupciones determinadas
por los repetidos y rápidos cambios climáticos globales, como las eras glaciales e inter-
58
Evolución
glaciales , de las cuales se pueden reconocer
cuatro principales durante el Pleistoceno. Por
ello, lo más probable es que los ciclos de denudación hayan sido parciales o múltiples,
con continuos rejuvenecimientos del paisaje,
conduciendo de ese modo a la formación de
superficies de aplanamiento o de erosión policíclicas.
3.5.1 Característicasgeneralesde las etapas
de un ciclo normalde denudación
Tomando como ejemplo una masa continental
montañosa compleja como la cordillera de los
Andes, bajo un clima húmedo, el desarro llo
de un ciclo normal de denudación encontraria
en la fase inicial un relieve con montañas formadas por plegamiento, fallamiento , voleanismo, intrus iones ígneas y metamorfismo.
3.5.1.3 Senectud o vejez
En la última fase, y después de haber transcurrido un lapso prolongado , el paisaje se
reduce a una superficie primero colinada y
luego suavemente ondulada, con algunos
relieves residuales de poca extensión y, más
comúnmente, con algunos montes aislados o
inselbergs constituidos por materiales excepcionalmente resistentes a la meteorización y
a la erosión. La mayoría de las corrientes fluviales presentan gradientes muy bajos y sus
planos de inundación están bien desarro llados. Un paisaje de las anteriores caracteristí-
del
Pa isaje
Terrestre
cas es lo que correspondería a la peneplanicie del ciclo de Davis (1850-1934).
A difere ncia de lo que acontece en climas
húmedos, el ciclo de denudación en climas
áridos no se desa rrolla tomando como base
el nivel del mar sino un nivel de base local,
debido a que las corrientes fluviales intermitentes, caracteristicas de estos ambientes,
por lo general no alcanzan a desembocar en
aquel. Por lo tanto, las superficies de aplanamiento resultantes hacia el final de la fase de
senilidad pueden estar situadas a diferente
altitud, aun por debajo del nivel del mar.
Figura 35. Fases de l desarrollo de una reg ió n de estructura co mpleja.
3.5.1.1 Juventud
En la primera fase del ciclo de denudación
hay una intensa meteorización de las rocas;
las corrientes de agua profund izan intensamente sus valles y poster iormente van ganando anchura gracias a la incidencia erosiva
de los tributarios y al desp lome gravitacional
de sus paredes. De este modo las áreas interfluviales se estrechan un tanto , mientras
que los sistemas de drenaje aumentan sus
ramificaciones. Sin embargo , las geoformas
iniciales (pliegues , volcanes, etc.) conservan
su identidad (Figura 35).
3.5.1.2 Madurez
En la primera parte de esta etapa el relieve alcanza su máxima expresión ; los remanentes
de las geoformas iniciales acaban por quedar destruidos y las laderas de los valles se
cortan dando lugar a estrechas divisorias. En
la madurez tardia, las condiciones camb ian
notablemente . Cuando las grandes corrien tes fluviales alcanzan un cierto equilibrio e
inician el relleno de sus valles, los fondo s de
los valles secundarios son profundizados con
extrema lentitud, mientras que las divisorias e
interfluvios son rápidamente erosionadas. El
resultado es la reducción constan te del relieve hasta serranias y lomerios.
Fuente: Strahler, 1974.
59
Geomorfología
Aplicada
Evolución
3.5.2 El concepto de rejuvenecimiento de
pmsops
Cuando una masa continental ha alcanzado
la etapa de madurez o de vejez de un ciclo
de denudación y el nivel de base regional
sufre de repente un descenso considerable,
ya por un solevantamiento tectónico de esa
masa continental o bien por el advenimiento de una era glacial , entonces sobreviene el
rejuvenecimiento del paisaje (y de sus suelos), lo cual implica que de pronto vuelve a
hallarse en la fase inicial del ciclo denudativo ,
o sea en aquella de intensa degradación . Lo
anterior puede repetirse una y otra vez sobre
una misma región hasta alcanzar (o no) su
peneplanización, la cual tendría entonces un
carácter policiclico.
LEaURAS COMPLEMENTARIAS YREFERENCIAS:
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soil erosion and conservation surveys. Part
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61
r
4. CLASI FICACION DE
, LAS
GEOFORMAS DE CARACTER
TECTÓN ICO-DEGRADACIONAL
y DENUDACIONAL
4.1 INTRODUCCIÓN
l efecto progresivo de los procesos
morfodinámicos degradacionales, tanto sobre los relieves iniciales originados por la tectodinámica, como sobre algunos paisajes construidos por procesos ex ógenos agradacionales, está conduciendo a la
modificación parcial o total de estos a través
del tiempo geológico y bajo condiciones climáticas cambiantes .
E
Hoy en día, la mayoría de los paisajes
geomorfológicos en proceso de denudación
hace parte de las cadenas de montañas y colinas, e igualmente de las altillanuras, superficies onduladas y alomadas en general. Por
tal razón su análisis y descripción se estructuran aquí a partir de esa base topográfica .
Así, los sistemas montañosos y colinosos
comprenden series o cadenas de montañas
y colinas de diverso origen y con grandes diferencias morfológicas, cuyo conjunto conforma una definida individualidad geográfica, la
que según su altura y longitud recibe el nombre de cordillera, sierra o serrania.
La montaña es entonces la unidad o componente de cualquier cadena montañosa y
se define como: una gran elevación natural
del terreno , de diverso origen, con más de
300 metros de desnivel , cuya cima puede ser
aguda , subaguda, semirredondeada , redondeada o tabular, y cuyas laderas regulares ,
irregulares a complejas, presentan un declive
promedio superior al 30%. (FAO, 1968). De
la definición anterior se advierte que las partes esenciales de una montaña son la cima (,
cumbre y las laderas. En montañas de cima
agua o subaguda, esta corresponde a una línea a partir de la cual divergen sus laderas ;
en cambío , en montañas de cumbres muy
amplias o tabulares es posible diferenciar las
siguientes partes (Figura 36):
63
Geomorfologla
Aplicada
Cl a s i f i c a c i ó n
Figu ra 36 . Partes de una montaña
Cimn
/
Hombro
Ladera
a.
Cima o cumbre
Las divisiones anteriores varían ampliamente
de unas montañas a otras según su origen, litología. clima, agentes y procesos geomorfológicos involucrados en su evolución. Como
resultado de esto, las mismas divisiones pueden estar conformadas por pendientes sencillas, pero más frecuentemente, por patrones
de pendientes caracterizados por su grado
de inclinación (ver clases de pendiente según
USDA o FAO), su forma (recta, convexa, cóncava y combinaciones) y su longitud (largas,
medianas, cortas).
En referencia a la colina, se trata igualmente de una elevación natural del terreno, de
menor desnivel que una montaña (menos de
300 m), cuyas laderas presentan una inclinación promedia superior al 16% (FAO, 1968)
Y divergen en todas direcciones a partir de la
cima relativamente estrecha, siendo su base
aproximadamente circular. Pueden reconocerse colinas altas, medias y bajas con relación a un nivel de base local común.
Elevaciones del terreno de similar altura que
las colinas, pero con cimas más amplias, redondeadas y alargadas y gradientes entre 8%
64
y 16%, son las lomas, cuya forma recuerda
precisamente el lomo de un mamífero.
Sin embargo, las ondulaciones son las formas más suaves de mesorrelieve (pendientes entre 2-8%) que pueden reconocerse;
ellas corresponden a cada una de las ondas
convexas y cóncavas, con escaso desnivel,
que caracterizan la superficie de un terreno.
(De Novo, 1957; FAO, 1968).
Colínas y lomas pueden conformar series
lineales, tipo serrania , de carácter estructural-plegado, volcánico y denudatívo; pueden
estar asociadas a las cordilleras, extendiéndose paralelas a estas en sus estribaciones.
Junto con las ondulaciones pueden constituir
superficíes colinosas, alomadas, onduladas,
colinado-onduladas o lomeríos en general,
de amplia extensión y resultantes de la degradación prolongada e intensiva de anteriores piedemontes y altiplanicies, o resultantes
del cuasiaplanamiento por la denudación
extrema (senil) de una antigua cordillera. De
otra parte, tales accidentes topográficos pueden tener un origen depositacional ya sea
coluvial, como algunos coluvios de remocíón;
glaciárico, como las morrenas, drumlins y eskers; o eólico, como algunas dunas.
3. La litologia, que conforma el esqueleto de
los paisajes montañosos, cuya simplicidad
o complejidad depende de la naturaleza
misma de las rocas (composición mineralógica, dureza, grado de consolidación,
permeabilidad, estructura, etc.) pero, sobre todo, de las caracteristicas del manto
de meteorización autóctono y/o alóctono
presente sobre cada clase de roca y, con
frecuencia, de las características pedogenéticas del solum.
4. El clima, con sus parámetros temperatura
y precipitación. Es evídente que bajo climas muy secos o muy frios , en donde la
meteorización de las rocas es muy lenta a
casi nula, las características de los paisajes de montaña están gobernadas por las
Geoformas
Aqui se deben considerar ígualmente los
efectos de climas pasados y el tiempo
morfológíco el cual no es repetitivo pero
sus efectos se acumulan. Por esto puede decirse que todo paisaje es poligénico,
pues está integrado por las herencias de
una sucesión de climas y, por tanto, de
sistemas morfogenétícos.
1. Procesos tectodinámicos endógenos que
dieron origen a esos paisajes, tales como
el volcanismo, plegamiento, fallamiento.
2. Procesos morfodinámicos exógenos, que
están modificando a los anteriores o que
están modelando otros nuevos, como la
denudación en general y, en menor escala, ciertas formas de agradación. Aquí
es importante la frecuencia, duración e
intensidad de tales procesos, así como
la multiplicidad de interacciones entre las
fuerzas endógenas y exógenas en la evolución del relíeve, lo cual ha impuesto la
noción de secuencias morfogenéticas.
las
estructuras de esas rocas, tal vez con algunos rasgos morfológicos poco destacados, esculpídos directamente sobre estas
por la lluvia, la escorrentia, los glaciares,
el víento. Por el contrario, en zonas bajo
climas más húmedos y cálídos la meteorización de los materiales de la corteza es
más acelerada y profunda, al igual que
los procesos pedogenéticos, y ello incide
ampliamente en un modelado más acentuado y variado del relieve por parte de
los agentes geomorfológicos, con una
participación marcada de los organismos,
incluida la activídad humana.
4.2 GEOFORMAS DE LAS
CADENAS
MONTANOSAS
y COLlNADAS
Las cordilleras, sierras y serranias, según su
origen, grado de evolución y litología, pueden
presentar una morfologia sencilla, pero más
comúnmente esta es compleja y comprende
asociaciones y complejos de paisajes con características geomorfológicas y pedológicas
variadas, las que dependen de la siguiente
combinación de factores:
b. Hombro (Laderas superiores)
c. Ladera (Laderas intermedia s)
d. Falda o repié (Laderas inferiores)
de
Teniendo en cuenta los propósitos prácticos
del presente contexto en cuanto a la aplicación de la geomorfologia a los levantamientos de suelos y por ende a la zonificación
físíca de tierras, a continuación se presenta
una clasificación , con criteríos geomorfo-pedológicos, de los paisajes de sistemas montañosos y colinados, para ser utílizada durante el análisis fisíográfico o análisis del terreno
sobre fotografias aéreas y otras imágenes de
sensores remotos, de acuerdo con los esquemas del Sistema CIAF de clasificación del terreno (Botero, 1977; Villota, 1992, 1997). En
esta clasificación se establece una primera
división de las cordilleras y cadenas colinosas en Unidades Genét icas de Relieve' con
base en los procesos geomorfológicos endógenos y/o exógenos mayores, responsable
de la morfología general de los paisajes, tal
como puede apreciarse en la Tabla 6, en la
•
Esta ca tegoría co rresponde a la de Grandes
Paisajes de la clas ificació n fisiográfica del
CIAF 1997 y a la de Paisajes de la Taxonomía
Geomorfológica (mod ificada) de Zinck (1998).
65
Geomorfología
Aplicada
Clasificació n
cual se incluyen las geoformas estructurales
- falladas o dislocadas, como las fosas y pilares tectónicos, por cuanto ellas pueden afectar a cualquiera de las restantes unidades, en
cuyo caso es más aconsejable asimilarlas a
su correspondiente.
La morfologia de cada paisaje se discute más
adelante, relacionándola siempre con su probable contenido pedológico, con las condiciones de los suelos y su incidencia sobre la
cobertura vegetal.
La litología o mejor, la composición litológica
de los paisajes, ya sea homogénea o hetero-
génea, es de importancia primordíal en los terrenos montañosos porque además de constituir el esqueleto de esos paisajes, las rocas
transfieren una buena parte de sus propiedades a las alteritas in situ que las recubren, o
sea a su epidermis. Esta últíma, incluido el
solum y/o los materiales alóctonos superficiales traídos desde otros sectores por acción
del viento , de la gravedad, como : los mantos
de ceniza volcánica , de loess, de coluviones,
es la que sufre más intensamente el modelado producido por los agentes móviles actívos
y, en muchos casos (geoformas denudativas), la que imprime un carácter absoluto a
los paisajes.
Tabla 6. División primaria de los sistemas montañosos y colinados
Unidad Genética
de Relieve
Montañoso y colinoso Estructural.
Procesos
Morfogenéticos
Rocas Afectadas
Plegamiento e inclina- Sedimentarias consolidadas
ción o basculamiento.
y algunas metasedimentarías: cuarcitas, mármol.
Montañoso volcánico y asociadas. Volcanismo.
ígneas extrusivas: la-geoformas lavas y piroclástícos.
Montañoso y colinoso denudatívo: Erosión fluvial y remo- ígneas intrusivas y metamórfluvio-erosional.
ción en masa .
ficas; algunas sedimentarias
y volcánicas.
Montañoso denudatívo: glaciárico Erosión glaciaria y ac- Todo típo de rocas en las
y glacifluvial.
ción fluvial secundaria.
cumbres de las montañas
con altitud variable según latítud.
Montañoso y colinado denudatívo: Denudación química por Calizas: calcita , dolomita.
disolucional.
disolución.
Montañoso mixto (estructural-ero- Combinación de los an- Sedimentarias, algunas Mesional o volcano-glaciárico) , etc .
teriores .
tamórficas y volcánicas: erosional.
La segunda división pers igue la individualización de los Paisajes Geomorfológicos*
dentro de cada Unidad Genétíca de Relieve,
con base en su morfología específica, Iitologia y edad.
*
Esta categoría se corre sponde co n la de paisaje
fisiográfico del Sistema CIAF (1997) .
66
La litología de los paisajes geomorfo lógicos
que aqul se discute no está necesariamente
relacionada con cada típo de roca resultante de
una clasificación estrictamente geológica , sino
que se analiza desde un punto de vista geopedológico, o sea como material parental de los
suelos. Entonces, más que cada típo de roca
interesan los grupos de rocas con una compo-
sición mineralógica similar, tal como aquellos
discutídos por Suol, Hole y McCracken (1973).
Estos autores, por ejemplo, reúnen a las rocas graniticas (granito , granodiorita, cuarzomonzonita , tonalita) y al neiss granitíco en un
solo grupo, porque básicamente todas tíenden
a producir la misma clase de suelos, puestas
bajo clima y relieve similares , con ligeras diferencias en el patrón de meteorización debidas
a diferencias en su estructura .
En consecuencia, en terrenos montañosos
será factíble encontrar:
a. Paisajes con dos o más materiales parentales asociados en un patrón regular ,
como los espinazos, barras homoclinales
y antíclinales compuestos, con areniscas
y arcillolitas ínterestratíficadas o cualesquiera otras.
b. Paisajes con dos o más materiales parentales asociados en un patrón irregular,
como las montañas ramifi cadas en complejos metam órficos .
La simplicidad o complejidad en la co mposición litológica de los paisaj es geom orfológicos determinará entonces una mayor o menor
homoge neidad en su contenido pedológico.
En cuanto a la edad de los paisajes de cordillera y de cadenas colinosas, se trata de un
criterio que debe analizarse cuidadosa mente
ya que en estos medios funciona difere nte de
como sucede en los paisajes depositacionales. Mientras en estos últimos cor respo nde a
la edad relatíva de los depós itos que les dieron origen, especialmente a aq uella correspondiente a las capas superiores sobre las
que se sostíene la vegetación, en las áreas
montañosas se refiere esencialme nte a la
edad de los mantos de meteorización que
tíenden a formarse y preservarse tanto como
se lo permítan la resistencia de la roca parental, el relieve (léase erosión), el clima y la
cobertura vegetal.
No se trata entonces de la edad de las rocas
subyacentes, pues existen muchos ejemplos
de
las
Geofo rmas
de suelos de edad similar desarrollados sobre rocas de diferentes períodos geológicos,
y aun más , hay formaciones sedimentaria s
plegadas muy antíguas, por ejemplo areniscas duras del Cretáceo, que sustentan suelos
más superficiales y jóvenes que aquellos desarrollados sobre areniscas tíernas del Terciario. Otra posibilidad es aquella en que sobre
una formación litológica de la misma edad se
desarrollen regolitos y, específicamente, suelos de edades contrastantes, tal como acontece en superficies de aplanamiento solevantadas y parcialmente disectadas de las zonas
tropicales húmedas, como el "altiplano" antíoqueño en Colombia.
Finalmente, es factíble subdividir los paisajes
geomorfológicos que se describen a contínuacíón , recurriendo principa lmente a criterios morfográficos o morfométricos, tales
como : posición en el paisaje (cima, ladera ,
repié , rellano , ladera de buzamiento , ladera
erosional, escarpe , barranco , cráter, circo
glaciárico), rupturas de pendiente (por forma
o por grado de inclinación), típo e intensidad
de la denudación determinada por procesos
geomorfológicos antr ópicos o naturales acelerados actuando como modificadores actuales, tales como: erosión en láminas, en cárcavas, solifluxió n, terracetas y pisadas de qanado, nichos de deslizamie ntos, etc. Si estas
subdivisiones se corresponden con diferente
contenido pedo lógico, ellas se denominan
Subpaisajes: en caso contrario, corresponderían a fases de paisajes .
4.2.1 Relieve Montoñoso ocolinodo
estructural-erosional y relieve
montañoso glacio-estructural.
En estos grupos se incluyen las montañas y
colinas cuya altura y formas se deben a plegamiento de las rocas superiores de la corteza terrestre y que aún conservan rasgos reconocibles de las estructuras originales a pesar
de haber sido afectadas en diverso grado por
los procesos de denudación f1uvio-erosional y
glaciárica, respectívamente .
67
Geomoflologla
el a s i f
Aplicada
Concretamente se hace referencia a las montañas y colinas de plegamiento en rocas sedimentarias consolidadas y en algunas metamórficas de origen sedimentario como las
cuarcitas , cuyo conjunto conforma un relieve
de crestas paralelas separadas por depresiones igualmente paralelas , que se prolongan
linealmente siguiendo un rumbo rectilíneo ,
sinuoso o en zigzag , prácticamente sin ramificaciones laterales . (Figura 37).
Fig ura 37. Vista aérea de un sistema
de montañas estructurales-erosiona les en Irán
4.2.1.1 Montaña anticlinal
Montaña o loma con sus estratos arqueados
hacia arriba, cuyas laderas estructurales divergentes a partir de su eje, pueden presentar
buzamientos diferentes según la intensidad o
caracte risticas del plegam iento sufrido. Su
cima puede ser estrecha y aguda, o amplia
y redondeada; por su parte, las laderas tienden a presentar pendientes más regulares,
con disección escasa y superficial cuando los
estratos superio res son de arenisca cuarzosa
I
C a CiÓ n
del a s
G e o f o r m a s
o de cuarcita ; y con disección algo más densa y profunda cuando estos son de arenisca
arcósica, grawaca o limolita. (Figura 38). En
cambio , las laderas pueden presentar una
morfolog ía más irregular cuando se alternan
estratos delgados de diferente consistencia ,
p. e. areniscas y arcillolitas , debido a que la
erosión fluvial tiende a labrar unas lajas triangulares (chevrones o f1a tirones) dispuestas
en ambos flancos en forma escalonada, a
modo de escamas de pescado, configurando una red de drenaje en enrejado o angular
(Figura 39).
Figura 38. Anliclinal simple en areniscas. Las flechas indican
la dirección de buzamiento de los estratos y las letras indican:
B: laderas de buzamiento; S: Contrapendientes.
Fuen te: López. 1971.
Fuente: Foto Aero Surveys, London
La identificación de estos paisajes sobre imágenes de sensores remotos, ya sea en forma
colectiva o individual, depende tanto de la escala de las imágenes usadas, como del tamaño de los paisajes mismos. En las imágenes
aeroespaciales (LANDSAT, SPOT) de escalas muy pequeñas (1 :250.000 o menores)
seguramente se podrá reconocer y delinear
todo un sistema plegado como p. e. la Cordillera Oriental de los Andes Bolivianos , pero
será imposible la clasificación de geoformas
sencillas , por grandes que estas sean.
En cambio , en fotografias aéreas convencionales de escalas pequeñas (1 :40.000 a
6
1:70.000), y en imágenes SPOT y mosaicos
de radar, de escalas 1:100.000 Y mayores, o
solo se podrá delinear y nombrar todo el sistema plegado (generalmente colinado), cuando sus estructuras anticlinales, sinclinales y
homoclinales sean muy estrechas; o bien podrán analizarse y clasificarse individualmente
cuando su mayor amplitud lo permita. En el
primer caso se describirian como "colinas estructurales en complejo sedimentario".
Figura 39. Anticlinal compuesto en areniscas y arcillolitas
En el segundo caso, los paisajes delineados
en las imágenes aéreas y aeroespaciales se
designarian como sigue:
69
Geomorfologla
Ap
rc e ue
Clasi ficación
Cuando la denudación ha removido por completo la cubierta sedimentaria de la cumbre
de un anticlinal, pueden aflorar allí formaciones plutónicas y metamórficas, cuya morfología f1uvioerosional difiere comp letamente de
aque lla que caracteriza a las laderas de las
rocas encajantes (Figura 40).
El patrón de los suelos y de la vegetación en
los diversos casos analizados de geoformas
anticlinales normalmente muest ra diferencias
significativas tanto en profundidad efectiva y
grado de evolución, como en su homogeneidad.
Figura 40. Anticlinal con afloramiento del núcleo en rocas cristalinas
r hevron
I
. :1 t
4.2.1.3 Cubeta sinclinal y sinclinal colgante
A diferencia del concepto geológico, en este
contexto se denomina como cubeta sinclinal
al paisaje residual que luego de haber sufrido los efectos de la denudación aún conserva sus laderas estructurales convergiendo
en forma continua hacia su eje (en el fondo)
estrecho o amplio, sin interrupciones determinadas por rellenos lacustres, aluviales , coluviales, etc.
Tal como puede apreciarse en la Figura 42,
la cubeta sinclinal puede constituir un continuum con anticlinales adyacentes, especial -
d e
las
Geofo rmas
mente cuando los estratos superiores son
resistentes a la denudación, como las cuarcitas y ortho cuarcitas, en cuyo caso deben
clasificarse como un paisaje geomorfopedológ ico único . También son frecuentes en
relieves plegados los llamados sinclínales
colgantes (Figuras 42 y 43), caracterizados
por estar limitados por escarpes externos de
diversa altura y composición y con frecuentes
afloramientos rocosos . Cuando el fondo de la
cubeta aparece colmatado con sedimentos
recientes, estos últimos constituyen en sí otro
paisaje, pero en las laderas estructurales que
los limitan debe esperarse una composición
pedológica similar.
Figura 42. Anticlinal·sinclinal en materiales homogéneos
'. '/
. :/~
t
o\-
.) -+
+
4.2 .1.2 Anticlinal Excavado
Mientras las rocas de ciertas regiones se plegaban, la erosíón fluvial avanzaba en su trabajo de entalle de anticlinales , ya en forma
transversal o bien siguiendo el rumbo de los
estratos. En el segundo caso ha dado lugar a
depresiones o combas subsecuentes de dimensiones variadas, enmarcadas por escarpes recortados en las capas geológicas su-
períores y en cuyo fondo afloran estratos más
antiguos, a menudo parcialmente recubiertos
por derrubios desprendidos desde los mismos
escarpes (Figura 41). Esta configuración del
paisaje debe permitir al pedólogo-fotointérprete el hacer ciertas predicciones sobre los
diferentes suelos que probablemente encontrará en las laderas estructurales divergentes,
en los escarpes, en el fondo de la comba y en
los coluvios del pie de los escarpes .
Figura 43. Sinclinal colgante limitado por escarpes
Figura 41. Anticlinal excavado con subpaisajes
__ c o rnb a ............
p
E ~H·i1 r pe
y"
.... L ad e r a cst r u c turnl
4.2.1.4 Cresta homoclinal abrupta y crestón
homoclinal
La cresta homoclinal es un paisaje de perfil
transversal asimétrico resultante del entalle
de un río o de fallamiento aproximadamente
paralelo al rumbo de estratos plegados hacia
70
arriba, en el cual se distinguen respectivamente sus laderas estructural y erosional o
escarpe que tienden a ser escasamente disectadas debido a la uniformidad y dureza de
las rocas que las conforman , generalmente
areniscas o cuarcitas (excepcionalmente limolitas , conglomerados) . Su cima es aguda
Geomorfología
el a s i f ¡ca c i 6 n
Aplicada
a subaguda, razón por la cual suele denominárseles en términos topográficos como
"cuchillas"; estas comúnmente sobresalen
netamente por su altura en un sistema de
montañas y colinas plegadas. La ladera estructural presenta buzamiento superior a los
25°, en cuyo caso las lajas aparecen casi
desnudas, con suelos litosólicos discontinuos
y una escasa cobertura de gramas y arbustos, debido a la resistencia de las areniscas
y cuarcitas a la meteorización; tambiéri por
la rápida remoción de las delgadas alteritas
ocasionada principalmente por escurrimiento difuso (Figura 44). Por su parte, la ladera erosional o contrapendiente alcanza una
inclinación vertical a subvertical. Un paisaje
similar pero con buzamiento de sus estratos
entre 8° y 25° es el Crestón homoclinal,
cuyo material litológico puede corresponder a
del a s
Ge o f o r ma s
Figura 45. Aerofotografía mostrando una cresta
homoclinal abrupta (1 ); chevrones (2) y laderas
erosionales (3). Silvania, Cundinamarca. Colombia.
cualquier roca sedimentaria. Desde un punto
de vista pedológico las crestas homoclinales
a menudo constituyen un misceláneo rocoso,
especialmente en su contrapendiente muy
abrupta que se reconoce fácilmente por sus
estratos truncados (Figuras 44 y 45). Por el
contrario, en las laderas estructurales de los
crestones homoclinales, bajo climas relativamente húmedos, es factible encontrar suelos
jóvenes y aun maduros aunque algo limitados en su profundidad efectiva; además, el
uso de la tierra es más destacado.
En sentido práctico puede ser conveniente el
reunir en un solo paisaje las crestas homoclinales y anticlinales de igual composición litológica, pues es probable que su contenido en
suelos sea similar; ello es aún más factible en
climas secos, con escasa cobertura vegetal.
Figura 44. Panorámica de una cresta homoclinal abrupta
en ortocuarcitas de Cretáceo Superior. Chinauta, Cundinamarca. Colombia.
Fuen te: Foto /GAC. 1965 .
4.2.1.5 Espinazo (Hog back)
•
Fuente: Foto Serreta, 2000.
7/21
Paisaje homoclinal constituido por estratos
delgados y alternos de diferente consistencia. como areniscas y shales, dispuestos en
la ladera estructural en un patrón escalonado
de lajas triangulares o chevrones labrados
por la escorrenlía, gracias a su diferente resistencia, los cuales ascienden hasta la propia cumbre; en conjunto configuran una red
de drenaje angular o trellis. El buzamiento de
la ladera estructural varía de unas unidades
a otras, pero en todos los casos es superior
a 8°; en cambio la contrapendiente, como
en todos los paisajes homoclinales, es más
abrupto y a menudo irregular por las cornisas
que forman los estratos más consistentes (Figuras 46 y 47).
La vegetación tiende a ser más exuberante en
los estratos semiocultos de arcillolíta o shale, mientras que en las lajas más expuestas
de arenisca solo crecen gramas o malezas.
Igualmente hay diferencias en los suelos, en
función de los diferentes materiales que conforman el paisaje, con predominio de aquellos derivados de las rocas más expuestas.
Algunas veces los espinazos se presentan
prácticamente recostados sobre la ladera
estructural inferior de crestas homoclinales
abruptas, solo separados de estas por depósitos coluviales; en tal caso, su contrapendiente no siempre aparece claramente expresada.
Geomorfología
Clasificación
Aplicada
Figura 46. Vista aérea de una cubeta sinclinal (5) limitada por espinazos
(E) y una cresta homoclinal (C). Prado, Tolima. Colombia.
4.2.1.6 Barras Homoclinales
Cuando el buzamiento de los estratos es superior a los 70· el paisaje se presenta como
un sistema de lomas paralelas semejantes a
diques geológicos, separadas por depresiones excavadas por la escorrentía en los materiales menos resistentes a la erosión . Estos
pueden corresponder a dos o más tipos de
rocas sedimentarias, dispuestas en estratos
delgados e intercalados (Figura 48) .
Fuente: Foto IGAC. 1963.
Fuente : Foto IGAC. 1974
7}
Figura 49. Perspectiva vertical de barras
homoclinales en el municipio de Betania·Huila
Fuente: Foto /GAC, 1961
las
Geoformas
En perspectiva vertical , tal como se aprecia
en fotografías aéreas , el paisaje es semejante a las denominadas barras de playa de los
ambientes costero-marinos, aun cuando de
mayores dimensiones que estas; además,
presenta el caracteristico patrón de drenaje
trellis (Figura 49) . Aquí debe esperarse un
patrón complejo de suelos desarrollados sobre los materiales interestratificados.
Figura 48. Disposición vertical de los estratos
en un paisaje de barras homoclinales
Figura 47. Vista aérea de una cresta homoclinal (C) y un espinazo
(E) separados por un valle estrecho fluvial. Prado, Tolima. Colombia.
de
Geomorfo!ogía
Aplicada
4.2.1.7 Cuesta homoclinal
Paisaje homoclinal formado como consecuencia de la incisión o fal/amiento perpendicular
al buzamiento de estratos sedimentarios suavemente plegados o basculados; se caracteriza por su ladera estructural por lo común
más larga que el escarpe, con buzamientos
que varían entre 2° y 8° aproximadamente, lo
cual les otorga una mayor estabilidad al paisaje y a sus suelos, por la menor incidencia
de los procesos erosívos.
el a s i f ¡c a c i ó n
Cuando el estrato superior es una arenisca
dura , la ladera estructural es más regular,
poco o no disectada ; en cambio , si es una arcil/olita, limolita o grawaca , la escorrentía tiende a labrar sobre el/a una red de drenaje más
densa y profunda, aun cuando la cobertura
vegetal aparece más abundante y el uso de
la tierra más intenso (Figura 50). Sus suelos
en general presentan perfiles bien definidos,
con cierto grado de madurez ; en cambio , los
escarpes constituyen un misceláneo rocoso.
Figura 50. Esquema de cuestas escalonadas. Con las letras se pueden distinguir:
A: Laderas de buzamiento; B: Contrapendientes o escarpes y D: Coluvio de remoción.
e) Del tipo de conducto volcánico , central
o de fisura , por el cual tienen lugar las
erupciones.
Respecto a los dos primeros factores debe
tenerse en cuenta que algunos volcanes
pueden cambiar o alternar su forma de erupción, con el consiguiente cambio en la clase
de materiales arrojados . Con relación al tercer factor, se puede señalar que mientras las
erupciones centrales originan domos y volcanes de diverso tipo, las erupciones de fisura
producen con mayor frecuencia campos o
"plateau" de lava, no obstante lo cual, también pueden formarse pequeños conos a lo
largo de tales fisuras.
No se conocen muchos ejemp los recientes de erupciones de fisura; se menciona la
erupción en la fisura Laki (Islandia) a lo largo
de unos 32 km, durante la cual fluyeron unos
120 km cúbicos de lava básica que cubrieron
unos 565 km cuadrados de territorio en el año
1783. No obstante, en el globo existen numerosas y extensas planicies antiguas de lavas
basálticas tales como las de los ríos Snake y
Columbia en USA, la del Paraná en Sudamérica, la de Antrim en Irlanda y la del Decán en
la India, esta última recubriendo una superficie de más de 500.000 km2 y con espesor
promedio de 1.000 m.
Con frecuencia ocurren cuestas escalonadas,
separadaspor escarpes abruptos de menor longitud; cada una de aquelías puede diferir en su
morfología extema e intema según su litología.
nados por el volcanismo, que han sufrido en
diverso grado los efectos de la denudación
pero que aún conservan rasgos definidos de
sus formas iniciales.
Cuando el buzamiento de los estratos es muy
suave, las cuestas suelen confundirse con
planicies estructurales.
Los materiales geológicos que conforman el
esqueleto de los paisajes de este grupo son las
rocas extrusivas, lavas y piroclásticos, cuyo volumen y distribución dependen principalmente:
4.2.2 Relieve complejo
volcono-glociario y
volcono-erosional
En esta unidad genética de relieve se agrupan
todos los paisajes geomorfológicos determi-
a) Del tipo de erupción de los volcanes :
hawaiano, estromboliano, peleano, etc.
(Ver clasificación de Lacroix, 1908).
b) Del tipo de magma emitido , ya sea félsico, intermedio o máfico , y de su temperatura al momento de la emisión.
A continuación se describen los príncipales
paisajes de origen volcánico, con morfología
de montaña , colina, altiplano y otras geoformas asociadas, excepto aquelías determinadas por agradación hidrovolcánica.
4.2.2.1 Estratovolcán
Corresponde al paisaje de mayores dimensiones y de estructura más compleja dentro
del grupo de geoformas volcano-denudativas.
De forma cónica, a veces casi perfecta como
la del volcán Vilía Rica en Chile (Figura 50),
con laderas de aspecto cóncavo, más empinadas en su parte media pero más suaves
hacia sus faldas , a menudo muy extendidas .
Intrusión de diques , formación de fisuras laterales y conitos parasíticos tienden a crear
irregularidades en las laderas del volcán.
de
l a s
G e o f o r m a s
Como su nombre lo indica, estos volcanes
muestran en su estructura una cierta estratificación producida por la alternancia, generalmente irregular, de coladas de lava y mantos de piroclásticos consolidados o no, cuya
disposición y espesores testimonian la ocurrencia de periodos alternos o simultáneos de
erupciones relativamente tranquilas y otras
de carácter explosivo (Figura 51). Tanto las
capas de lava como las de piroclásticos de
un mismo estratovolcán son variadas en su
composición, ya sea andesítica, riolítica o basáltica, e igualmente distintas en el tamaño
y consistencia de los piroclásticos (cenizas,
lapilíi o tobas y brechas) .
Tan pronto como van ganando altura, los conos son disectados por la escorrentía, la cual
configura entonces un patrón de drenaje radial de densidad media, con sus valíes principales largos y profundos. Cuando ocurren
erupciones posteriores, los flujos de lava y
laderas comúnmente se desplazan a lo largo
de esos valíes y cárcavas, colmatándolos y
desviando las nuevas corrientes fluviales.
Por la denudación intensa de estos paisajes, es común que en sus vertientes se desarrolíen amplios y profundos barrancos de
cabecera semicircular; también estructuras
de colapso , en cuyas laderas pueden aflorar
los diferentes materiales geológicos que los
constituyen (Figura 52) y de los cuales lógicamente podrían resultar diversos suelos, cuyas diferencias podrían acentuarse aun más
si se considera la incidencia de los varios climas de altura que pueden atravesar los estratovolcanes. En cambio, cuando el paisaje
ha sido preservado por una continua y densa
cobertura vegetal, es factible que el material
superficial sea más uniforme , especialmente
cuando la actividad última del volcán ha estado acompañada de abundantes emisiones
de piroclásticos.
La mayoría de los grandes volcanes del sistema montañoso circumpacifico son del tipo
estratovolcán, destacándose entre otros los
volcanes : Maipo, Osorno , L1ulíailíaco, Misti,
7/ 71
Geomorfología
Cl as if icación
Aplicada
Chimborazo, Cotopaxi, Galeras, Puracé, Tolima y Ruiz en los Andes suramericanos; los
volcanes Acatenango , Fuego y San Salvador
en Centroamérica; el Popocatepetl, Colima,
Chichonal, Shasta y Santa Elena en Norteamérica; el volcán Bezimianyi en la península de Kamchatka, el Fujiyama en Japón, el
Pinatuvo y Mayón en Filipinas. Todos se caracterizan por presentar actividad prolongada
por cientos de miles de años, a veces con recesos muy prolongados que el hombre suele
interpretar erróneamente como de extinción.
4.2.2.2 Volcán basáltico en escudo
Estos paisajes se forman por sucesivas acumulaciones de lavas basálticas expelidas en
forma fluida a través de un conducto central,
lo cual determina que sus laderas se extiendan ampliamente, con perfil algo convexo,
con un bajo gradiente que varía entre 12 y
25% Y que solo alcancen una altura significativa después de muchas erupciones. Su base
es tan amplia y sus laderas tan convexas que
el nombre de cono no es el más adecuado
para referirse a estas geoformas.
de
las
Geoformas
Figura 53. Vista aérea del volcán Galeras (Nariño-Colombia) un estratovolcán
con un cono de escorias anidado en el interior de su antigua caldera degradada.
Figura 51. Panorámica del volcán Villa Rica en Chile
Fuente: Foto IGAC. 7965.
El nombre les viene de su semejanza, en
perspectiva vertical, con el escudo de los antiguos gladiadores y soldados romanos.
Fuen te: Foto H Vil/ota, 1993.
Figura 52. Estructura interna de un estratovolcán
Cuando un volcán-escudo ha alcanzado cierta altura, la erosión fluvial trabaja sobre sus
laderas originando profundos y estrechos
valles en V, a lo largo de los cuales fluyen
una y otra vez las lavas derramadas durante
erupciones posteriores, a modo de lenguas
de variada longitud y espesor, destacándose
una cierta tendencia a la migración lateral de
valles y flujos lávicos.
Los suelos desarrollados en estos paisajes
tienen un material parental homogéneo, el
cual no obstante difiere únicamente por la
edad y rasgos superficiales de las capas y
lenguas de lava, dando como resultado suelos con diferente grado de evolución, pero
con un común denominador representado
por un alto contenido de bases y una rápida
tendencia a formar arcillas y hierro libre. Si
las condiciones climáticas y topográficas lo
permiten, sobre estos paisajes se desarrolla
18
una exuberante cobertura vegetal y el uso de
la tierra es intenso gracias a la suave inclinación de sus laderas.
Los cráteres y calderas de estos volcanes,
al igual que los de los estratovolcanes, constituyen por lo general tierras misceláneas,
a menudo limitados por escarpes. También
pueden estar ocupados por lagos o cubiertos
por hielo.
Los ejemplos de volcanes-escudo son menos
numerosos que los volcanes compuestos; los
más conocidos en el mundo son: el Mauna
Loa y el Kilauea en las islas Hawaii, volcanes
coalescentes con algo más de 4.000 m de altitud, con sendas calderas en el tope de unos
5 km de diámetro y una base muy amplia, de
unos 110 km de diámetro. Por debajo del nivel
del mar, sus laderas descienden unos 5.000
m más, coalesciendo con otros volcanes menores, además de la gran masa de material
basáltico que conforma las islas Hawai. En
la isla italiana de Sicilia se destaca el activo
volcán Etna; otros ejemplos son los volcanes
de las islas Samoa y algunos de Islandia.
7/59
Geomorfología
Clasi f i c ació n
Aplicada
4.2 .2.3 Volcanes de lavas ácidas tipo domo
Las efusiones de lavas félsicas como rioJita,
dacita y traquita, son tan viscosas que cuando no explotan al ser arrojadas por un conducto, o bien forman espesas lenguas bulbosas o si no, volcanes con aspecto de domo.
Las primeras se discuten más adelante; los
segundos, si bien tienen algún interés puramente académico, no puede decirse lo mismo desde el punto de vista edáfico, con frecuencia muy restringido, razón por la cual se
describen aqui como un grupo de geoformas
asimilables a un solo paisaje.
Cúmulo-domo: Se originan cuando la lava
riolítica, altamente viscosa, es extruida por
un conducto central en forma lenta, con lo
cual se comba y extiende a modo de un balón en expansión, originando un cuerpo cupular semejante a un domo, el que puede ser
independiente (Figura 54) o estar anidado
en la caldera de volcanes más grandes y de
distinto tipo. (Figura 55). Los cúmulo-domos
aparentemente carecen de cráter; sin embargo, la actividad puede continuar a través de
efusiones o pueden tener un conducto lateral. Las nuevas erupciones tienden a buscar
entonces esas aberturas, sobre las cuales
construyen nuevos domos acompañados o
no de mantos de tefras. Cuando los gases
comprimidos no encuentran salida al exterior,
estos presionan con tal potencia sobre alguno de los domos, que llegan a destruirlos con
explosiones colosales, dejando como relictos
cerros puntiagudos conocidos como "agujas
volcánicas".
Las dimensiones de un cúmulo-domo son limitadas; varian entre algunas decenas a pocas centenas de metros de diámetro en su
base; su altura varia entre unos 200 a 500 m.
En tanto que la cima es ligeramente convexa
o algo cóncava, sus laderas son muy empinadas hasta subverticales. Lo anterior determina que alteritas de algún espesor sólo se
formen en la cima, mientras la roca aflora en
las laderas.
La frecuente localización de estos paisajes
dentro del cráter o caldera de volcanes mayores o en la cumbre de las cordilleras, bajo
las
Domos-tapón: Se forma comúnmente con
posterioridad a una gran erupción explosiva,
cuando el magma riolitico o andesítico es extruido por un conducto volcánico en su estado
más viscoso, con tal rigidez que es desplazado hacia arriba como el pistón de un automotor, empujado por los gases comprimidos del
interior (figura 56).
Figura 56. Configuración de un domo-tapón. En la parte superior un perfil
de esta geoforma, y en la parte inferior su apariencia cuando
han sido erosionados los edificios volcánicos.
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Fuente: Ollier, 1969.
Figura 55. Cúmulo-domo asociado a un volcán
Fuente : Dicropani, 1975.
Geoformas
condiciones climáticas extremas, hace que
su uso agropecuario sea restringido o nulo.
Su cobertura vegetal suele estar representada por arbustos , gramas y herbáceas.
Figura 54. Cúmulo-domo independiente
Fuente: Ollier, 1969.
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el a s i f ¡ e a ció n
Geomorfologia
Al emerger por el orificio volcánico se presenta como un cuerpo aproximadamente cilíndrico, de cima estrecha, convexa y laderas
subverticales. Desde el punto de vista geopedológico esta geoforma carece de importancia, más aun si se considera su incierta
perdurabilidad.
Hoy en dia se reconoce n difere ntes tipos de
conos de escorias, a saber:
•
" Neck" o cuello volcánico: Su formación
comprende, en una primera fase , el llenado
del cuello o conducto superior de un volcán
con lava solidificada o con brecha recementada , yen una segunda etapa , la remoción intensa de la mayor parte de los materiales del
cuerpo del cono volcánico, con lo cual queda
al descubierto el tapón más consistente del
cuello , a modo de un cerro cónico o de una
cúpula empinada, tal vez conectada a dique s
alimentadore s, como los últimos remanentes
de un anterior volcán.
Son muchos los eje mplos de "necks" que
existen en el altiplano boliviano, en México y
Colombia (farallones de La Pintada y cerros
de Tusa y Combia-Antioquia ), siendo muy famosa la "Ship Rack" de Nuevo México (USA)
cruzada por diques radiales.
Por lo general, estos paisajes misceláneos
prevalecen en ambientes secos, en donde
la erosión acelerada es más intensa que los
procesos pedogenéticos.
4.2.2.4 Cono de escor ias
Paisaje volcá nico constituido por material
fragmentario (piroclásticos sueltos) eyectado explosivamente a partir de un conducto
central. El perfil del cono está determ inado
por el ángulo máximo (ángulo de reposo) en
el cual se mantienen en reposo las escorias
volcánicas, el cual puede variar entre 30-40°
(Selby, 1987), siendo más empinado cerca
al borde superior donde caen los bloques
mayores. Las partículas más finas (cenizas)
caen a mayor distancia del orificio de salida
y dan lugar a faldas de pendiente más suave
(alrededor de 10° según Selby, 1987) alrededor del cono.
82
del a s
G e o f o r m a s
Aplicada
Conos de escorias ideales: Son individuales, empinados, con laderas rectas a
ligeramente convexas y con un cráter en
el tope . Su altura sobre el nivel del terreno
circundante varía entre unos 100 y 400 m,
mientras su base alcanza entre 1.000 y
2.000 m de diámetro.
Según Ollier (1969) , en los últimos estadios de erupción el magma basáltico tiende a formar conos de escorias, tal como
sucede en la región de Victoría (Australia) ,
en el Estado de Nuevo México (USA) y
en el cinturón neovolcán ico de México, en
donde se han originado decenas de conitos de similar tamañ o y aspecto, como los
volcan es Capulín y Paricutín, este último
formado en 1943 (Figura 57).
•
Montículos de escorias: Volcanes menores que aparentemente carece n de cráter y semeja n a montículos convexos.
•
Conos de escorias an idados: Aquellos
que se forman en el interíor de los cráteres y calderas o sobre las laderas de
estratovolcanes, frecuentemente producidos como la última fase de una erupción.
Ejemplos de este tipo son: el volcán La
Olleta en las laderas super iores del Ruiz
(Colombia) y los conitas de los volcanes
San Salvador (El Salvador), Galeras (Colombia), Vesubio (Italia).
La mayor o menor preservación de todo tipo
de conos de escorias, bajo condiciones climáticas similares, depende en gran parte de
su edad y del grado de consolidación alcanzado por las capas de piroclásticos. Cuando
estas no han sido soldadas entre sí por el calor durante su emplazamiento, y no se han
consolidado o se han meteorizado, pueden
ser extremadamente permeables. Consecuentemente, las laderas de los conos mostrarán escasa disección, al menos hasta que
el agua de las lluvias pueda concentrarse en
escorrentía. Cuando llega a ocurrir esto últi-
rno, la erosión puede ser entonces rápida y
severa , con formación de amplias cárcavas
que se desarrollan en corto tiempo. A lo anterior se suma la inestabilidad de las laderas ,
que las hace susceptibles a la remoción en
masa.
Los suelos de estas geoformas son de tipo
andosólíco , relativamente homogéneos, con
variaciones texturales desde la cima hacia
su base . No obstante , el uso de la tierra es
restringido debido a su gradiente y sus reducidas dimensiones.
En países donde abunda este tipo de paisajes , como México , se recomienda clasificarlos de acuerdo con su edad relativa : actuales,
subactuales, reciente s.
4.2.2.5 Coladas, campo y plataforma de lava
Las lavas eyectadas a través de conductos
centrales, como se ha discutido antes, hacen
parte de la estructura de los estratovolcanes,
volcanes-escudo Ycúmulo- domos.
En cambio , las lavas derramadas sobre terrenos llanos , a partir de fisuras y aun de orificios
centrales, originan otros paisajes, cuya morfología depende principalmente de la viscosidad del magma, pero también del declive del
terreno , de su regularidad y de la presencia o
no de agua y hielo. Respecto a la viscosidad
del magma emitido , esta depende de los siguientes factores (MacDonald, 1972):
a. Composición química.
b. Temperatura.
c. Cantidad y condición del gas contenido.
d. Cantidad de carga sólida que se despla za.
Figura 57. Vista aérea de un volcán misceláneo, con cono de escorias
(E) coronado por un amplio crater y un disco de lavas intermedias
y básicas (L) de diferente edad, a su alrededor.
Obsérvense los lóbulos terminales de las diferentes coladas y su superficie corrugada.
Fuente: Struck L. Servicio Aerotécnico, México.
83
Geomorfologja
Aplicada
Clas if ic ació n
Entre más silice contenga un magma en proporción a las bases de Ca, Mg, Fe, etc., más
alta será su viscosidad . De ahi que las lavas
félsicas tipo riolita sean las más viscosas,
mientras que las andesitas muestran una
mediana viscosidad y las lavas básicas tipo
basalto , sean las más fluidas.
avance de la colada se rompe en bloques
ásperos, dentados y escoriáceos, del tamaño de un balón de fútbol o mayores,
los cuales le comunican a la superficie un
aspecto muy irregular.
Una misma colada puede presentar características cardadas en su parte proximal y aspecto blocoso hacia el tramo distal, a medída que pierde gases y se torna
más viscosa.
Por lo anterior, los flujos de riolita tienden a
acumularse en las cercanías de los puntos
de eyección , ya formando cúmulo-domos o
bien dep ósitos bulbosos de varías decenas
y aun de cientos de metros de espesor; estos
al ser afectadas por la escorrentía adquieren
la apariencia de montañas o colinas ramificadas con disección dendrítica moderadamente
profunda y densa, con una morfología general semejante a la de las montañas graníticas, aspecto a discutir en el grupo de relieves
denudacionales.
Eyecciones sucesivas de lava a partir de
un mismo conducto central dan lugar a
coladas superpuestas en un patrón escalonado, como las que circundan al volcán
Paricutín de México (Figura 57).
Cuando no ha habido cobertura posterior
de cenizas, las diferentes coladas superpuestas pueden dar lugar a suelos con
algunas diferencias determinadas por su
distínta edad, composición (andesitica ,
basáltica) o tipo de lava. Por su parte, las
coladas superiores muy jóvenes pueden
constituir áreas misceláneas.
En cuanto a los flujos de lavas andesítícas y
sobre todo basálticas, estos se extienden ampliamente colmatando las depresiones, valles
y barrancos , en forma de coladas lobulares y
de campos o plataformas de lava, con rasgos
superficiales diferentes, probablemente relacionados con la temperatura, volumen y contenido de gases del magma, como también
con el tipo de conducto.
•
Coladas de lava: Paisajes en forma de
lengua alargada, relativamente estrecha
y delgada, con varios lóbulos frontales
empinados (frentes de lava), de 10 a 50
m de altura, según su viscosidad y volumen. Su superficie tiene rasgos variados,
caracteristicos de las denominadas lavas
cardadas (pahoehoe) y lavas en bloques
(aa). Las primeras son más fluidas y delgadas, de aspecto corrugado, debido a
que durante su enfriamiento y consolidación aparece prímero una fina y lisa costra vítrea en superficie, debajo de la cual
la lava continúa fluyendo, arrugándola en
forma de cordeles entrecruzados.
Por su parte, las lavas en bloque son
más espesas y viscosas, con una gruesa costra solidificada que durante el lento
Cuando las lavas cordadas penetran un
cuerpo de agua, como el mar o un lago,
se consolidan con una estructura análoga
a un revuelto montón de almohadillas, de
donde les viene el nombre de lavas en almohada o "pillow lava". Extensas coladas
de este tipo afloran hoy en día en díferentes regiones del globo.
•
•
Campo de lava: Paisaje de miles y aun
cientos de miles de kilómetros cuadrados
de superficie, formado por lavas basálticas altamente fluidas, emitidas a través
de extensas fisuras en diferentes periodos geológicos. Cada derrame de basalto
inunda la comarca circundante formando
mantos de 5 a 20 m de espesor, cuya superficie es casi horizontal, a menos que
los agentes erosivos la hubiesen afectado
posteriormente.
Plataforma basáltica o trapp: Puede
decirse que es una forma más evolucionada del paisaje anterior por estar for-
madas por sucesivas acumulaciones de
lavas máficas emitidas desde enormes
grietas fisurales, a lo largo de millones de
años, hasta alcanzar espesores de varios
cientos de metros y el aspecto de plataformas, como la del río Paraná en Brasil
que, según Teixeira (1966), se formó entre el Jurásico y Cretáceo durante la ruptura y separación de las placas africana
y suramerícana; cubre cerca de un millón
de kilómetros cuadrados; la de La Patagonia-Argentina, del Terciario Superior; la
de Islandia, todavía en actívídad, al igual
que las de Columbia y Snake, USA, del
período Cuaternario.
En la actualidad, las extensas plataformas
o altiplanos basálticos se caracterizan por
estar limitados en algún lado por escarpes
abruptos y por presentarse subdivididos
en porciones menores, tales como mesetas, bulles u otras elevaciones de cimas
tabulares a suavemente onduladas, por
la incisión de las corrientes fluviales, las
cuales comúnmente excavan profundas
y estrechas gargantas y valles erosionales limitados a menudo por laderas irregulares, con una sucesión de escalones
y desniveles, a modo de terrazas; estos
corresponden a afloramientos de mantos
basálticos más antiguos. Es probable que
sobre tales rellanos ocurran suelos con
diferente grado de evolución, tal como se
ha reconocido en el estado de Santa Catarina, Brasília, a pesar de tener un material parental común. Sobre las mesetas
mejor preservadas deben esperarse suelos similares, maduros a seniles, con diferencias determinadas por incidencia del
clima y los procesos denudacionales.
4.2.2.6 Campo de ignimbritas
Paisaje resultante de la depositación de flujos
incandescentes de piroelásticos (nubes ardientes, flujos de bloques, de pómez, de cenizas) descargados de las calderas masivas de
estratovolcanes durante erupciones de tipo
* Uboldi, L. Comunicación oral.
de
las
Geofo rmas
Vulcaniano y Pliniano. Esos flujos son de una
predominante composición ácida a intermedia, sobresaliendo la riolítica. Además, son
marcadamente homogéneos, debido a que la
f1uidización determina una intensa mezela de
los materiales, con escasa variación lateral o
vertical.
Debido a que los flujos de piroelásticos se
desplazan casi como un líquido, ellos se extienden sobre distancias de algunas decenas
de kilómetros como nítidas capas delgadas
(1-20 m.) comparables a los mantos de basalto. Se mueven sobre gradientes muy bajas
y aun fluyen cuesta arriba por cortas distancias; llenan hoyos, depresiones y fluyen alrededor de obstáculos. Cuando se detienen y
estabilizan, presentan una superficie plana y
regular a pesar de que el terreno preexistente hubiera sido rugoso. Esta superficie sufre
luego los efectos de la denudación.
La soldadura o consolidación de las ignimbritas tiene lugar inmediatamente después de
su emplazamiento, mientras la temperatura
es aún alta (unos 600 C para un depósito de
10-40 m de espesor). Cuando ocurren capas
no consolidadas, se asume que fueron emplazadas a temperaturas más frías. (Selby,
1987).
0
La acumulación de flujos sucesivos de piroelásticos incandescentes forma altiplanos de
ignimbritas, cuyo reconocimiento sobre imágenes de sensores remotos requiere control
de campo, ya que pueden confundirse con
planicies de lahar o con mantos de tobas,
aglomerados y brechas. En cortes profundos,
las ignimbritas aparecen homogéneas como
una lava, de composición félsica (riolítica), a
menudo con una disyunción columnar.
Un buen ejem plo de altiplano ignimbritico en
Colombia fue reconocido por Kroonemberg,
León y otros (1981), al suroeste del Departamento del Huila (sector Oporapa-San Agustín
y noroeste de La Argentina), con una extensión aproximada de 1.000 km cuadrados; espesor promedio de unos 100 m de composición riolítica-andesítica, con algunos estratos
intercalados de aglomerados y lavas máficas
(Figura 58).
Geom orf o l og ía
A pli c a d a
Clasi fic ación
Figura 58. Altipalanicie de ignimbritas en el sector
de San Agustín disectada por el rio Magdalena.
a. Tamaño y grado de consolidación de los
piroclastos (bombas, lapilli, ceniza; brecha, aglomerado, toba);
b. Espesor del manto y naturaleza del sustrato;
c. Edad de las capas más superficiales;
d. Relieve preexistente;
e. Clima y cobertura vegetal.
Fuente : Foto /GAC. 1966.
4.2.2.7 Manto de piroclásticos - (Tefras)
Con la anterior denominación se cobijan los
depósitos finamente estratificados de bombas, lapilli y cenizas volcánicas, consolidados
o no, que proceden de "lluvias de piroclásticas" resultantes de un volcanismo explosivo,
especialmente erupciones rioliticas y andesíticas.
Los piroclásticos procedentes de una simple
erupción explosiva central son inicialmente
arrojados a diferente altura y luego caen alrededor y a diferente dístancia del cráter, según
su tamaño y peso. Cerca a la fuente, el manto de piroclásticos es relativamente espeso y
poco seleccionado, y está conformado en su
mayoría por bombas, escorias y lapilli; su distribución tiende a ser radial al centro eruptivo.
A medida qLllO aumenta la distancia del punto de emisión, el manto se hace más y más
delgado pero ya con una clara estratificación
en la que se destacan los piroclásticos más
gruesos en 1'1 base de la capa y una granu-
lometría progresivamente más fina hacia el
tope. (Figura 59). Este sorteamiento es el resultado de la proyección de las partículas de
cenizas a mayor altura, en donde estas permanecen suspendidas mayor tiempo que el
material más grueso, pudiendo inclusíve ser
redistribuidas por el viento en distintas direcciones y a diferentes distancias.
A diferencia de los paisajes volcánicos discutidos atrás, los mantos de piroclásticos resultantes de sucesivas explosiones carecen
de una morfología propia. Ellos se extienden
amplia e indistintamente sobre relieves volcánicos o de otra índole, ya sean montañosos,
colinados, ondulados, planicies, etc., por lo
general siguiendo la forma de la topografía
preexistente, la cual no obstante contribuye
a atenuar, comunicándoles cierta redondez a
las formas (Figura 60).
No es la intención del autor de estas notas
la de entrar a discutir todas las posibilidades
en cuanto al modelado de los mantos de piroclásticos resultantes de la interacción de
los factores enumerados, sino la de brindar
a los usuarios la oportunidad de analizar esta
geoforma de manera más detenida antes de
entrar a decidir si la generalizan como un
paisaje único de una región dada, o si por el
contrario amerita definir varios paisajes con
relación a su probable contenido pedológico
o, al menos, a su uso y manejo potenciales.
Los mantos de lapilli y bombas de terrenos
de ladera son extremadamente permeables
y ello reduce el potencial erosivo de la escorrenlía, la cual solo forma algunos drenajes
muy espaciados cuando logra concentrarse.
En cambio, la pobre cohesión de los materiales los hace altamente susceptibles a los
fenómenos de remoción en masa, como: la
solifluxión liquida y plástica (pisadas de ganado), deslizamientos, avalanchas, golpes
de cuchara, etc.
d e
las
Geofo r mas
Respecto a los mantos de ceniza volcánica
de terrenos montañosos, colinados y ondulados, se ha comprobado que los patrones de
disección difieren en su densidad, según que
aquellas estén más o menos meteorizadas.
En el primer caso, cuando los suelos tienen
granulometría media a fina, con alta proporción de arcillas amorfas, la red de drenaje es
más densa que cuando su textura varía de
gruesa a media; pero, en todos los casos,
los valles son estrechos y profundos (Figura
60).
De otro lado, los mantos de ceniza también
son altamente susceptibles a la remoción en
masa, especialmente cuando reposan sobre
un substrato poco o no permeable con una
inclinación que sobrepasa el ángulo crítico
(>25'). La ocurrencia de continuos deslizamíentos en una vertiente, además de las
pérdidas por erosión en láminas, van determinando el adelgazamiento y pérdida de la
continuidad de un manto, al punto de que los
suelos pueden derivarse de la ceniza volcánica, del material subyacente o de ambos. En
estos terrenos, bajo un clima húmedo prevaleciente, los andosales tienden a conservase
jóvenes por el normal requerimiento que implican las pérdidas de partículas por la erosión pluvial-fluvial.
Las tefras de planicies, al contrario de lo expuesto atrás, son mucho más estables y tanto el paisaje como sus suelos son más homogéneos y con una tendencia a presentar una
mayor alteración de sus productos primarios
hacia amorfos , y de estos a minerales de arcilla como haloisita y caolinita.
Sin embargo, el modelado posterior a que son
sometídos los mantos de piroclásticos por los
agentes denudacionales, difiere un tanto en
función a los siguientes factores:
877
Geomorfologla
Aplicada
Clasi ficaCión
Figura 59. Vista aérea del sistema de volcanes de Coconucos
(Cauca, Colombia) con un sector cubierto con piroclastos
gruesos (P) y otro con coladas de lava (L).
4.2.3 Relieves modelados pOI procesos
denudocionoles
En este enorme grupo se incluyen aquellas
elevaciones del terreno que hacen parte de
cordilleras, sierras y serranías, cuya altura y
morfologia actuales no dependen de plegamiento de las rocas de la corteza, ni tampoco
del volcanismo sino exclusivamente de los
procesos exógenos degradacionales determinados por la lIuvia-escorrentia, los glaciares y el agua de suelo, con fuerte incidencia
de la gravedad.
Los materiales involucrados en la configuración de los paisajes de esta asociación de
unidades genéticas de relieve son:
a. Rocas igneas intrusivas (granitos, dioritas, gabros).
de
las
Geoformas
Como podria deducirse de lo anterior, los
principales paisajes montañosos y colinados
de carácter denudacional pueden haber sido
modelados por diferentes acciones:
•
Fluvio-erosional
•
Glaciaria y glaci-fluvial
•
Disolución
Entonces, con el objeto de facilitar la comprensión y clasificación de los paisajes cordilIeranos, y teniendo en cuenta consideraciones de tipo práctico para los levantamientos
edafológicos y la zonificación territorial, en
este contexto se discuten por separado las
caracteristicas morfológicas de las que se
denominarán: geoformas fluvio-erosionales,
glaciáricas y glaci-fluviales, disolucionales.
4.2.3.1 Relieve montañoso fluvio-erosional
b. Rocas intrusivas metamórficas (filitas,
equistos, neises, anfibolitas).
Fuente: Foto IGAC. 1976.
Figura 60. Vistas aéreas de zonas de piedemonte cubiert as con espesos
mantos de cenizas volcánicas (CV1) alta a medianamente meteorizadas (CV2).
Nótese la diferente densidad de disección
Altiplanos de Pereira y Popayán, Colombia.
Fuente: Foto IGAC, 196 1.
88
y
la
redondez
de
los
interfluvios.
c. Rocas extrusivas producidas por volcanismo submarino, y por tanto, no asociadas
a estructuras volcánicas subaéreas .
d. Rocas sedimentarias consolidades, plegadas, o no, pero afectadas por intensa
denudación.
e. Las rocas plutónicas y metamórficas , orginalmente consolidadas en profundidad,
deben su presencia sobre la superficie
terrestre y la configuración de sus relieves a la exhumación de las mismas por
remoción de las cubiertas sedimentarias
y volcánicas (rocas encajantes), mediante un intenso trabajo de los agentes
geomorfológicos y en cuanto a las rocas
sedimentarias y volcánicas, anteriormente dispuestas en altiplanicies o en relieve
estructurales y volcánicos, ellas deben su
actual morfología de montañas y colinas
denudacionales a una intensa modificación determinada por los procesos morfodinámicos.
Como se señaló antes, los paisajes fluvioerosionales cordilleranos han sido modelados
exclusivamente por la erosión hidrica pluvialfluvial, en combinación con diferentes fenómenos de remoción en masa. Las diferencias
en el modelado dependen de la naturaleza
del material litológico (composición mineralógica, consistencia, estructura, permeabilidad,
uniformidad, etc.), pero primordialmente de
las propiedades de las alteritas derivadas de
cada roca o, en muchos casos, de caracteristicas exclusivamente pedogenéticas de los
suelos desarrollados sobre esas alteritas, los
que a su vez dependen de climas pasado y
actual. Por lo anterior, la litología (puede extraerse de mapas geológicos recientes) se
considera en este contexto como un atributo
inseparable en la denominación de cada paisaje.
Un rasgo morfológico común a todos los paisajes de esta unidad genética de relieve es la
neta ramificación de sus crestas, con un eje
mayor del cual se desprenden ramales primarios y secundarios, cuya disposición espacial
determina la forma de las redes de drenaje.
Geomorfología
•
Clasi ficación
Aplicada
Montañas y/o colinas ramificadas
en rocas plutónicas félsicas
Las masas de rocas igneas solidificadas en
profundidad a partir de intrusiones de magma, originalmente pueden disponerse como
diques , sills, lacolitos , stocks y batolitos. Al
ser expuestos por la remoción de las rocas
suprayacentes, los diques dan lugar a cerros
alargado s y estrechos, de cimas subagudas ,
cuya importancia desde el punto de vista pedológico es minima . Igual puede decirse de
los domos originados por la exhumación de
los lacolitos. En cuanto a los si lis expuestos,
estos pueden producir plataformas semejantes a las basálticas o ignimbríticas.
En consecuencia, solamente sobre los batolitos y stocks, que cubren mayores extensiones
y penetran profundamente la corteza formando el corazón de los cinturones orogénicos, se
forman verdaderos paísajes montañosos.
Las montaña s y/o colinas ramificadas de este
grupo se han formado entonces sobre rocas
intrusivas félsicas (granito, cuarzodiorita, granodiorita, tonalita, cuarzo monzonita, además
de neis granitico). Bajo climas relativamente
húmedos y cálidos se caracterizan por su gran
uniformidad y amplitud , con crestas que se extienden en diferentes direcciones de las cuales se desprenden numerosas ramificaciones
que van perdiendo altura hacia sus extremos .
Tanto la condición de impermeab ilidad de las
rocas cristalinas como la de los suelos arcillosos que se desarrollan sobre aquellas han
conducido a que la escorrentía esculpa una
red de drenaje densamente ramificada, dendrítica típíca a dendrit ica rectangular, según
la profundidad del manto de meteorización
y la incidencia del diaclasamiento. Los cauces principales son ensanchados y sinuosos ,
bastante profundos, con laderas empinadas.
Los tributarios son más estrechos, en forma
de V, cortos y más rectos, separados por interfiuvios agudos a subagudos, mientras que
los arroyos de cabecera son muy cortos y con
ramificación en forma de pinza (Figura 61).
de
las
Geo form as
Figura 61. Vista aérea de un paisaje de montañas ramificadas
en rocas graniticas (G) de una región subhúmeda, en contacto
con montañas estructurales-plegadas (E). Tolima, Colombia.
Los suelos suelen alcanzar considerable espesor, especia lmente si la roca está intensamente fracturada ; en general son jóvenes y
con una buena cobertura vegetal natural. El
uso agrícola es restringido pero, en cambio,
su dedica ción al pastoreo es mayor a pesar
de su incidencia en la deformaci ón de las laderas con pendiente mayor del 25%, en forma de pisadas de ganado.
Bajo climas muy frios o secos la meteorización del granito es incipiente , mayormente
mecánica, con producción de alteritas delgadas y discontinuas que sopo rtan una pobre
cobertura vegetal. En estas condicio nes, el
paisaje es de aspecto masivo, poco disectado; en él se destacan claramente los patrones de fracturas de la roca ejerciendo fuerte
control sobre las redes de drenaje, predominantemen te de tipo angular, rectangular o trelIis (Figura 62).
•
Fuente: Foto IGAC, 1976.
Figura 62. Aerofotografia de un paisaje de montañas
graniticas (G) en una zona árida de Wyoming, USA.
Las áreas planas (A) corresponden a una llanura aluvial.
Montañas ramificadas en rocas plutónicas intermedias
Paisaje formado sobre sienitas , monzonitas y
dioritas, con varios rasgos morfológicos sImilares a los de los granitos. En las fotografías
aéreas las montañas pueden reconocerse
por su patrón de drenaje paralelo o subparalelo, de densidad media, con los arroyos
secundarios rectilíneos, de mediana longitud
y moderada profundidad; mientras los drenes
de cabecera son escasos, angostos y de caída en ángulo agudo.
Fuente: Foto CMA, 1947.
La topografía es bastante abrupta , con pendientes fuertes y largas, con una cresta o eje
mayor estrecho , a partir del cual se despren-
90
den interfiuvios paralelos , cortos y subagudos
a semirredondeados. La vegetación natural
es poco densa y el uso más frecuente es el
pastoreo extensivo (Figura 63).
91
Geomolfologla
Aplicada
Clasificación
Figura 63. Vista aérea de un contacto entre paisajes de montañas ramificadas
en dioritas (D) y en filitas-esquistosas (E). Santa Fe de Antioquia-Colombia .
de
las
Geoformas
Figura 64. Vistas áreas de colinas pizarrosas (P) en la foto izquierda,
y de colinas erosiona les en lulilas (L) en la foto derecha.
Compárense los patrones de disección. Estado de Virginia, USA.
Fuente : Foto GS-AZ, 1944 .
Aun cuando las pizarras pueden presenta rse
estratificadas y plegadas, estos rasgos poco
se manifie stan en la topografía , destacándose en su lugar la dirección de su c1ivaje.
Fuente: Foto IGAC, 1957
•
Montañas cupulares en rocas plutónicas máficas
Los gabros son rocas intrusivas básicas, cuyos afloram ientos ocurren con baja frecuencia, cubriendo pequeñas superficies en sectores localizados.
Por lo general determin an montañas masivas, de aspecto cupular, con disección superficial y de baja densidad. Sus cumbres son
redondeadas a semirredondeadas, mientras
que sus laderas son de mediana longitud y de
pendiente algo esca rpada.
Los mantos de meteorización que se desarrollan en este paisaje son de conside rable
espesor, generalmente rojizos y permeables.
Sobre estos crece una densa cobertura vegetal.
•
Montañas ramificadas en rocas metamórficas de bajo grado
Las pizarras, filitas y esquistos conforman
el grupo más extenso de rocas dentro de
92
la serie metamórfica del glob o; resultan del
metamorfismo regional sucesivo , de muy
bajo grado, de sed imentitas finas como las
arcillolitas, shales y lutitas . Por lo general,
los tres tipos ocurren asociados pero su separaci ón fotogeológica resulta difícil deb ido
a la cont inuidad del proceso de metamorfizació n.
En cuanto a las caracteristicas morfológicas
de las geoformas que se desarrollan sobre
este grupo de rocas , se desta can en primera
instancia las correspondientes a formaciones
pizarrosas, generalmente blandas , fácilmente meteorizables y erosionables, por lo cual
su relieve es poco destaca do. De aspecto rugoso, tipo colinas y lomas ramificadas que se
elevan a similar altura, siendo recortadas por
vallecitos en U en su tramo inferior y de sección transversal en V, en su cabecera . Estos
drenajes configuran en conjunto una red dendrítica o subdendrítica muy densa , con segmentos cortos y algo profundos, separados
por interfiuvios estrechos (Figura 64).
Los suelos desarrollados sobre este paisaje
tíenden a ser homogéneos, jóvenes, relativamente profundos, especialmente bajo climas
húmedos, en donde la cobertura vegetal es
densa y el uso agropecuario intenso.
Las montañas model adas en las alteritas de
filitas y esquistos (c1orítico, sericitico, micáceo, grafitoso, etc.) son ampliamente destacadas y con una morfologia contrastante en
comparación con las montañas ramificadas
en granitos, con las cuales suelen contactarse.
Sin embargo, la morfología de los paisajes
desarrollados sobre diferentes esquistos
y filitas de un mismo grupo geológico solo
puede reconocerse con relativa facilidad sobre fotografias aéreas , cuando se analiza en
conjunto, pero es casi imposible diferenciarla
unitariamente.
En consecuencia, a continuación se presentan los rasgos morfológicos más destacados
de las montañas ramificadas, modeladas en
complejo de esquistos y filitas.
El relieve varia de mediano a fuerte , con un
eje mayor amplio y ramales extensos , a modo
de lomas alargadas y decrecientes en altura,
que muestran frecuentemente altibajos, equidistantes o no, lo cual es una manifestación
topográfica de la esquistosidad, de su composición mineralógica, grado de metamorfismo, etc.
La estratificación de los esquistos y filitas no
se puede apreciar fácilmente sobre pares
estereoscópicos por aparecer discontinua y
porque a menudo suele confund írsele con la
esquistosidad ; por ello, este no es un rasgo
confiable de fotoidentificación .
El patrón de drenaje es, en general , de tipo
dendrítico a subdendrítico, de densidad media a baja , con sus valles mayores profundos ,
en forma de Valgo abierta , pero con drenes
secundarios largos, poco profundos a superficiales, muy espaciados entre interfluvios amplios y suavemente convexos. Cuando predominan formaciones de esquistos negros , el
patrón de drenaje tiende a ser más superficial
y menos denso que en formaciones de esquistos verdes.
93
Geomorfología
En climas secos puede haber un mayor control estructural de las redes de drenaje, las
que pueden ser entonces de tipo angular o
paralelo.
La meteorización de los esquistos y filitas en
regiones húmedas es rápida pero el sucesivo
desgaste laminar del suelo en terrenos de ladera conduce a su constante rejuvenecimiento. De todos modos soportan una exuberante
cobertura natural arbórea, o en su defecto,
una intensa actividad agrícola y pecuaria. En
regiones secas, por el contrario, la meteorización es lenta y la roca puede aflorar a trechos;
su vegetación es más escasa, con gramas y
arbustos ralos.
•
el a s i f í ( a ( i 6 n
Apl icada
Montañas y/o colinas ramificadas
en neis
Los paisajes montañosos y colinados desarrollados sobre neis intrusivo y paraneis
presentan características distintas entre sí,
de acuerdo con su composición y patrón de
diaclasamiento, pero a la vez guardan estrecha semejanza con la morfología de las rocas
de las cuales proceden (ígneas o sedimentarias), lógicamente bajo unas mismas condiciones climáticas.
Las características generales propias de las
montañas en neises intrusivos son: su aspecto
homogéneo con rasgos topográficos suaves;
un sistema de drenaje dendrítico-rectangular
a angular, denso y poco a moderadamente
profundo, con interfluvios subaguados a semirredondeados. Los materiales no muestran
foliación pero desarrollan tres sistemas de
diaclasas que se entrecruzan caprichosamente, los cuales pueden apreciarse en zonas secas, en donde el manto de meteorización es muy delgado, pero difícilmente bajo
climas más húmedos.
Por su parte las montañas en paraneises
ofrecen algunas diferencias morfológicas
entre las que se destacan: un relieve más
irregular, con rasgos topográficos fuertes; un
patrón de drenaje rectangular o trellis, denso
y moderadamente profundo con interfluvios
estrechos que muestran cierto alineamiento
sobre fotografías aéreas, determinado por la
foliación característica de los materiales.
En todos los casos la vegetación natural es
abundante y está representada por bosques,
rastrojo y pastizales. Las actividades agrícolas son de mediana a baja intensidad.
Según Ollier (1975), la diferente orientación
de los minerales de las rocas neisicas impide una buena meteorización por exfoliación y
aun por desintegración granular; por ello los
suelos evolucionan lentamente y muestran
escasa profundidad en zonas húmedas y,
menos aun en regiones secas.
•
Montañas y/o colinas ramificadas
en anfibolitas
Paisaje de menor extensión que los anteriores, normalmente asociado a ellos dentro de
los sistemas cordilleranos. Las montañas y
colinas modeladas por procesos f1uvio-erosiona/es sobre anfibolitas se caracterizan por
su topografía variada en la que se destacan
cerros algo simétricos, de formas subredondeadas, especialmente cuando la roca está
alterada; con un sistema de drenaje subparalelo a subdendrítico, de densidad media,
cuyos arroyos principales son amplios, largos y algo sinuosos, mientras que los drenes secundarios son más cortos y rectos con
pequeños tributarios que le llegan en ángulo
agudo.
Debido a la uniformidad en la composición
mineralógica de las anfibolitas (casi enteramente homblenda con plagioclasa subordinada) y a su c1ivaje que facilita la penetración del agua, la meteorización es rápida y
profunda, dando lugar a suelos arcillosos con
abundantes bases y hierro, que son capaces
de sostener una densa cobertura vegetal o
una intensa explotación agropecuaria.
shales, ocurren interestratificadas en capas
delgadas, con rocas duras tipo arenisca y
conglomerado, sus rasgos estructurales son
relativamente fáciles de reconocer en imágenes de sensores remotos. Sin embargo,
cuando aquellas determinan grupos geológicos de gran espesor (v. gr. Grupo Villeta de la
Cordillera Oriental Colombiana) , el modelado
de su relieve tiende a ser más de tipo f1uvioerosional que estructural, debido a su baja
resistencia a la meteorización y a la erosión
pluvial-fluvial, procesos que rápidamente borran la mayor parte de los rasgos determinados por el plegamiento.
Se transforma entonces en un relieve de
montañas fuertemente ramificadas, de diferente elevación, de cimas estrechas, laderas
empinadas y valles en V configurando una
red de drenaje subdendrítica a subparalela ,
moderadamente densa. Con frecuencia se
destacan numerosos rellanos y superficies
abancaladas determinadas por deslizamientos rotacionales, coladas de lodo y otras formas de remoción en masa que con frecuencia
afectan al paisaje, especialmente en regiones
lluviosas. La profundidad de las alteritas depende de la inclinación de las laderas pero
sus suelos superficiales a profundos sostienen una excelente cobertura vegetal.
Para los casos en que pudiese reconocerse
un bajo porcentaje de laderas estructurales,
que permiten al geomorfo-pedó logo hacer
ciertas predicciones sobre el patrón de suelos, se recomienda denominar a la unidad
genética como un relieve montañoso erosional-estructural.
4.2.3.2 Cumbres alpinas glaciáricas y glacifluviales
Montañas ramificadas en tobas sedimentarias limo-arcillosas
En este contexto únicamente se hace alusión
a los paisajes actuales y heredados labrados
por los glaciares y de valle en las altas cumbres montañosas localizadas en los pisos térmicos paramuno y sunival-nival.
Cuando las rocas sedimentarias "blandas",
como: limolitas, lutitas, lodolitas, arcillolitas y
El análisis independiente de este grupo de
geoformas con relación a los restantes paisa-
•
del a s
G e o f o r m a s
jes denudacionales se hace con base en las
siguientes consideraciones :
a. El principal agente geomorfológico modelador está representado por los glaciares, aun cuando estos han contado con el
concurso de la meteorización física y con
un retoque de la escorrentía.
b. La acción de los glaciares activos se observa únicamente hacia las cumbres más
elevadas de las cordilleras, lo cual depende de la latitud respecto al ecuador.
Así, por ejemplo, en el trópico ese límite inferior del modelado glaciario actual
está entre los 4.400 y 4.800 m de altitud.
Aproximadamente , corresponde a la franja periglacial o superpáramo, lo cual carece de importancia desde un punto de
vista geomorfo-pedológico, por cuanto no
tiene suelo y la cobertura vegetal es muy
escasa o está ausente, considerándosele
entonces como tierra miscelánea (de páramo o de puna).
c. Continuando con el ejemplo de la franja
intertropical, aproximadamente entre los
3.500 y 4.400 m de altitud ocurre una zona
que recibe diferentes denominaciones según el ambiente bioclimático predominante: paramuna (húmeda), puneña (seca).
Aquí es donde mejor se han conservado las geoformas heredadas de las eras
glaciales del Pleistoceno, aquellas que
ya muestran algunos mantos edáficos y
vegetación herbácea-arbustiva adaptada
al medio ambiente actual. No obstante, el
régimen de temperatura cryogénico que
aún prevalece en sus suelos es un serio
limitante para cualquier explotación agrícola rentable y únicamente un pastoreo
extensivo y controlado es factible. Son
ante todo áreas de conservación.
Por lo anterior no se incluye en estas notas un
estudio exhaustivo acerca de los glaciares,
de sus patrones de flujo, de sus mecanismos
de erosión y sedimentación, ni del modelado
resultante, sino únicamente un resumen de
los aspectos más destacados de los procesos glaciáricos.
95
Geomorfologla
el a s
Aplicada
Los glaciares son enormes masas de hielo
que se mueven cuesta ab t-;o por influencia
de la gravedad. Se reconocen dos tipos principa les: a) láminas o escudos de hielo y b)
glaciares de valle. En la mayo ría de medio
ambientes los glaciares están forma dos de
nieve que gradualmente se convierte en hielo.
En los glaciares de valle mucha de la nieve
que reciben se ha acumul ado primero sobre las cumbres y laderas superiores de las
montañas (zona de nieves perpetuas) y luego alcanzan el glaciar mediante "avalanchamiento". Otras fuentes de hielo pueden ser
las corrie ntes fluviales y el agua de deshie lo
reco ngelada e incorporada al glaciar.
El hielo glaciar se mueve por tres procesos
principa les (Selby, 1987):
a. Flujo plástico interno o reptación del hielo.
b. Comprensión y extensión alternas de la
masa de hielo, en respuesta a cambios en
el lecho rocoso irregular debajo del hielo .
c. Deslizamiento del hielo sobre el lecho rocoso "lubricado" por una película de agua ,
la que reduce la fricción.
En un valle , la fricción del glaciar contra sus
laderas y fondo reduce las tasas de flujo,
de tal modo que hay una zona con una tasa
máxima de flujo en el centro del glaciar y en
la superficie (Figura 65), y una dec linación
hacia las laderas y el fondo del valle.
o acanalada del piso y paredes del valle,
y la fina "harina de roca" del tamaño del
limo a arcilla.
b. Por fracturamiento del lecho rocoso :
Puede ocurrir solamente donde grandes
bloques suspendidos en el hielo son presionados contra protuberancias del lecho
hasta arrancarlas. A ello probablemente
ayudan el diaclasamien to de la roca y
cualquier meteorización o fracturamiento
preglaciales .
c. Por erosión por el agua de deshielo
que corre debajo del g laciar: En la medida en que un gran cuerpo de agua pudiera ser creado dentro del glaciar, hacia
j
f ¡ c a e i 6 n
del a s
Ge o f o r ma s
su cabece ra, el liquido puede ser forzado
a fluir a gran presión si es confinado en túneles subglaciarios, producien do erosión
especialmente en lechos de roca blanda
y en materiales premeteo rizados.
En cualquier caso , el modelado determ inado
por la denudación glaciaria, sobre cualquier
clase de rocas , está representado por los
valles glaciáricos que en conjunto configuran la deno minada topografia alpina (Figura
66). Esta última está compuesta además por
cimas empinadas y dentadas o aserradas
llamadas aristas, y por cerros de aspecto
piramida l, los horns , ambos separando las
cabeceras de valles divergentes.
Figura 66. Imagen SPOTen falso color de una zona glaciada
con topografía montañosa y costa en Juneau, Alaska. Agosto de 1990.
Figura 65. Sección transversal y vista superior de un valle glacial.
-
lo:..« ;;"
J.
"tlj.
Las tasas de flujo de diferentes glaciares y
aun las de un mismo glaciar puede variar en
función a diversos factores (espesor del glaciar, características de la sección transversal
y longitudinal del valle, gradiente, variaciones
térmicas periódicas, etc.); pero, en general
estas son del orden de algunos centímetros
hasta 2 m/día. Excepcio nalmente pueden alcanzar distancias mayores.
La eros ión glaciárica trabaj a de diferentes
formas:
En cuanto a la erosión g laciárica, esta puede ser un proceso muy efectivo. Se ha estimado que el socavamiento de los glaciares
en lechos rocosos es de 10 a 20 veces más
rápido que el trabajo de la escorrentía (Selby,
1987) a pesar de su muy lento desplazamien-
a. Por abrasión: Proceso por el cual el lecho de roca es rayado (o limado) y triturado en partículas finas por el roce con
otros fragm entos de roca embeb idos en
el hielo, hacia la base del glaciar. Los productos de la abrasión son la roca estriada
tooEn efecto , las formas muy destacadas de
las áreas glaciadas son un reflejo tanto de la
sección transversal más amplia de los glaciares en comparación con la de los rlos , como
de la más alta viscosid ad del hielo en comparación con la gran fluidez del agua.
Un valle glaciárico está constituido por las siguien tes geoformas:
Circo: Corresponde a la cabecera de los
valles y se caracteriza por su forma semicircular cóncava, con una amplia cuenca
sobreexcavada y una especie de barra
frontal de poca altura, la que puede ser
de roca sólida o de detr itos rocosos denominada Umbra l (Figuras 67 y 68).
Artesa: Es el mayor y más sobresaliente rasgo determinado por los glaciares
de valle. La mayoria de artesas tiene un
amplio y abierto piso de valle limitado por
paredes abruptas. Aun cuando la sección
transversal compl eta suele describirse
como en forma de U, también puede haber artesas de forma parab ólica o como
curvas catenarias; ello está influenciado
por la dureza y diaclasamiento del lecho
rocoso, y por las caracteristicas del hielo. Asi por ejem plo, las rocas muy duras
comúnmente soportan paredes de artesa muy emp inadas, con ángulos de pendiente cerca nos a 80·, como es el caso
de los fiordos de Noruega , Groelandia,
sur de Chile y Alaska , los cuales no son
Geomorfolog
a
el a s i f
Aplicada
otra cosa que artesas glaciarias de las
zonas periglaciales continentales hoy en
día inundadas por el mar. Por el contrario,
las paredes de valles glaciarios cortados
en roca más suave y más intensamente
diaclasada son más prontame nte socavadas y las pendientes alcanzan ángulos
menores (30-40°); además, su sección
transversal es más amplia, con forma de
catenaria abierta .
Algunas artesas glaciarias excavadas a lo
largo de materiales de diferente consistencia
pueden presentar estrechamientos intercala dos entre amplios basines.
Figura 67. Panorámica de un valle glacial activo en el que se destacan: 1. Circo ; 2. Glaciar;
3. Paredes de artesa; 4. Morrena lateral y morrena de fondo. (Glaciar de Athabasca, Canadá).
En cuanto al perfil longitudinal, este frecuentemente es irregular, con desniveles de variada altura, profundidad y longitud, separado s
por barras rocosas o umbrales, lo cual parece
estar relacionado con el retroceso de los glaciares .
Un último rasgo morfológico del piso y paredes de algunas artesas recientes y antiguas
son las rocas aborregadas, esto es, los afloramientos que han sido fracturados, estriados o acanalados y redondeados por el hielo,
a semejanza de la piel de un borrego.
Olla glaciaria u ombligo: Áreas centrales de circos y artesas que fueron consi-
j
e a CiÓ n
G e o f o r m a s
del a s
derablemente sobreexcavada s y más tarde ocupadas por un lago o un pantano.
Algunas pueden haber sido encerradas
por las barras rocosas de los umbrales o
por derrubios. En un paisaje glaciárico antiguo, las ollas pueden conformar rosarios
de lagos o un patrón multibasinal integrado (Figura 68).
Conos de derrubios de gelifracción: Se
trata de un paisaje formado por la acumulación gravitacio nal de derrubios al pie de
las paredes de un valle glacial, los cuales
son producidos por la meteorización mecánica (gelifracción) de las rocas de esas
mismas paredes (Figura 69).
Figura 69. Cono de gelifracci6n colmatando una laguna de un ombligo
u olla glaciárica. Sierra Nevada de Santa Marta, Colombia.
Fuente: Foto Hsrm on, Caro/e, 1999.
Figura 68. Panorámica de un circo glacial con sus paredes rocosas (1),
conos de derrubios (2); umbrales (3) y ollas u ombligos (4). Pico
El Guardián en la Sierra Nevada de Santa Marta, Colombia
~
,
,
, / ",1 1
,
/"
.'
Fuente : Foto Patrick Rouillard, 1988.
Fuente: Foto Patrick Rouillard, 1988
9
Estos conos pueden aparecer aislados o
coalesciendo, en cuyo caso se les denomina talud de derrubios. Su pendiente es muy
fuerte ya que fácilmente sobrepasa los 30°.
Esto último, además de su granulometria
fragmental, predominante son factores que le
comunican gran inestabilidad de sus laderas.
Comúnmente, parte de estos derrubios viene
a incrementar la carga de sedimentos arrastrada por el glaciar.
9
Geomorfologia
Aplicada
Los conos más antiguos pueden ser colonizados por la vegetación de páramo, la cual
les comunica una mayor estabilidad.
•
Morrenas: Paisajes de carácter depositacional que también hacen parte de los valles glaciáricos y que son el producto del
acarreo y depositación de detritos y material de suelo pregacial , de material de
abrasión del lecho y de derrubios de gelifracción de las paredes, por parte de los
glaciares, cuya viscosidad muy alta determina que el till tenga una distribución
local, sin extenderse más allá del máximo
avance de la lengua glaciárica.
el a s
dantes eiementos arcillosos su morfolog ía se
conservará mejor.
•
La confluencia de dos o más glaciares
puede determinar la presencia de otras
tantas morrenas centrales en la artesa
colectora .
•
Este till, o sea los sedimentos depositados
por los glaciares, tiene en general las siguien tes características diagnósticas:
a. Están pobremente sorteados, con partículas y fragmentos que var ian en tamaño
desde las arcillas hasta enormes bloques
de roca .
b. Están distribuidos masivamente, en forma
caótica , sin una estratificación definida.
c. Tienen composicíón variada , a menudo
con c1astos derívados de distintas fuentes. Esto lógícamente depende de la litologia circundante.
d. Muchos de los fragmentos mayores pueden aparecer estridados y la mayoría son
subangulares.
Según la localización espacial de los depósitos de till dentro del valle, ellos dan lugar a
diferentes clases de morrenas:
•
Morrenas laterales: Resultan de la acumulación de derrubios de gelifracción, material de suelo y sedimentos preglaciales
desprendidos desde las paredes de una
artesa sobre la superficie del glaciar, para
ser gradualmente esparcidos a lo largo de
los flancos de la masa de hielo en forma
de cerros alargados, de cimas estrechas
y fuertes laderas.
La mayo r o menor prese rvación de estas morrenas depe nderá de la clase de materiales
que las conforman ; sí estos contienen abun00
Morrenas centrales o mediales : Geoformas originadas por la confluencia de
dos glaciares cuyas respectivas morrenas laterales se unen en medio de las dos
masas de hielo que convergen hacia una
artesa común .
Morrenas de fondo: Llamadas también
morrenas de abrasión, se forman por la
acumulación, debajo' del glaciar, de los
derrubios de gelifracción desprendidos de
las paredes de la artes a y que han sido
embebidos por el hielo, además de la harina de roca y de los bloques arrancados
del propio lecho. Como estos materiales
ayudan a socavar el lecho de la artesa,
convirtiendo al glaciar en una potente lija,
de ahí el nombre de morrenas de abrasión.
gún el tiempo durante el cual el frente haya
permanecido relativamente estacionario.
j
f
j
e a ció n
del a s
G e o f o r m a s
Cuando sucede la retirada gradual pero
definitiva del hielo de un glaciar, tienen
lugar repetidos retrocesos (en verano) y
nuevos avances (en invierno), pero estos últimos cada vez a menor allilud por
pérdida de su poten cia. Bajo estas circunstancias van a formarse varios arcos
morrénicos, a vece s distinguidos con el
nombre de morrenas de retroceso o recesionales.
Como la parte central del frente de los glaciares avanza más rápido que sus lados,
arque ándose hacia abajo , las morrenas
terminales también se depositan siguiendo esa curvatura; por ello suele denomin árseles . además como arcos morrénicos o recesionales. (Figuras 70 y 71).
Figura 70. Vista aérea de un paisaje glacial activo con morrenas latero-terminales
Sierra Nevada del Cocuy. Boyacá, Colombia . Pda: Pan de azúcar; PdD:
Púlpito del Diablo; W4: estadio R. San Pablín 3.100 m.s.n.m.
..,
' dA
(1
" ;Pd D
En algunos casos , parte de los sedimentos
más finos pueden ser parcialmente retrans portados y depositados por agua de deshielo
subglaciar, en cuyo caso pueden mostrar una
clara y fina estratificación.
Estas geoformas solo se hacen evidentes
tras el deshielo y progresivo retroceso del glaciar. Entonces aparecen como una superficie
ondulada, más estable, en donde los suelos
se desarrollan mejor y pueden sostener una
adecuada cobertura de gramas y arbustos.
Fuente: Brunnschwei/er, 198 1.
Figura 71. Vista aérea de un paisaje glacial heredado, con morrenas latero-terminales
y ollas glaciaria s. Mamancanaca. Sierra Nevada de Santa Marta, Aracataca-Colombia.
No todas las artesas posglaciales presentan
morrenas de fondo, ello debido a que el agua
de deshielo puede remover por completo los
materiales pa.ra construir más abajo nuevos
paisajes glacifluviales.
•
Morrenas terminales: Formad as hacia
la parte terminal de los glacia res de valle
y de circo, por acumulación sucesiva de
los materiales emp ujados por el frente del
glaciar a modo de una gran cuchilla mecánica. Esta acumu lación puede ser más
o menos abunda nte en un mismo sitio , se-
Fuente: Foto /GAC, 1956.
01
Geomorfologia
•
Drumlins: Son lomas elípticas u ovoides
ensanchadas y más empinadas en un extremo y elongadas y más afiladas en la dirección de flujo del glaciar que les dio origen. Usualmente ocurren en grupos, con
espaciamiento variado entre individuos;
conforman una topografía designada
como "canasta de huevos". Sus dimensiones varían ampliamente pero, en general,
son de unas pocas decenas de metros de
altura y de ancho, y algunos centenares
de metros de largo. Normalmente se han
formado debajo de los grandes casquetes
de hielo continental , pero a veces pueden
ocurrir debajo de amplios glaciares de valle.
Los drumlins están usualmente compuestos
de un till rico en arcilla, aunque algunos tienen un núcleo de roca sólida con barro adherido.
Según Holmes (1971), los drumlins se formaron debajo de un espeso glaciar y a una
considerable distancia del frente hacia el
cual avanzaba este, probablemente a partir
de morrenas de fondo. El mismo autor añade
que dada la naturaleza del caso, su mecanismo está aún lejos de conocerse ya que los
drumlins nunca han visto en curso de formación.
Asociados a las geoformas anteriores, dentro
del ambiente de páramos y punas, pueden
hallarse otros paisajes de carácter glacifluvial, o sea que han sido construidos con till
glacial retransportado por el agua de deshielo. Algunos ejemplos de tales paisajes son los
abanicos y valles glacifluviales, cuya morfología está relacionada con la de los depósitos
fluviales, razón por la cual se discutirán más
adelante en el capítulo correspondiente a valles y llanuras aluviales.
4 .2 .3.3 Relieve montañoso o colinado disolucional
La palabra KARST es un término amplio aplicado a áreas calcáreas o dolomíticas que
poseen una topografía peculiar resultante de
1022
el a s
Aplicada
la disolución superficial y subsuperficial por
las aguas lluvias, las que al concentrarse en
escorrentía son llevadas hacia cauces subterráneos. (Thornbury, 1966).
Los materiales afectados son las CALIZAS,
conjunto de rocas que por definición contienen más de 50% de minerales de carbonato,
de los cuales la calcita (CaCO,) es el más común, siendo otras formas la aragonita (CaCO,
cristalizado) y la dolomita (Ca, Mg (Ca,),). El
porcentaje restante puede estar representado por contaminantes o impurezas de sílice
(especialmente en la forma de arena de cuarzo y pedernal), limos, minerales de arcilla y/o
óxidos de hierro.
'
Los suelos se forman entonces a partir de los
residuos dejados por la disolución de los carbonatos durante la meteorización química.
Así, la clase de suelo formado se relacionará
con la clase de "impureza" dominante en la
caliza. Si esta es "sucia" (rica en arcillas tipo
2:1), entonces el resultado será un suelo arcilloso e impermeable, poco lixiviado, alto en
pH y en saturación de bases (Rendoll); si es
abundante en arena y chert, los suelos tenderán a ser medianos a gruesos, gravillosos,
ácidos y con baja saturación de bases; y si la
caliza es rica en impurezas de arcillas 1:1 y
hierro (p. e. hematita) resultarán suelos rojos,
generalmente ácidos bajo climas húmedos
(terra-rosa).
De lo anterior puede deducirse que, desde
el punto de vista geomorfológico, cada karst
desarrollado en un área de calizas con una
clase específica de impurezas, constituye un
"paisaje único" con numerosos rasgos morfológicos externos e internos determinados por
la discolución de los carbonatos, cuya dispoción espacial, geometría, gradiente, etc., solo
definen la continuidad y espesor de los suelos o la ausencia de estos (tierra miscelánea).
Son entonces, subpaisajes de karst.
Ahora bien, en este contexto solo se analizan los rasgos morfológicos externos del
karst, porque son los que permiten al pedólogo-fotointérprete reconocer el paisaje sobre
fotografías aéreas y aun sobre imágenes de
Landsat, Spot, etc.
Disolución de la caliza. Debido a que las calizas contienen solamente dos minerales principales: calcita y dolomita, los cuales son solubles en agua natural conteniendo ácido carbónico diluido, esas rocas tienen una química de
solución que puede resumirse como sigue:
CaCO , + H,CO, .... Ca 2 ' + 2HCO,'
Ó
CaMg (CO,) z+ 2H,CO, "Ca 2 ' + Mg 2 ' + 4HCO;
El ácido carbónico resulta de la solución de
ca, del aire y su reacción con agua.
A diferencia de lo que podría pensarse, las
reacciones anteriores no siempre conducen
a modelar todos los rasgos posibles del karst
en una región de calizas determinada . Sin
embargo, hay algunos rasgos morfológicos
que son más frecuentes como: un drenaje
subterráneo en áreas de caliza masiva; la formación de huecos y otras depresiones sobre
la superficie del terreno, allí donde el agua
penetra en la roca y agranda las diaclasas
y fisuras mediante disolución. Además, en
un verdadero paisaje de karst no hay agua
permanente sobre la superficie del terreno,
ni estancada ni corriente, y por ello hay un
escaso lavado superficial; los hoyos de solución son ampliados y no llenados; los mantos
de suelo son delgados y discontinuos o no
existen; los sistemas de diaclasas tienen una
fuerte influencia sobre el alineamiento de los
rasgos morfológicos; y, en las zonas de contacto con otros materiales, la disolución de la
caliza produce con frecuencia planicies muy
niveladas o depresiones.
El desarrollo de karst es más efectivo en donde ocurren bancos horizontales de calizas duras, muy espesas y bien diaclasadas, y mejor aun sobre estratos plegados, igualmente
duros, espesos y fracturados, de vigorosos
relieves y clima húmedo.
Las calizas suaves (como las margas) no
permiten la supervivencia de depresiones
1
f ¡(a c
j Ó
n
del a s
Ge o f o r ma s
profundas en la superficie o la formación de
cuevas y pasajes subterráneos, y en regiones áridas el agua es muy escasa como para
que haya disolución.
Rasgos superficiales de karst
Como se señaló atrás, los rasgos mayores
determinados por la disolución de las calizas, más que paisajes geomorfo-pedológicos
constituyen atributos diagnósticos para reconocer el karst sobre imágenes de sensores
remotos. Su diferente morfología no necesariamente implica diferencias en su contenido
pedológico, ya que como se señaló antes, la
formación y características de los suelos dependen de la clase de impurezas que contiene la caliza.
a. Depresiones Cerradas
•
Dolinas: Hoyos cerrados en forma de
embudo o de cuenco, con sus lados
rocosos o cubiertos de suelo y vegetación, de forma circular o elíptica en
planta, cuyas dimensiones varían entre 2 y 100 m de profundidad y entre
10 Y 100 m de diámetro. Pueden ocurrir aisladamente o en grupos, en este
último caso configurando un patrón de
drenaje multibasinal, el cual reemplaza a los sistemas de drenaje lineales
de terrenos no kársticos.
Las dolinas pueden originarse por: disolución, desplome , subsidencia o sumisión de
corrientes. Las primeras se desarrollan en sitios particularmente favorables a la solución,
como la intersección de diaclasas mayores,
la cual es agrandada progresivamente tanto
en amplitud como en profundidad. Las dolinas de desplome se forman donde el techo
de una caverna cae, dejando un pozo de paredes casi verticales y a menudo angulares.
Las dolinas de subsidencia se forman donde
yacen depósitos de cobertura sobre la caliza;
un desplome o un más continuo escurrimiento
hipodérmico y solución de la caliza subyacente puede involucrar a las capas de cobertura,
las que serán gradualmente descendidas o
Geomorfo l o g í a
Clasi f i c a c i ó n
Aplicada
lavadas hacia el interior de la cavidad , para
dejar un hueco cónico o en forma de cazuela .
Finalmente, las dolinas de corrientes insumidas se forman donde una corriente de agua
fluye dentro de una dolina y luego se insume en la roca form ando un pozo o cueva. La
mayoría de estas últimas cambia luego a una
especie de fosa o "trench" (Figura 72).
•
•
Uvalas: Se forman por la unión de dos
o más dolinas continuas, con lo cual
adquiere la depresión una forma alargada , irregu lar o lobulada.
Karst cónico : En el tóp ico húmedo,
las dolinas aproximadamente circulares son reemplazadas por huecos irregulares de forma estrellada (ojos de
gallo) , rodeados por cerros residuales,
redondeados a semicónicos, que en
la región del car ibe reciben la denomi-
nación de "cerros pepino ". El conjunto
constituye el karst cónico, que alcanza
desniveles de 100 a 300 m y pendientes de 300 + 60· de inclinación (Figura
73). El fondo de las depresiones generalmente cont iene un suelo residual
pardo, a menudo recubierto parcialmente por conos de derrubios de caliza.
•
las
Geofo rm as
Figura 73. Aerofotografia de un área de calizas
con un patrón de karst cónico en Puerto Rico
Polje: Término usado en el karst yugoes lavo para designar áreas planas
en el piso de grandes depresiones.
El térm ino ha sido extendido por los
geomorfólogos para refer irse a grandes basines encerrados, de fondo piano, en regiones de karst , al menos con
un lado pero más comúnmente con todos sus lados muy emp inados (>80%)
que se levantan nítidamente sobre el
piso del polje.
Figura 72. Aerofotografía de un área de calizas con un patrón
de depresiones kársticas en La Belleza, Santander - Colombia.
de
El agua puede llegar al polje como una corriente que procede de áreas aledañas no
calcáreas o como un flujo de manantiales que
brotan del borde de la geoforma. A su vez , el
agua sale del polje ya sea por resumideros
(ponors) por aberturas laterales a modo de
valles o gargantas que recortan una de las
paredes.
El piso del polje generalmente aparece cubierto con una capa de aluvión impermeable,
y su relieve puede verse interrumpido por colinas residuales llamadas hums (Figura 74).
Figura 74. Influencia estructural en la localización de poljes
Fuente: Foto IGAC. 7964.
10¡4-
No hay consenso entre los especialistas sobre el origen de los poljes . Inicialmente se
pensaba que eran el producto final de una
secuencia progresiva de alargamiento dep resional : dollna-o-uvala Ls.polje. Sin emba rgo,
esta idea se ha rechazado y únicamente se
señala que la mayo ria de los poljes tiene una
larga y complicada historia y que posib lemente han sido influenciados por las estructuras
geo lógicas.
105
e
o
f
o
•
Laberintos y torres kársticas: Se trata
de rasgos frecuentes en áreas de calizas, especialmente en los trópicos húmedos . Se caracteriza por la presencia de torres de roca de 30 a 200 m
de altura, que sobresalen por encima
de amplios y llanos pisos de valle con
cobertura aluviales.
9
a
Ap
cr a r
cada
Muchas de las torres tienen paredes casi verticales y cimas aserradas, redondeadas o tabulares. Se forman por el agrandamiento de diadasas y fallas paralelas abiertas, determinado por
el agua que corre a lo largo de estas, hasta su
coalescencia y posterior creación de profundos
cañones encajados o "calles kársticas", cuyas
intersecciones, también ensanchadas, contribuyen a formar un verdadero laberinto (Figura 75).
Figura 75. Laberintos, torres y planicie kársticos
Valles secos y valles ciegos: Resultan de
la pérdida de agua en los resumideros,
bien sea en un solo punto o en puntos sucesivos a lo largo del canal determinado
por la unión de varias uvalas.
LECTURAS COMPlEM E TARIAS
BUOL, HOLE and McCRACKEN. Soil Genesis and classification. lowa, State University.
1973. Pp. 108-115.
SALVAT EDITORES S. A. Cordilleras, terremotos y volcanes. Barcelona, España. 1975 .
P.113-141 .
SELVY, M. J. Earth's changing surface.
Oxford: Clarendon. 1987. P. 115-126; 1341.654; 303-323; 417-467.
STRAHLER, A. N. Morfologia glaciar. En:
Geografía Física. Barcelona, Omega. 1974.
P.542-568.
MACDONALD, G. A. Volcanoes. New Jersey,
Prentice Hall. 1972. 510 p.
THORNBURY, W. D. Principios de geomorfología. Buenos Aires: Kapelusz. 1966. Pp 335361; 390-407 ; 521-547.
OLLlER, C. Volcanoes. Cambridge, MIT
Press. 1969 .
VILLOTA, H. El material parental como elemento de fotointerpretación. Bogotá : CIAF.
1977.
4.3 GEOFORMAS DE
LAS ALTIPLANICIES,
SUPERFICIES
COLlNADAS,
ALOMADAS y
ONDULADAS.
Además de las cordilleras y serranias que ,
como se ha señalado antes, comprenden cadenas de montañas y colinas que se extienden Iinearmente con un rumbo definido, en
este subcapitulo se analizan superficies sin
mostrar un claro direccionamiento, ya provenientes de la denudación de antiguas llanuras agradacionales o si no, del aplanamiento
diferencial de anteriores cordilleras y serranias, determinado por una acción prolongada
de los procesos denudacionales.
El primer caso corresponde a las que en este
contexto se denominarán altiplanicies, mientras que el segundo cobija las llamadas superficies de aplanamiento o superficies de
denudación.
4.3.1 A1tillanuro OAltiplanicie
Unidad genética de relieve de extensión regional que comprende todo tipo de antiguas
llanuras agradacionales solevantadas (marina, f1uvio-marina, lacustre, aluvial, diluvial, diluvio-aluvial, hidrovolcánica, f1uvio-volcánica,
glaciaria, glacifluvial, ignimbrítica, basáltica,
estructural, etc.), localizadas a diferente altitud y constituidas por capas o estratos horizontales de sedimentos y/o materiales volcánicos , las cuales han estado sometidas, por
diferentes períodos y con distinta intensidad,
a un ataque gradual del conjunto de procesos
degradacionales, incluida una fuerte meteo-
t t
rcac re«
de
las
Geofo rmas
rización y desarrollo pedogenético y, posteriormente, la erosión fluvial y algunas formas
de remoción en masa , hasta transformar su
morfología inicial ya subdividiéndolas en porciones menores separadas por gargantas y
valles , o bien disectándolas totalmente mediante una intensa red de drenajes.
La variada morfología que exhiben estos paisajes en el presente ha sido inducida, entre
otros , por los siguientes factores:
a. Consistencia, uniformidad y permeabilidad de los materiales estratificados;
b. Grado de elevación de la llanura inicial;
c. Estado de desarrollo erosivo del paisaje ;
d. Clima bajo el cual ha evolucionado;
e. Características pedogenéticas del solum
(horizontes A y B de los Suelos).
Durante esta etapa inicial de denudación las
altillanuras son surcadas por cursos de agua
que escurren libremente sobre la escasa
pendiente de la superficie, configurando un
modelo de drenaje dendrítico cuya densidad
depende de la consistencia y permeabilidad
de los estratos superiores o de los suelos desarrollados sobre estos. Si la llanura inicial se
halla muy elevada, los ríos mayores excavan
rápidamente profundas gargantas y cañones
(Figura 76a), los que con ayuda de la remoción en masa van ensanchándose a costa
de la reducción cada vez mayor de los interf1uvios tabulares que pasan sucesivamente
por las formas de mesas amplias, mesetas y
bulles, hasta finalmente configurar un relieve
de montañas o lomas de cimas aplanadas y
concordantes, especialmente cuando los estratos superiores son duros ylo porosos y el
clima relativamente seco (Figuras 76 b Y 76
c).
Geomorfologla
Aplicada
el a s i f ¡ca ció n
Figura 76. Diferentes fases de desarrollo
de una altillanura degradada en clima seco
b
es tan marcada , como tampoco lo es el relieve resultante. Aqui también el sistema fluvial
sigue un modelado dendrítico, con segmentos más homogéneos en cuanto a longitud y
profundidad, pero con diferencias en su densidad y en la forma y amplitud de los interfluvios, según que predomi nen materiales algo
consistentes y permeables como arenas,
gravas , piroclásticos, etc. (densidad media
e interfluvios amplios), o materiales blandos
como arcillas y margas (densidad alta e interfluvios estrechos). En todos los casos pero
a difere nte veloc idad, el avance de la denudacíón muestra en la madurez temprana una
topografía alomada típica (Fígura 77a). En la
madurez avanzada el paisaje se torna colinado , con cimas estrechas y concordantes.
(Figura 77 b): posteríormente se reducen los
niveles interfluviales, se redondean y configuran una superficie de lomas y finalmente , de
suaves ondulaciones, esto es, una penillanura (Figura 77 c).
del a s
G e o f o r m a s
A menudo las colínas y lomas aparecen separadas por algunos valles estrechos colmatados , de fondo plano y plano-cóncavo, lo cual
es más frec uente en formaciones de arcillas
y margas .
Dependiendo de las condiciones medioambientales y del tipo de intensidad con que han
actuado los procesos degradacionales, prácticamente todas las altillanuras ofrecen hoy en
día una morfologia semejante a las descritas
atrás. De otro lado, se considera que en las
altillanuras iniciales debieron formarse suelos
profunda e intensamente meteor izados, tales
como Mollisoles y Alfisoles paleícos, Ultisoles
y Oxisoles (bajo climas relativamente húmedos), los cuales han sufrido posteríormente
un proceso de rejuvenecimíento gradua l, a
medida que la erosión remontante ha progresado modificando el relieve . Por ello es posible encontrar asociados suelos seniles de las
áreas planas mejor conservadas , con suelos
jóvenes y unidades misceláneas de los sectores más degradados y escarpados.
Figura 77. Ejemplos de altillanuras degradadas
c
Fuente: Strahler, 1974.
a
El paisaje presenta una topografia muy caracteristica cuando se alternan materiales duros
de areniscas y caliza (esta última sobre todo
en climas áridos) con estratos blandos de arcillolitas o margas. Las segunda s son erosionadas más fácilmente y si están debajo de
estratos consistentes, acentúan los escarpes
o cornisas suprayacentes, mientras hacia la
base forman laderas más suaves . Este patrón tiende a ser repetitivo hacia el fondo de
los cañones (Figura 76 c).
10
De otro lado, es frecuente que hacia los bordes de las mesetas , los procesos erosivos
tiendan a poner al descubierto parte de los
estratos sedimentarios o volcán icos más resistentes, a modo de niveles de terrazas o
rellanos, tal como ocurre en los materíales de
la Formación Mesa, entre Armero y Honda en
Colombia .
En el caso de altillanuras de poca elevación,
la profundización de los cauces de los rios no
b
e
Fuente: Strahler, 1974.
109
Geomorfologia
Clasi ficac ión
Aplicada
4.3.1.1 Paisajes de las altillanuras
degradadas
•
Mesa estructural en areniscas, calizas,
conglomerados.
Desde un punto de vista geomorfo-pedológico, la definición de paisajes dentro de cualquier altiplanicie degradada debe hacerse
mediante una combinación de la morfologia
y litología predominantes, pero teniendo en
cuenta que cubran una extensión significativa
dentro de la unidad genética de relieve.
•
Escarpe, cañón y cañada en complejo
sedimentario.
•
Superficie colinado-ondulada en complejo de arcillas, lodolitas y limolitas.
(Figuras 78 y 79).
•
Superficie alomada en materiales hidro-volcánicos , Iluvio-volcánicos , etc.
A continuación se citan ejemplos de paisajes
residuales de las altillanuras degradadas:
•
Cono o talud de derrubios.
•
Glacis coluvial, valle coluvial.
•
Valle coluvio-aluvial o aluvial.
•
Meseta, mesa y bulle basáltico, ignimbritico , etc.
d e
l a s
Geoformas
Figura 79. Imagen de radar de la Amazonia, donde se aprecian: colinas estructurales (E),
superficie colinado-ondulada (SC) y valle aluvial (V). Zona de Araracuara, Colombia.
Figura 78. Panorámica de una superficie colinada en conglomerados y areniscas
tobáceas de la formación Zarzal, desarrollada a partir de una antigua planicie lacustre.
Cartago - Valle. Colombia.
En algunos de los paisajes anteriores esposible reconocer geoformas secundarias o subpaisajes, por ejemplo según su
posición dentro del paisaje respectivo.
Asi, en un paisaje colinado, conformado
por
estratos
horizontales
de
diferentes sedimentos intercalados (Figura 80).
Figura 80. Elementos reconocibles en las geoformas estratificadas horizontales degradadas:
a: Cimas tabulares; b : Laderas superiores; c: Rellanos; d: Cornisas ; e: Laderas inferiores.
Fuente :' Foto P. Serrata, 1989.
Una superficie predominantemente ondulada, con algunas geoformas residuales aisla-
das (butes) constituirla una peneplanicie (ver
siguiente capitulo).
111
Geomorfolog
a
Apl
cada
4.3.2 Superñrie de Aplonomiento (Plonotion
Surlace) *
Se trata de una unidad genética de relieve
compleja que abarca los variados paisajes
resultantes del proceso de aplanamiento relativo de anteriores cordilleras y serranías,
determinado por un trabajo prolongado y con
frecuencia policíclico de los agentes degradacionales de cualquier índole.
Tanto las fases del proceso de aplanamiento
de los sistemas montañosos, con la incidencia que sobre el mismo han tenido el diastrofismo (ascensos orogénicos, epirogénicos,
basculamientos, combamientos) y los numerosos y rápidos cambios climáticos asociados
a las eras glaciales e interglaciales que han
afectado al planeta a través del tiempo geológico, fueron ya discutidos en el subcapítulo
3.5, que trata sobre el ciclo geomorfológico
de denudación.
No se pretende en este contexto entrar a
analizar los pros y contras de las diversas
teorías relacionadas con el ciclo o cronología
de la denudación, ni de las varias terminologias propuestas para denominar los paisajes;
tampoco se persigue definir la exacta naturaleza del origen de algunos de estos, porque
de acuerdo con Selby (1987) la mayoría de
remanentes de superficies de aplanamiento
que existen hoy en día parecen ser de edad
Mesozoica o Terciaria, lo cual inevitablemente lleva a concluir que estas han tenido una
larga y compleja historia de procesos de meteorización y erosión. Si algún interés hubiere
en el lector sobre los tópicos anteriores, puede recurrir a la bibliografía que se cita al final
de este capítulo.
Aquí únicamente se describen las características geomorfo-pedológicas de los paisajes
que pueden enmarcarse dentro del concepto
general de superficie de aplanamiento, bien
*
Algunos autores se refieren a estas unidades
co mo superficies de erosión (erosion suriaces).
1 12
Clasificación
sea que hayan alcanzado la senilidad o que
se hallen en etapas previas, con sus relieves
algo más acentuados, debido a rejuvenecimiento por ascensos epirogénicos, a descensos del nivel del mar (diastrófico o glacial) o a
compensación isostática.
de
las
Geoformas
Figura 81 . Panorámica de la superficie de aplana~ ien.to
elevada de Colombia, Reg ión de Santa Rosa, Antloqu la.
4.3.2.1 Penillanura o peneplanicie (del latin
paene=casi, y planities=planicie)
Término introducido por Davis (1889) para
describir el paisaje desarrollado hacia el penúltimo estado de un ciclo geomórfico de denudación, supuestamente bajo clima húmedo, a partir de un territorio que en pasadas
épocas geológicas comprendía una cordillera, serranía o altillanura, pero que con el
transcurso de los siglos ha quedado más y
más rebajado hasta una cuasi-llanura, muy
probablemente como resultado de una denudación policíclica que desgastó principalmente los trechos interfluviales.
Se trata de una superficie de extensión regional, caracterizada por un bajo relieve local y
una baja altitud absoluta (con relación a su nivel de base), cuya topografía es suavemente
ondulada, con concordancia de niveles interfluviales, a veces cruzada por algunas serranías de escasa longitud, pero más frecuentemente con remanentes locales de erosión
que sobresalen sobre el nivel general del terreno a modo de cerros alislados**. Las llanuras aluviales constituyen una baja proporción
del paisaje total, no así los glacis coluviales y
los valles coluvio-aluviales (Figura 81).
Fuente: Foto IGAC 1943.
Figura 82. Peneplanicie recortada en rocas de diferente naturaleza.
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Ciertas superficies, para reconocerse como
peneplanicies procedentes de antiguas cordilleras, deben presentar además truncamiento
de diferentes rocas (Figura 82), las que se
supone conformarían ese sistema montañoso
procedente. No obstante, aquellas peneplanicies provenientes de antiguas altiplanicies
agradacionales deben contener materiales
más homogéneos.
De otro lado, es de esperarse que dadas las
caracteristicas topográficas tan atenuadas
del paisaje y las condiciones climáticas favorables bajo las cuales ha evolucionado al
menos en su última fase, alli deben haberse formado profundas alteritas con suelos
intensamente meteorizados, ricos en arcilla
caolinita, sesquióxidos de hierro y aluminio o
arena cuarzosa (ultisoles, oxisoles, quartzipsamments), especialmente en los trópicos y
subtrópicos.
.. El origen y características de los montes-isla se
Teóricamente se piensa que en peneplanicies del trópico (etchplains) debe haber una
d iscuten poster iormente.
tendencia a la uniformización de los suelos
desarrollados sobre diferentes materiales
pero de naturaleza poco contrastante. No
obstante, es una hipótesis que debe probar
hasta qué nivel llega tal uniformización.
Según varios autores (Thornbury, 1967; Holmes, 1966 y Strahler, 1978) muchas peneplanicies han sido sepultadas por depósitos
más recientes, lo cual ha dificultado su reconocimiento. Tal es el caso de la peneplanicie
amazónica contigua a los Andes, que ha sido
sepultada con los aluviones Terciario-Cuaternarios procedentes de la cordillera; igual
1 13
Geomorfología
e l a s i f ¡ ca e i 6 n
Aplic ada
parece haber sucedido con superficies apIanadas de los escudos canadienses y ruso-siberiano, sobre las cuales se extendieron los
grandes casquetes de hielo pleistocénico,
dejando a su retiro enormes volúmenes de
sedimentos glaciarios. También se menciona
la posibilidad de algunas peneplanicies resurrectas pero, en general, parece haber un
consenso entre los geomorfólogos respecto a la dificultad para citar buenos ejemplos
de peneplanicies típicas desarrolladas en el
presente nivel de base de erosión, debido al
diastrofismo del Plioceno-Pleistoceno. Quizás un buen ejemplo en Colombia sea la que
hemos denominado penillanura del Guainía
-Vaupés, desarrollada en rocas del escudo
guayanés y cuya prolongación en Venezuela
ha sido bautizada por Zinck (1989), como la
penillanura del Casíquíare.
4.3.2.2 Peneplanicie elevada o solevantada
Paisaje poligenético que se formó ínicialmente conforme a los procesos señalados para
las peneplanicies, con todas las caracteristicas morfológicas inherentes a estas, y que
posteriormente fue elevado a diferente altitud
por los movimientos epirogénicos del Pliopleístoceno o por descensos diastróficos o c1imátícos del nivel del mar, con el consiguiente
rejuvenecimiento y remodelado del relieve.
Considerando la posibilidad de que las peneplanicies elevadas hubieran sufrido fallamíentos díferenciales, arqueamíentos o basculamíentos durante su ascenso, a tales fenómenos se debe agregar aquellos relatívos
a la reactivación de la denudación por efecto
del descenso del nivel de base de erosión,
los que en conjunto serán entonces los responsables de las modificaciones que pueden
exhibir hoy en dia estos paisajes en su morfologia precedente.
En principio, toda penillanura elevada debería
presentar muchos de los caracteres de una
peneplanície típíca, excepto el de tener una
baja altitud absoluta. No obstante , la erosión
remontante y el entalle de valles desde la superficie hacía el centro, además de las deformaciones por ruptura de su esqueleto rocoso
han contribuido a complicar la morfología y el
contenido pedológico del paisaje, a tal punto
que dentro de este es posible diferenciar:
a. Remanentes bien presevados, con relieve suavemente ondulado y niveles
interfluviales concordantes, además
de algunos montes-isla y alteritas profundas sobre diferentes rocas, coronadas por suelos muy evolucionados.
Estos remanentes tienden a localizarse donde constituyen la divisoria de
aguas y están distantes de las principales líneas de drenaje. (Figura 83).
Figura 83. Esquema de una peneplanicie solevantada
y fallada con sus diferentes unidades remodeladas por denudación.
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c. Superficies colinadas a fuertemente
socavadas, principalmente hacia los
bordes de la peneplanicie y en proximidades de los escarpes de falla, en
las cuales aún es posible reconocer
una cierta subigualdad de niveles interfluviales, pero con alteriras más superficiales aunque de espesor variable, quizás con algunos afloramientos
de la roca fresca y con suelos más y
más incipíentes resultantes del rejuvenecimiento determinado por la denudación.
d. Grandes cañadas, cañones y escarpes
que recortan profunda y ampliamente
a las superficies de aplanamiento, configurando verdaderos paisajes montañosos.
Cuando las superficies colinadas y lomerios
marginales están conformadas por materiales geológicos contrastantes, es probable que
en cada caso se dé un contenido pedológico
diferente, en el que pueden aparecer asociados remanentes de suelos viejos con suelos
jóvenes y hasta afloramientos rocosos.
Algunas superficies colinado-onduladas de
carácter local, con morfología semejante a la
descrita atrás, y que han resultado de una denudación avanzada de pequeñas serranias
(plegadas o falladas) de escasa elevación y
longitud, también pueden asimilarse al concepto general de superficies de aplanamiento, denominándoseles como periplanos.
Varios ejemplos de peniplanicies solevantadas han sido reconocidas en los Andes pe-
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: S u p e r [ it~ i f'
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1 14
Lonn-
ondu 10111 ..
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b. Lomeríos, aun con cimas concordantes, alteritas profundas y algunas discordancias topográficas (resaltos de
ladera) determinadas por el entalle de
las corrientes fluviales dentro de los pisos de los valles antiguos.
del a s
G e o f o r m a s
ruano-bolivianos (Myers, 1976) y colombianos (Soeters, 1980; Page & James, 1981;
Padilla, 1981, Thouret, 1983), en los montes
Apalaches, en las montañas Rocosas, en las
mesetas Central de Francia y Meridional de
España (Thombury, 1966); no obstante, las
más extensas y mejor conservadas se hallan
sobre los escudos de Godwana (africano,
brasileño-guayanés, etc.).
4.3.2.3 Relieves residuales y montes-islas
Paisajes misceláneos de las superficies de
aplanamiento que quedan como remanentes
no reducidos de la cordillera, serrania o altiplanicie original, configurando cerros aislados, masas diseminadas, pequeños grupos
o aun sierras de corta longitud, ya por estar
integrados por una roca más resistente a la
denudación como: arenisca cuarzosa, cuarcita, granito o neis, o bien por estar en las divisorias de aguas, alejados de las principales
líneas de drenaje . También existen montesisla formados en los mismos materiales de la
superficie de aplanamiento circundante, merced a la desuniforme meteorización de rocas
como los granitos, la cual es determinada por
un irregular patrón de diaclasamiento que a
veces deja enormes masas de roca sin fracturar (Piedra del Peñol-Antioquia). Como se
sabe, los granitos son rocas impermeables
que en principio solo meteorizan lentamente
en su superficie expuesta a las acciones termohidricas ambientales; no obstante, gracias
al intenso diaclasamiento que sufren durante
el enfriamiento del magma y los esfuerzos
diastróficos, ello permite la penetración de
agua a mayor profundidad y multiplica las superficies de contacto de la roca con el agua,
acelerando entonces su meteorización. De
este modo los grandes bloques no fracturados son exhumados y destacados más y
más, a medida que los agentes denudacionales remuevan las alteritas circundantes en
busca de su nivel de base de erosión (Figura
84).
+
115
Geomo
folog
3
-c p !
cada
Claslflcaclon
Figura 84. Desarrollo de montes-isla en rocas homogéneas
...
...
I
+
"'--Ma r izo
c'r
i s t n.l Lno
contribuye el trabajo de excavación lateral
que ejercen las corrientes mayores en su tramo inferior. justo antes de dejar la montaña y
de deseminar su carga en forma de abanicos
aluviales. Lo anterior gracias a que el gradiente de los abanicos es aproximadamente igua l
al del tramo aplanado. lo cual implica que alli
el río se halla equi librado y puede exca var lateralm ente hasta minar la roca de las estribaciones y taludes adyace ntes. A co ntinuación
se describen las geoformas de pedimento y
pedillanura:
•
Los montes-isla han recib ido diferentes denominac iones: rnanadnocks, bornhardts, inselbergs , peñones, cerros "pan de azúcar". etc .•
según la clase de superficie de aplanamiento
donde ocurren o de acuerdo con su morfologia. Sin embargo , por tratarse de cerros
rocosos . prácticamente sin sue lo y con una
escasa cobertura vegetal, en este contexto se prefiere la denominac ión genérica de
montes-isla. ya que todos constituyen tierras
misce láneas desde el punto de vista geomorfo-pedológico .
tientes por las que discurren. No llegan al mar
sino hasta la base de las montañas. en donde
se explayan dispersando su carga de sedimentos . los cuales pueden extenderse hasta
lagos secos o poco profundos que se forman
en el fondo de las depresiones inte rcordilleranas. Entonces. tal como se seña ló al describir el ciclo de denudac ión en climas áridos ,
las supe rficies de aplanamiento pueden estar
situadas a cua lquier altitud. debido a que se
desarrollan con relación a un nivel de base
local.
4.3.2.4 Llanura de pedimentos o pediplanicie
Ahora bien . teniendo en cuenta que en las zonas áridas la meteorización es predominantemente de tipo mecánico. con producción
de mantos incoherentes de arenas. gravas y
cantos pero escasa o ninguna arcilla (excepto si las rocas afectadas son arcillosas) , las
corrientes menores y las de cabecera dificilmente excavan valles de alguna profundidad;
más bien discurren superficialmente por las
laderas de las montañas y colinas removiendo los materiales meteorizados y desgastando esas laderas e interfluvios en forma de películas de suelo (erosión laminar o interfluvial)
o como un patrón intrincado de surcos que en
este cas o se remontan desd e su base hacia
las cabeceras. hasta reducir paul atinamente
su relieve .
En las regiones áridas y sem iáridas el modelado y evolución del relieve cord illerano, de
serran ias y altiplanicies también está controlado por la escorrentla, pero con la colaboración de la gravedad y del viento.
En esos ambientes también llueve . aun cuando sea una vez cada varios años , y cuando
ello sucede , los cauces llevan agua y realizan
la misma labor que los ríos de curso continuo
de las regiones más húmedas. No obstante,
la erosión y transporte de detritos es mucho
más espectacular debido a la muy escasa y
discontinua cobertura vegetal que no brinda
protección alguna al suelo. manto detrítico o
substrato rocoso.
De otra parte. las corrientes de agua de zonas desérticas son más cortas que las ver-
A este aplanamiento del substrato rocoso.
que finalmente adquiere una topografia de
glacis o pedimento (plano inclinado). también
Pedimento y glacis de erosión. Son entonces términos empleados para designar la
superficie loca l, suave a moderadamente
de
las
Geoform as
inclinada (1 a 15% aproximadamente).
con piso de roca . que se ha formado al pie
o interpenetrando cordilleras. serranías o
escarpes de altiplanicies de regiones áridas y que por lo general está cubierta por
una capa de aluviones gruesos de diverso
espesor (pocos centi metros a uno o dos
metros). en tránsito desde los niveles más
altos hacia niveles más bajos. Esa capa
de arenas y gravas a menudo es removida parcia lmen te por la fuerza erosiva del
viento o por la misma corriente de agua,
dejando al descubierto el substrato rocoso que en tales circ unstancias suele denominarse cuma pav imento del des ierto
(Figura 85).
Figura 85. Sección transversal esquemática de un pedimento
que recorta rocas sedimentarias plegadas y plutónicas
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Ab ani co
aluv ia l
+
Llanura de pedimentos o pedillanura .
Paisaje relativamente complejo conrformado por series de pedimentos
contiguos que vienen a constituir la
geoforma fina l de denudación de una
zona árida o serni árida, y que norma lmente aparecen asociados a montañas residuales y cerros aislados. como
también a glacis de acumulación y depresiones colmatadas.
En la formació n de las pedip lanici es lógicamente intervienen varias corrientes fluviales
mayores que eme rgen de las montañas. además de sistemas de arroyuelos intermitentes ,
los que en conjunto y mediante el efecto combinado de tres procesos:
a. Meteorización fisica y geoquimica;
b. Erosión interfluvial retrocedente por escurrimientos difuso y en surcos;
c. Excavación y aplanamiento lateral de las
corrientes mayores con ayuda de desprendimientos gravitacionales. determinan la
interconexión de pedimentos cont iguos e
inclusive llegan a conectar los originados
en las vertien tes opuestas. a través de las
llamadas abras de pedimento.
Morfológicamente. una llanura de pedimentos presenta un relíeve total mayor y laderas
más emp inadas que una peneplanicie en el
mismo estado de desarrollo.
117
Geomorfo logía
Ap licada
Entre la pedillanuras divergentes bien desarrolladas se destacan protuberancias y cerros
aislados o en pequeños grupos, formados en
las masas rocosas correspo ndientes al primitivo eje de las cordilleras y serranías en vías
de aplanamiento. Al igual que los montes-isla
descritos atrás, estos constituyen misceláneos rocosos con escaso o ningún suelo;
su morfología es irregular, algo aristada, con
vertientes abruptas y variada elevación.
De otro lado, también suelen aparecer asociados a las pedíllanuras dos paisajes de
acumulación que se extienden como un continuun desde su base hasta el fondo de las
depresiones intercordilleranas. Uno está for-
Clasificación
mado por abanicos aluviales coalescentes
que en conjunto reciben el nombre de bajada
o glacis de acumulación , en donde pueden
ocurrir explotaciones agropecuarias cuando
se dispone de agua para riego. El segundo
paísaje corresponde a una superficie muy
plana en el sector más bajo (nivel de base
de erosión local) de la zona, con características de cuenca lacustre o fluvial efímera, con
frecuencia recubierta por una costra de salo
de fango seco y agrietado , la que se conoce
como playa. El conjunto de pedimento bajada, con su característica topografía inclinada
y regular puede nombrarse como un glacis
mixto (Figura 86).
Figura 86. Esquema de una llanura de pedimentos con sus geoformas asociadas
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1 19
I
5. PROCESOS DE AGRADACION y
GEOFORMAS CORRESPONDIENTES
a agradación comprende el conjunto de
procesos geomorfológicos constructivos
determinados tanto por fuerzas de desplazamiento, como poragentes móviles, tales
como: el agua de escorrenlía, los glaciares,
las corrientes de deri va litoral y corrientes de
marea, el viento, los cuales tienden a nivelar
hacia arriba la superficie terrestre, mediante la depositac ión de Jos materi ales só lidos
L
resu ltantes de la denudación de relieves
más elevados, ocasionada por ellos mismos.
Según el amb iente de depositación y la fuerza o agente de transporte responsable del
proceso agradacional, este recibe distintas
denominaciones. tal como puede apreciarse
en la Tabla 7.
Tabla 7. Clasificac ión de los procesos agradacionales, según agente responsable.
Proceso Geomorfológico
Fuerza o Agente
Sedim enta ción coluvial
Gravedad. lluvia . escurrimiento difuso
Sedimentación diluvial
Gravedad yagua del suelo
Sedimentación aluvial
Agua de Escorrenlía
(costero-marina y lacustre)
Corrientes de deriva litoral y corrientes de marea
Sedimentación eólica
Viento
Sedimentación glaciárica
Glaciares
Sedimentación mixta
Combinación de los anteriores
Es conveniente destacar aqui las tres primeras
formas de sedimentación del cuadro anterior. cuyos materiales reciben respectivamente el nombre de coluviones, diluviones y aluviones. Estos
muestran, al momentode depositarse. diferentes
relaciones de proporcionalidad entre las partes
sólida y liquida. lo cual va a incidir ampliamente
tanto en la distancia a la cual se depositandesde
la fuente de origen, como en sus caracteristicas
morfológicas extemas e intemas.
1e l
Geomorfologia
Esas relaciones de proporcionalidad serían
las siguientes:
-
-
-
Coluvión : porcentaje material sólido >
porcentaje agua. Procede de deslizamientos, derrumbes, flujos terrosos, desprendimientos.
Diluvió n: porcentaje material s ólido» porcentaje agua. Procede de flujos de lodo y
de lahars.
A luvión : porcentaje material sólido < porcentaje agua . Procede del acarreo fluvial.
En consecuencia , los coluviones se depositan a corta distancia de su fuente , con lo cual
los fragmentos no alcanzan a modificar sus
formas angulares; su distribución es caótica ,
sin sorteam iento ni estratificación, y externamente dan a lugar a una topografia irregular,
inclinado-ondulada.
En cuanto a los diluviones, la distancia recorrida, topografía y el redondam iento de sus
fragmentos rocosos dependerán de la viscosidad o fluidez del lodo, dada por la proporción de agua que contenga; si son viscosos ,
su recorrido será menor, su topografía rugosa
e irregular, con lóbulos frontales escarpados
y con fragmentos subangulares. Si el lodo es
fluido, su recorrido puede ser considerable,
suficiente para permitir el redondeamiento de
sus fragmentos rocosos; la superficie tiende a
ser más regular y nivelada gracias a la mayor
proporción de agua contenida. En todos los
casos, los materiales se entremezclan durante su desplazamiento y finalmente se depositan caótica mente, sin sorteam iento alguno ni
estratificación.
Por su parte , los aluviones acarreados por
tracción-rodamiento y en suspensión , normalmente recorren mayores distancias con lo
cual se favorece la formación de cantos rodados , y al depositarse lo hacen en capas o
estratos delgados, con claro sorteamiento y
con nivelación de su superficie.
En conclusión, los depósitos coluviales y diluviales guardan semejanza en sus caracte1 22
Procesos
Aplicada
ris ticas internas pero difieren externamente.
A su vez, los depósitos diluviales y aluviales
presentan morfología exte rna similar pero difieren en la interna. Coluviones y aluviones
son desimilares externa e internamente.
-
5.1 SEDIMENTACIÓN
COLUVIAL*
Proceso de depositación o acumulación de
materiales heterogéneos de variado tamaño (particulas y fragmentos del suelo) sobre
rellanos y base de las laderas de montañas,
colinas, lomas y escarpes, materiales que
proceden de aquellos ren órnenos de remoción en masa en los cuales hay translocación
de detritos por acción gravitacional e hidrogravitacional, tales como: flujos terrosos,
deslizamientos, derrumbes, desplomes, etc.
Igualmente comprende las acumu laciones
más finas y homogéneas procedentes de la
suma de los fenómenos de erosión laminar
o interfluvial, eros ión pluvial y reptación de
suelo (Fairbr idge, 1968; Rice, 1948; Challinor, 1967; Bates , and Jackson, 1987; Selvy,
1987).
Los sedimentos caractieristicos de estas formas de agradación reciben el nombre genérico de coluviones o culluvium , los cuales
tienen las siguientes caracteristicas diagnósticas:
a. Material de deslizamientos, derrumbes,
flujos terrosos, etc .:
-
Pobremente sorteados y heterométricos, con material de suelo y fragmentos de roca angulares a subangulares,
cuyo tamaño varía desde las gravillas
hasta enormes bloques.
-
Distribuidos irregularmente, en forma
caótica , sin estratificación.
* Latín cottuvies »
Mezclas .
Su compos ición litológica es, por lo
comú n, homogénea y estrechame nte
relacionada con la de las laderas superiores adyacentes, de donde proceden los materiales. Conocida la naturaleza del materia l parental de dichas
laderas, fácilmente puede deduci rse
la composición de los coluviones depositados al pie.
b. Coluviones translocados por reptación ,
erosión pluvial e interfluvial:
-
Presentan mejor sorteamiento y son
más homogéneos en el tamaño; incluyen principa lmente particulas de
suelo y fragmentos menores tamaño
gravilla y cascajo.
-
Están distribuidos en capas de poco
espesor, a menudo con líneas de gravillas y a veces con uno o más horizontes A sepultados.
-
Su mineralogia puede estar relacionada con productos de meteorización .
5.1 .1 Talud de derrubias, piedemante caluvial,
laderas (aluviales
Las geoformas coluviales se originan cuando
el movimiento gravitacional de los detritos rocosos y material de suelo se detiene gracias
a una reducción de la pendiente y por ende
de la velocidad. Sus rasgos morfológicos dependerán entonces del volumen y tamaño de
los materiales acumulados; de la inclinación
y forma de la pendiente (recta , convexa , cóncava) por donde se desplazan, y de la topografía y amplitud del terreno sobre el cual se
depositan (Figura 87).
Las Unidades Genéticas de Relieve a que
dan lugar, en su conjunto reciben los nombres
de Talud de derrubios, piedemonte coluvial o
campo coluvial, según que estén constituidos
predominantemente por fragmentos de roca;
o material de suelo y menor proporción de
de
Agradación
y
Geofo rmas
fragmentos; y en el terce r caso, a que formen
unidades dispersas, de escasa extensión.
Los principales paisajes coluviales se describen a continuación .
5.1.1.1 Cono de derrubios
De acuerdo con Strahl er (1974) , este paisaje se forma al pie de acantilados, escarpes
y laderas muy empinadas y prácticamente
sin suelo ni vegetación, por la acumulación
de fragmentos de roca (entre 50 y 80%) de
variado tamaño (gravas hasta enormes bloques) resultantes de la meteorización física
por gel ifracción o termofracción de los materia les de ta les terrenos. Esos fragmentos,
desprendidos de los escarpes en caída libre
o rodando cuesta abajo, van formando aglomeraciones de bloques sue ltos que adoptan
una forma semicón ica , por lo cua l se les denomina conos de derrubios .
La ladera de un paisaje tal , recién formado, tiene un ángulo de reposo de unos 35°,
sea cual fuere el tipo de roca y la forma de
los bloques. Cuando el cono contiene fragmentos con amplio rango de tamaño, estos
tienden a disponerse en un patrón selectivo,
con los bloques mayores hacia la base debido a su mayor momento y a su facilidad
para rodar, y los fragmentos más y más pequeños hacia el ápíce (Figura 88) .
Los conos de derrubios actuales y subactuales, aun los recientes , de zonas periglaciales y de zonas secas son inestables
ya que no hay cohesión entre fragmentos ;
por ello es fácil que un sobrepeso (caída
de nuevos bloques) produzca deslizamiento de parte de los materiales. De otro lado,
al no formarse suelo que sustente una cobertura vegetal continua , debido a la pobre
capacidad de retención de humedad de los
fragmentos, estos paisajes constituyen tierras misceláneas desde un punto de vista
pedológico.
1 23
Geomorfología
Apl icada
Procesos
Figura 87. Talud de derrubios al pie de un escarpe rocoso en Moraine Lake, Canadá.
de
Agradación
y
Geoformas
Figura 88. Conos de deslizamiento coalescentes (P1) formados al pie
de las laderas que limitan el valle del río Medellín-Bello, Colombia.
Fuente: Foto 1GAC. 1957.
Fuente : Foto Harmon, Carole, 1999.
5.1.1.3 Coluvlo (de remoción), rellano
coluvlal
Por su parte, los conos más antiguos y bajo
condiciones de clima más propicias tienden a
desarrollar suelo y cobertura vegetal estabilizadora. No obstante , su fuerte pendiente los
inhabilita para cualquier clase de explotación
agropecuaria.
La sucesión de conos de derrubios formados
hacia la base de un escarpe recibe la denominación de talud de derrubios.
5.1.1.2 Cono de deslizamiento
Bajo esta denominación se cobijan los conos
coluviales originados por la sedimentación
caótica de materiales detríticos (fragmentos
de roca y abundante material de suelo) resultantes de deslizamientos y especialmente de
flujos terrosos originados en las cabeceras
de valles o de microcuen cas hidrográficas, y
que se han desplazado a lo largo de barran cos o de laderas cóncavas, hasta una base
relativamente amplia y de menor pendiente.
Justamen te, son la pendie nte confinada y la
base amplia los factores que determ inan el
explayamiento de los coluviones para formar
1'12 4
el paisaje con apariencia de una sección de
cono .
Aparte de su forma, estos paisajes se caracterizan por su topografia algo irregular, cóncava
en sentido longitudinal, con pendientes fuertemente inclinadas (12-25%) a moderadamente
empinadas (25-40%) y un patrón de disección
distributario de baja densidad. Internamente ,
los materiales aparecen mezclados irregularmente, a menudo con menos de 60% de fragmentos de roca dispersos en la masa térrea y
aun aflorando en la superficie, especialmente
hacia su parte basal. (Figura 88). Ello incide
ampliamente en el patrón de distribución y características variadas de sus suelos.
Comprende los restante depósitos de lade ra procedentes de deslizamientos planares,
de avalanchas, de flujos terrosos y de des prendimientos-desplomes de tierras, compuestos por alteritas solas o mezcladas con
Generalmente se localizan en forma continua
al pie de las vertientes, o de manera dispersa
y como unidades menores , sobre rellanos y
base de las laderas (Figura 89).
Figura 89. Aerofotografía donde se destacan varios coluvíos de remoción ( Cl hacia la base
del escarpe de un Abanico terraza antiguo. Fusagasugá, Colombia.
Debido a sus pendientes más suaves , en comparación con aquellas del terreno circundante
laderas arriba , la geoforma es utilizada más
intensamente en actividades agropecuarias.
La sucesión de conos y otras formas coluviales
al pie de una vertiente dan lugar a un pledemonte coluvlal , cuyas dimensiones dependen
en gran medida de la longitud de las laderas.
fragmentos rocosos hete rométricos, y que
carecen de una forma externa características .
Fuente: Foto IGAC. 1965.
Geomorfo log ía
Su topografía es irregu lar, inclinado-ondulada, con frecuentes abombamientos del
terreno delante de las depresiones, en las
cua les suele empozarse el agua de las
lluvias y cuya infiltración puede promover
nuevos fenómenos de remoción en masa .
Aun cuando las pend ientes locales son
amp liamente contras tantes, desde muy
suaves hasta empinadas, el gradiente promed io es marcadamente menor que el de
las laderas superiores circundan tes, y ello
se des taca todavía más sobre fotografías
aéreas porque las construcciones rurales y
el uso de la tierra son más intensivos que
en dichas laderas.
La clasificación geomorfo-pedológica de
los paisajes coluviales se realiza de acuerdo con el origen de los co luviones, el cua l
puede deducirse conociendo la litología de
las vert ientes de donde proceden, v. gr. coluvios derivados de granitos, de esqu istos ,
de areniscas y arcillolitas , de diabasas con
mezcla de ceniza volcánica, etc .
Dos factores por tener en cuenta al clasifi car coluvios de remoción dentro de una región determinada, con propósitos de reconocimiento de suelos, son : su origen común
(aunque no necesariamente su composición) y un Iimitante también común para fines de uso y manejo, como es su abundante pedregosidad interna y superficial.
5.1.1.4 Glacis coluvial; valle estrecho
c o luv ial
Paisajes de escasa extensión , con topografía regu lar, suavemente inclinada (pendiente de 1 a 7%) , formados al pie de las
colinas, lomas u ondulaciones por la deposltación gradual de capitas de material de
suelo y fragmentos menores desprendidos
por la erosión pluvial, por la erosión lami nar interfiuvial y arrastrados por reptación
o mediante saltación de partículas cuesta
1 26
Pr o c e s o s
A plicada
abajo por incidencia de la gravedad (Figura
90).
d e
A g r adaci6n
y
Geofo rmas
Figura 90. Panorámica de un glacís coluvial formado al pie de un crestón en areniscas,
en segundo plano. Usme-Cundinamarca.
La fina estratificación que caracteriza a estos paisajes suele incluir algunas líneas de
gravilla y cascajo (stone-lines), y por inversión de horizont es pedogenéticos desde
su pos ición original, tamb ién es fact ible la
prese ncia de uno o más horizont es A sepultados.
Desde el punto de vista geomorfo-pedológico, los glacis co luviales no siempre prese ntan un pat rón de suelos homogéneo
como quizás podría esperarse, pues la ciase e intensidad de los procesos de ladera,
que frecuen teme nte varían de un sitio a
otro, inciden a su vez en la sed imentación
de secuencias granulométricas heterogéneas . En otras palabras, es de espera rse
sue los pertenecientes a diversas familias
textura les.
Debido a las reducidas dimensiones de los
glacís coluviales, no siempre cartografiabies en levantamientos de pequeña escala, normalmente se opta por asociárse les
al paisaje de lomas o colinas de donde proceden sus materiales.
Un paisaje geomorfológico asociab le a los
glacis es el Valle estrecho coluvial, el cua l
se forma cuando los co luviones finos proceden de laderas confluyentes hac ia una
vag uada co mún, dando lugar a un valle de
fondo cóncavo, sobre cuyo centro a veces
se recorta alguna quebrada o arroyo. En
caso contrar io es frec uente encontrar humedad a poca profundidad y algunas marcas de hidromorfismo en los suelos.
Si la corriente fluvial que transcurre por un
vallecito intercolinas llega a depositar Iinearmente algunos aluv iones, junto con los
aportes gravitacionales laterales da lugar a
un valle estrecho coluvio-aluvial de fon do plano-cóncavo.
Fuente: Foto P. Serrato. 2000.
5.2 SEDIMENTACiÓN
DILUVIAL*
Este proceso agradacional tiene lugar cuando uno o sucesivos flujos de lodo y detritos
se detienen por incidencia de diversos factores, originando así paisajes cuya morfología
y composición depende, entre otros:
-
De la fluidez del Iodo.
-
Del volumen y/o sucesión de capas
de lodo depositadas.
De la naturaleza y condición de los
materiales afectados.
a. Materiales heterométricos, pobremente
sorteados que incluyen material de suelo
y fragmentos de roca subangulares hasta
redondeados.
b. Con distribución caótica, irregular, dispuestos ya como un depósito único o
como capas espesas, de alrededor de
un metro o más de espesor, superpuestas en patrones complejos, a menudo con
intercalaciones y/o sobrecubrimientos de
capitas de aluviones u otros materiales
alóctonos .
c. De composición generalmente heterogénea, especialmente cuando el flujo de
lodo ha recorrido considerables distancias
afectando sectores de diversa litología.
De las características topográficas del
lugar en donde se depositan.
El nombre genérico adoptado en este contexto para denominar a los lodosy lahares depositados en cualquier ambiente subaéreo es el
de diluvión o dilluvium, cuyas características
diagnósticas son:
5.2.1 Unidades Genéticos y Paisajes Diluviales
Las unidades genéticas de relieve a que dan
lugar los depósitos diluviales coalescentes o
no son:
1,2¿7¡
GeomorfoJogía
Aplicada
a. Piedemonte diluvial, a veces asociados
con geoformas coluviales y aluviales;
b. Valle diluvial intramontano.
En las anteriores unidades es posible reconocer los siguientes paisajes geomorfológicos:
5.2.1.1 Abanico de lodo o de lahar
Paisajes generalmente de grandes dimensiones, que se forman al pie de un sistema
montañoso o dentro de grandes depresiones
intramontañas, como aquellas características
de cubetas sinclinales y de anticlinales excavados, cuando uno o sucesivos flujos de lodo
suficientemente fluidos emergen violentamente desde sectores empinados, explayándose sobre los terrenos bajos en un patrón
Procesos
caótico, sin sorteamiento alguno, tal como ha
acontecido en las regiones de Armero-Colombia (Figura 91), y de Yungay-Ranrahirca,
Perú .
El alto contenido de agua de los lodos determina , al momento de depositarse, una relativa nivelación de la superficie de la geoforma, la cual alcanza al asentarse inclinándose
entre 3-12% aproximadamente. De otro lado,
la mayor densidad de los lodos les permite
transportar grandes bloques de roca, aun
después de su explayamiento.
La falta de sorteamiento de los materiales
implica la presencia de material de suelo,
gravas, piedras y bloques, en proporciones
variables, en cualquier posición del abanico,
esto es, en su ápice, cuerpo y base.
Fígura 91. Vista aérea parcial del flujo de lodo que sepultó a la ciudad de Armero
en noviembre de 1985. Tolima-Colombia.
Fuente: Foto 1GAC, 1985.
Consecuentemente, el patrón de los suelos
tiende a ser relativamente homogéneo en
todo el paisaje. Las diferencias que pudieran
detectarse durante un levantamiento edafológico tal vez podrian explicarse por un recubrimiento parcial del abanico con flujos de lodo
más recientes y quizás con una composición
diferente.
En Colombia son numerosos y espectaculares los ejemplos de abanicos diluviales y
diluvio-aluviales. Se destaca entre otros, los
macroabanicos de Armenia-Pereira e Ibagué,
formados hacia la base de las vertientes occidental y oriental de la Cordillera Central,
respectivamente; y la sucesión de abanicoterrazas de Pasea , Fusagasugá-Chinauta y
Tolemaida, localizados en depresiones intramontanas a lo largo de la vertiente oeste de
la Cordillera Oriental. Por una extraña coincidencia, todos ocurren entre los 4°30' de latitud norte.
El abanico de Armenia-Pe reira se extiende
desde los 2.300 m hasta la denominada "barrera sedimentaria de Santa Bárbara", a unos
1.000 m de altitud, alcanzando una longitud
media de alrededor de 30 km. Está constituido por espesas capas de lahares y otros
materiales hidrovolcánicos, probablemente
depositados entre Pleistoceno Medio y Superior, sobre los cuales la escorrentía ha labrado
una densa red de drenajes, distributarios, con
valles estrechos y profundos, e interfiuvios
amplios y aplanados. Posteriormente caerían
sobre la unidad mantos de ceniza volcánica
que suman entre 6 y 8 m de espesor.
de
Agradación
y
Geoformas
En cuanto al tercer caso, comprende una sucesión de antiguos abanicos de lodo y detritos, en el presente reducidos por la erosión
a estrechos abanicos-terrazas limitados por
grandes escarpes, cuyos potentes depósitos
de materiales parecen proceder de un gigantesco circo de deslizamiento localizado en las
cabeceras del sistema (páramo de Suma paz)
a más de 3.200 m de altitud. Tales diluviones cubren primero la depresión anticlinal de
Pasea, entre las cotas de 3.000 y 2.500 m;
más abajo, el gran sinclinal de FusagasugáChinauta entre las cotas de los 1.900 y 800
m; y finalmente , el sinclinal de El Nilo entre
600 y 500 m de altitud. Las tres unidades se
comunican a través de estrechos boquerones
determinados por fa llamiento de los anticlinales y homoclinales que les enmarcan. Tanto
su disposición espacial y la continuidad de su
declive, como la naturaleza de sus sedimentos y su régimen depositacional, en los cuales
no se advierte camino abrupto, sugieren que
todos deben proceder de una misma fuente y
que su formacióln debió ser sucesiva (ViIlota,
1980) (Figura 92) .
5.2.1.2 Coladas de lodo y lahar
Paisaje determinado por flujos de lodo y lahares viscosos y muy densos que se desplazan
lentamente hasta detenerse a corta distancia
de la zona de despegue, ya colmando valles
erosionales o artesas glaciarias, o bien recubriendo abanicos, terrazas o laderas montañosas poco empinadas. Su morfologia exterPor su parte, el abanico de Ibagué se extien- • na guarda una gran semejanza con las colade desde la cota de los 1.500 m hasta una das de lava arrojadas por ciertos volcanes, es
barrera de rocas plegadas (Gualanday) situa- decir, son de formas alargadas y lobuladas,
da a unos 500 m de altitud, en un recorrido de superficie rugosa e irregular, que remata
promedio de 35 km. Su carácter es diluvial- en un frente abrupto (Figura 93).
aluvial, ya que comprende capas alternas de
lodos heterométricos y aluviones finos , en Internamente presentan una mezcla de fraglos primeros destacándose cantos rodados mentos rocosos angulares a subangulares,
de origen volcánico, plutónico y metamórfi- con material de suelo , ceniza volcánica o
co. Los rios mayores que lo surcan , como el materia orgánica , lo cual asegura cierta uniCombeima y Coello, han excavado profundos formidad en el patrón de los suelos . En la
y amplios valles hoy en dia rellenados con superficie de la unidad también es comú n la
nuevos aluviones.
pedregosidad .
129
Geomorfo logia
Aplicada
Procesos
Figura 92. Imagen Landsat TM del centro de Co lombia donde se aprecian
los abanico-terrazas dil uv iales de Pasca (1), Fusagasugá-Chinauta (2)
y Tolemaida (3), así como el abanico diluvio-aluvial de Ibagué (4).
Agradación
y
Geoformas
rriente madre, que deja sin embargo algunos
remanentes en los recodos del río, o sea las
terrazas.
gran uniformidad en niveles equivalentes de
terrazas, especialmente en aquellas más antiguas.
El relleno con aluviones de los valles en V
sólo podría explicarse por un represamiento
de la corriente que condujera a la sucesiva
decantación de su carga de sedimentos y,
más tarde, al entallamiento y erosión parcial
de los depósitos. Si este fuera el caso, las
terrazas aluviales exhibirian una fina estratificación y sorteamiento vertical de los aluviones según su tamaño.
Es importante aclarar aqui que los valles estrechos aluviales (con su vega y terrazas)
normalmente ocurren en áreas montañosas
constituidas por rocas blandas que facilítan el
trabajo lateral de las corrientes. es decir, el
ensanchamiento del valle y su posterior colmatación.
En cambio. el relleno de 'un valle erosional
con flujos de lodo o lahares es más factible.
en primer lugar porque se trata de masas
más voluminosas y densas que la carga de
aluviones de una corriente; y complementariamente en los casos en que:
Figura 93. Vista aérea de las co ladas mixtas de lahar y lava que colmatan
los antig uos va lles gla ciares del Otún y La Leona. Risaralda-Colom bi a.
de
a. El flujo de lodo, durante su desplazamiento, capture más y más material sólido hasta tornarse más y más denso.
b. Se incremente la rugosidad o aspereza
del cauce con la consiguiente pérdida de
energia del flujo debido a una mayor fricción.
c. La dirección o alineamiento del cauce se
torne irregular, con sucesivos cambios
bruscos que finalmente determinen el frenaje y depositación de los lodos.
Debido al carácter erosivo de la corriente madre, esta tenderá enseguida a iniciarse sobre
el relleno diluvial, primero hasta alcanzar su
lecho anterior y luego su nivel de base, dejando a menudo en los recodos del valle algunos
restos. los que bajo condiciones climáticas
propicias llegan a estabilizarse con ayuda de
la vegetación colonizadora.
5.3
SEDIMENTACIÓN ALUVIAL OflUVIAL'
En la sedimentación aluvial el agua impulsada por la gravedad en forma de escorrentía
es el agente de transporte y depositación.
El trabajo geomórfico de las corrientes consta
de tres actividades estrechamente interrelacionadas, a saber: erosión, transporte y sedimentación . las cuales son en realidad tres
fases de una actividad singular.
En el desarrollo de estos tres procesos hay
que considerar una serie de factores que
pueden incidir en el predominio de uno u otro,
esto es:
a. El gradiente de la corriente o sea la pendiente de la superficie del agua, que incide en la velocidad;
b. El caudal y su regularidad, o mejor la descarga (hidráulica) que se refiere a la cantidad de agua y sedimentos que pasan
por un conducto en la unidad de tiempo;
v. gr. litros/segundo;
c. La forma y regularidad de la sección
transversal del cauce.
Fuente: Foto ¡GA C. 1983.
5.2.1.3 Terrazas de lodo o de lahars
Se trata de paisajes formados en primera instancia por un rápido relleno con potentes f1u-
113 0
jos de lodo relativamente fluidos. de tramos
de valles erosiona/es (en forma de V) intramontanos, y la posterior incisión y remoción
parcial de los díluviones por acción de la co-
Las terrazas de lodo. aparte de "colgar" prácticamente sobre las laderas del valle en V,
presentan un pobre sorteamiento longitudinal y vertical de los materiales, los cuales
carecen además de estratificación fina. Por
consiguiente, los suelos tienden a presentar
' Término sugerido verbalmente por D . Goosen del
ITe de H ol and a (1979) y adop tado po r la U nidad
de Levantami entos Biofísicos del C1AF. A diluvial se
le asigna un a co nnotación de fuerte torr encialidad.
13 1
Geomorfo log ía
Procesos
Aplicada
d. La profundidad y amplitud del cauce , o sea el área de la sección transversal y el perimetro
mojado tal como se ilustra en la Figura 94.
Figura 94. profundidad y amplitud de un cauce
b x d = área sección transversal
b + 2d = perímetro mojado
5.3.1 Transporte oacarreo de sedimentos
Durante el transporte fluvial ocurre una selección natural de materiales o un emplazamiento diferencial de los mismos de acuerdo con
su naturaleza, tamaño y propiedades físicas
y químicas. Por consiguiente, la carga de sedimentos de una corriente es acarreada en
diferentes formas :
a. En flotación : material vegetal, materia orgánica descompuesta, ceniza volcánica,
pómez, diatomitas y otros materiales de
baja densidad;
.
b. En solución : iones químicos (sales) ;
e. Dirección o alineamiento del canal ;
f.
Resistencia de las paredes y fondo del
cauce; su aspereza, rugosidad;
a. Los detritos y solutos proporcionados por
los proceso s de pendiente (denudación
en general);
g. La carga de sedimentos que recibe la corriente ;
b. Los sedimentos desprendídos del propio
lecho del río;
h. La competencia y capacidad de la corriente.
c. Los derrubios, material de suelo y material vegetal producidos por la erosión y
remoción gravitacional de las bancas u
orillas del cauce ;
Respecto a la fase de erosión , en el capítulo
correspondiente de la primera parte de este
contexto se hizo referencia al trabajo denudativo natural y acelerado de la lluvia y escorrentía, a los modelados producidos sobre la
superficie terrestre , a las direcciones en que
ocurre el desgaste por el agua corriente y en
fin, al ciclo fluvial de la erosión . Sólo queda
por agregar aqui que mientras unas corrien tes, generalmente jóvenes, son esencialmente erosivas en todo su curso, otras maduras
sólo lo son en su cabecera pero gradualmente pasan a ser agradacionales hacia su curso
inferior, especialmente cuando han alcanzado su perfil de equilibrio. También debe mencionarse el caso de los ríos meándricos que
transcurren por terrenos llanos, en los cuales
ocurre simultáneamente erosión y sedimentació n en sus curvas sucesivas.
Ahora bien, como producto del trabajo denudacional de las corrientes resulta una carga
de sedimentos acarreados por éstas , cuyas
fuentes más comunes son:
d. Los depósitos retrabajad os de terrazas y
planos inundables;
e. Los detritos producidos por acción glacial;
f.
La carga de desechos minerales y orgánicos que el hombre arroja a las corrientes ;
g. Los materiales eólicos (arenas , loess ,
ceniza) que caen directamente sobre las
corrientes .
Los anteriores productos comprenden : bloques de roca, cantos rodados, grava s, arenas, limos, arcillas, material vegetal, coloides
orgánicos, cenizas y solutos. En proceso de
transporte, la mayor parte de estos aluviones
no sólo se achican y modifican por atrición y
redondea miento, sino que también son sorteados según su tamaño, forma y densidad.
c. En suspensión: partículas de limo, arcilla
y otros coloides; ademá s, dependiendo
de la turbulencia de la corriente, esta podrá llevar suspendidas arenas muy finas
y tal vez arenas finas;
d. Por saltación: arenas medias y gruesas;
e. Por tracción y rodamiento: aren as media s
y gruesas , gravas, cantos. Estos materiales, al moverse por el piso del canal, producen abras ión de las salientes agudas y
se rompen en fracciones menores al chocar entre sí.
De la carga total, los materíales acarreados
por saltación, tracción y rodamiento constituyen la llamada carga de lecho o carga pesada, característica de las corrientes de carácter torrencial ; el resto corresponde a los
sedimentos en suspensión y en solución .
5.3.1.1 Energía y Velocidad
En cuanto a los mecanis mos de flujo de una
corr iente y de transferencia de sedimentos,
estos son muy complejos, muchísimo más
que los problemas estáticos propios de los
movimientos en masa de las laderas de montaña . De una parte, los fluidos están en un
constante movimiento irregular, por lo cual es
de
Agradación
y
Geoformas
imposible determinar con exactitud las fuerzas que actúan a lo largo de los bordes de un
fluido y sobre los objetos o materiales proyectados en el flujo .
De otro lado , mucha de la ENERGIA disponible de una corriente no siempre es usada
para erosionar y transportar; una buena proporción se pierde por fricción. Según Rubey
citado por van Sleen y Goosen (1974), alrededor de un 96% de la energía total de
ciertas corrientes se pierde por fricción . Las
pérdidas de energía de una corriente se incrementan con el aumento de rugosidad del
lecho, con la irregularidad en la dirección o
alineamiento del mismo y con el distanciamiento que muestre la sección transversal
del canal con relación a una forma ideal
semicircu lar. Por consiguiente , si se considera que toda corriente presenta, de trecho
en trecho , diferencias en las características
anteriores, ello explicará lógicamente el porqué de las dificultades para realizar el análisis cuantitativo de la energía disponible en
todo el curso de un rio .
En adició n, hay que considerar que el piso
del cauce puede prese ntar una cobertura o
manto de aluviones muy grandes como para
ser movidos por el flujo disponible, o quizás
los derrubios no estén disponibles para el
movimi ento.
De todos modos, los especialistas consideran que apenas un 5% de la energía disponible puede ser usada por una corriente para
mover sedimentos y modelar el canal. Siendo
tan pequeño ese porcentaje , ello quiere decir que cuando la energí a total determinad a
por la pendiente y descarga permane ce igual,
cambios relativamente ligeros en las característ icas del cauce podrían determinar cambios muy marcados en el poder de transporte
de la corriente .
Respecto a la velocidad de las corrientes ,
esta aumenta con el incremento en la pen1 313
Geomorfologia
Aplicada
diente de la superficie del agua y varía con
la descarga' y con las variaciones en las caracter ísticas del canal " . Por lo tanto , puede
afirmarse que la velocidad es una medida del
contenido de energía de una corriente .
5.3.1.2 Competencia y Capacidad
Debido a la falta de certeza para describir el
flujo de manera cuant itativa precisa , resulta
en extremo difícil determinar la competencia
y capacidad de carga de una corriente (Selby,
1987).
La COMPETENCIA se refiere a la partícula
de mayor tamaño que puede acarrear una
corriente por tracción , como carga de lecho .
Tal tamaño podría especifi carse para un flujo
dado , en una cierta sección transversal del
cauce , pero como la descarga, la pendiente
y otros factores varían a lo largo del recorrido
de la corriente , la competencia variará entonces casi continuamente.
La CAPACIDAD es la máxima cantidad de
derrubios de un tamaño dado que puede acarrear una corriente por tracción , como carga
de lecho .
Dado un suministro de aluviones, la capacidad de carga guarda relación con el gradiente del canal , con la descarga y el "calibre" de
la carga. No obstante , tal capacidad depen derá de la distribución por tamaño de todas
las partículas de la carga.
Procesos
De todo lo expuesto con relación al transporte de sedimentos por el agua corriente puede
afirmarse que muchos de los métodos usados
para determ inar las relaciones entre la energía y velocidad de las corrientes, así como
su competencia y capacidad con el área de
su sección transversal y el período mojado ,
con la forma del cauce, su dirección o alineamiento, su aspereza y rugosidad y su carga
de aluviones, son empíricos, muy inexactos
y por tanto , sujetos a revisión , (Selby, 1987).
Por la misma razón, tales relaciones se tratarán en este contexto solo de manera cualita tiva y en forma general.
2) Que la corriente no pueda acarrear toda
la carga que le aportan sus tributarios o
que le llega por otros medios (remoción
en masa , acción antróp ica). El incremento en la carga , que tiende a ser más ocasional que permanente, se debe a:
Mayor erosión o remoción en masa
en la hoya correspondiente .
Incorporación de elevados volúmenes
de materiales por el hombre durante
construcción de obras de ingeniería.
-
5.3.2 Sedimentación Diferencial
Cuando decre cen el gradiente o la descarga de una corriente o aumen tan las pérdida s
de energía por fricción , entonces se reduce
cons iderab lemente su velocidad y con ello su
poder de transporte, iniciándose así el proceso de sedimentación. Esto es lo que ocurre
cuando un río emerge desde un sector alto,
montañoso, colinado o escarpado, hacia una
llanura contigua , cuando un río rebosa sus
orillas .
En general se considera que la depositación
de la carga de sedimentos de una corriente
tiene lugar por causa de:
Alta provisión de materiales glaci-f1uviales durante períodos posglaciales.
En cualquier caso , el proceso de sedimentación por los ríos ocurre de manera diferencial,
lógicamente en función a la carga y caracte rísticas de los elementos transportados. Primero cesan de rodar los cantos más grandes,
luego los más pequeños , los guijarros, las
gravas y las arenas gruesas y medias. Finalmente , la arena fina y los limos transportados
en suspensión precipitan al lecho .
En cuanto a los coloides más finos de arcilla
y materia orgán ica, estos son los últimos en
depositarse y solo lo hacen bajo condiciones
de aguas quietas o estancadas.
de
Agradaci6n
,. En la medida en que el canal se aparte de la
forma ideal en sección transversal , o que el piso y
paredesvaríen de lisosa ásperos, o que la dirección
varíe de recta a tortuosa, habrá una mayor retardación por fricción externa; también habrá una mayor
retardación friccional "interna" del flujo, debido a
incremento de la turbulencia.
11 4
Geoformas
De este modo los aluviones son sorteados
según su granulometría, denominándose al
proceso como una sedimentación diferencial,
la cual trabaja en dos direcciones:
a. Un gradiente textural longitudinal
b. Un gradiente textural vertical
El gradiente textural longitudinal tiene lugar
cuando un sistema de agua (diseminado ,
desbordado, etc.) con carga en suspensión
entra sobre una superficie a nivel con iguales
condiciones de clima , material parental , etc.
El sistema pierde energía por incremento de
la fricción , y ello determina que las partículas
se depositen select ivamente en la direcció n
longitudina l de flujo , de las más gruesas a las
más fina s (Figura 95 ).
Tal distribución no es constante en lo concerniente a distancias de depos itación de cada
fracción ; de una temporada de lluvias a otra
puede suceder que el caudal de la corriente aumente en diferente grado y entonces , al
inundar un terreno llano la localización de las
distintas partículas será igualmente diferente ,
o más próximas o más distantes de su origen .
Esto explica las mezclas texturales que se
dan en distintas posiciones de una lIanaura,
aun cuando con predominio de una partícula
dada (Figura 96).
Figura 95. Gradiente texturallongitudinal.
1. Pérdida del poder de transporte (parcial o
total) de la corriente debido a:
;:...:.:-..:.:.... , -
Incremento de la fricción
, Un incremento en la descarga está acompañado
de un incremento en el área de la secc ión transversa l y el perímetro mojado del ca nal, lo cual a
su vez resulta en un decrec imiento relativo de la
retardación friccional de flujo.
y
-
Disminución del grad iente
-
Diseminación de las aguas
Obstrucciones en el cauce determinados por deslizamiento o por represa miento artificial
Disminución del caudal (reducción de
la descarga) por: evaporación, infiltraciones, estacionalidad climática, desviaciones artificiales
'''''cilla
Figura 96. Gradiente textural mezclado
c:."<:.
u;5'
0.;'0
: ,
.::.
..
'
,",41 I;"~'
Cesación parcial o total del flujo
135
,
m
f O
9
a
Apl
P r o c e s o s
cada
En cuanto al Gradiente textural vertical ,
este es determinado por una decantación
igualmente selectiva de partículas en sus-
pensión, primero las más gruesas y luego las
más finas cuando la energía de transporte se
reduce en un mismo sitio (Figura 97).
Figura 97. Gradiente textural vertical de un cauce.
:;':;:>.:::~':.:.'~r';;' ,~: :~:: ....
:(l. a" •. • ~".:oó
o e
00Cl 0 0 0
1QS>(OQ o o o
0 ° 0°0
Lo anterior como resultado del diferente tipo
de precipitación que caracteriza a cada fracción.
De otro lado, es importante tener en cuenta
que en la medida en que ocurran cambios en
la velocidad de la corriente, podrán sucederse procesos de sedimentación (con decrecimiento de la velocidad) y de erosión (con
incremento de la velocidad) en intervalos irregulares de tiempo y lugar. Por ello no puede
afirmarse que en las llanuras aluviales haya
exclusividad del proceso de sedimentación,
si bien este es dominante bajo condiciones
tectónicas o climáticas (globales) normales.
5.3.3 Geoformos determinados por lo
sedimentación fluvial
La naturaleza de la sedimentación fluvial y
las características morfológicas de las geoformas resultantes dependen de:
a. La carga de sedimentos de la corriente o,
mejor, del cuerpo de agua que deposita
(toda la corriente o la lámina de agua que
desborda). Como se ha señalado antes,
esa carga está controlada por la pendiente, la velocidad y el suministro de sedimentos.
b. La extensión y naturaleza del área de
captación, que incluye la geología, relieve, clima, suelos y cobertura vegetal, así
como la superficie y la forma de la hoya.
1 36
"'.
f¡", 2'
{
",ay '§?Turs ... t
c. Régimen hídrológico, o sea lo concerniente a las velocidades,' cantidades y dirección del flujo de agua, amén de sus varíaciones en tiempo.
De lo anterior resultan dos clases principales
de corrientes agradacionales : una trenzada y
otra meándrica, además de las formas transicionales e incluso los cauces rectilíneos.
Sin embargo, sobre este tópico hay que tener
presente que a lo largo de su recorrido un río
puede mostrar diferentes formas de canales,
en función a sus relaciones con gradientes
locales y suministro y calibre de sedimentos.
Tanto como cambien el gradiente, el suministro y el calibre de la carga, también cambiará la forma del canal. Un canal relativamente amplio y superficial normalmente está
asociado con el movimiento de una elevada
proporción de carga de lecho, mientras que
un cauce angosto y profundo lo estará con
el acarreo de una carga predominantemente
en suspensión , u ocasionalmente con una
carga mixta.
Para la discusión de las geoformas aluviales, llámense valles o llanuras, se tendrá en
cuenta su localización espacial a lo largo de
105 ríos, desde las montañas hasta el mar. En
consecuencia se analizarán sucesivamente:
1. Valles aluviales intramontanos e intermontanos.
2. Piedemonte aluvial.
3. Llanura de río trenzado.
4. Llanura meándrica de inundación.
5. Llanura de desbordes y f1uvio-deltaica.
5.3.3.1 Valle aluvial
El valle aluvial, considerado como un tipo de
paisaje fisiográfico corresponde , según Zinck,
(1980), a una porción de espacio alargada,
relatívamente plana y estrecha , intercalada
entre dos áreas de relieve más alto y que tiene como eje a un curso de agua.
El relieve encajante puede estar constituido
por montañas, colinas, altiplanicies o piedemontes, a través de los cuales puede recortarse sucesivamente un valle depositacional.
El mismo autor sostiene que una aceptación
común del concepto valle aluvial consiste en
restringirlo al área influenciada por 105 aportes longitudinales de sedimentos acarreados
por el río principal, los cuales pueden encontrarse dispuestos en un solo plano o en
varios niveles de terraza, cuyos escarpes y
taludes siguen una dirección paralela a la del
valle. Sin embargo, aún cuando en el presente contexto se acepta que la sedimentación
longitudinal debe ser la dominante en un valle
aluvial, también se admiten aportes laterales
locales de pequeña magnitud, traídos por riachuelos o arroyos, por escurrímiento difuso
y/o reptación, los que se acumulan a lo largo
del área de contacto entre el relieve encajante y el fondo del valle, conformando pequeños abanicos y glacís coluviales de suave
pendiente. En este caso se hablaria mejor de
un valle aluvio-coluvial. Normalmente hay diferencias en la naturaleza de los materíales
longitudinales y laterales de un valle con las
anteriores especificaciones, mineralógicamente más frescos los primeros que los segundos, lo cual lógicamente repercute en el
patrón de suelos.
Para propósitos prácticos podría asumirse
una amplitud máxima de un valle de unos tres
kilómetros equivalentes a algo más de medio
centímetro en imágenes de satélite de escala
1:500.000.
de
A g ra d a c l o n
y
Geo
o
rna
Paisajes aluviales intermontanos o intercordilIeranos, en cuyo relleno longitudinal y lateral
participa más de una corriente mayor, comunicándole una mayor amplitud, conforman
una llanura aluvial, al igual que los sistemas
de sedimentación fluvial extramontana.
Morfogénesis: En cuanto a la génesis de
los valles aluviales, ésta se da por diferentes
vías:
a. Un caso poco frecuente tiene lugar cuando las corrientes alcanzan un perfil longitudinal ideal, el cual se describe como
una curva suave que se inclina más hacia
las cabeceras, pero cuyo gradiente declina gradualmente aguas abajo, hasta
alcanzar tramos casi planos (Figura 98).
En estas condiciones se reducen los procesos de erosión profundizante; el valle
se ensancha y los procesos de sedimentación llegar a ser crecientemente importantes, al punto de que vegas y terrazas
nivelan el piso del valle hacia arriba. Valles de este tipo se encuentran entonces
unos cuantos kilómetros aguas arriba del
borde del relieve encajante y su gradiente representa un continuum con la llanura
colindante.
Figura 98. Perfil idealizado.
..
•
•
0 .
:.: ~ .:: .
... ..
•
b. Casos más frecuentes de relleno aluvial
intramontano discontinuo se dan en valles con perfiles longitudinales irregulares
(Figura 99), a lo largo de los cuales se
alternan materiales litológicos blandos,
fácilmente erosionabies y afloramientos
de rocas resistentes en el lecho u orillas;
también en aquellos en donde el efecto
13 7
Gfomolfologia
Aplicada
de los tributarios que aportan al cauce
principal más agua y cargas excesivas de
sedimentos de lecho, determina un ajuste
del cauce por reducción de su gradiente,
con la consiguiente sedimentación en el
propio lecho, del cual surgen entonces islotes y playones (Figura 100). Otro tanto
ocurre en aquellos valles en donde asciende el nivel de base de erosión efectivo, reducción de la pendiente en la desembocadura. Y un caso más que incide
en la sedimentación local dentro del curso de un río de montaña es determinado
por represamientos relativamente perma-
Procesos
nentes, p. e. ocasionados por coladas de
lavas, de lahars; por deslizamientos, etc.
de
Agradación
y
Geoformas
Figura 101. Panorámica de un valle aluvial encajado entre las laderas de montañas
ramificadas en esquistos. En primer plano, una Terraza (T) y al fondo,
el plano inundab le (V). Rio Chicamocha - Pescadero (Santander).
Figura 99. Perfil irregular.
Fígura 100. Vista aérea de un río intercordillerano que luego de recibir abundante
carga de sedimentos de lecho por parte de sus tributarios, forma islotes
y playones en su vega en el Cañón del rio Cauca (Antioquia).
Fuente: Foto Mendivelso, 2000 .
La delineación de cada una de las anteriores
unidades sobre fotografías aéreas solo será
posible si la escala de estas lo permite; en
caso contrario, quizá solo sea factible reconocer el plano inundable y las terrazas, o a lo
sumo, el valle aluvial en conjunto.
Como su nombre lo indica, el plano inundable es la porción del valle sujeta hoy en día a
inundaciones periódicas y ocasionales. Dentro de este se distinguen:
Fuente: Foto ICAe. 1957.
Morfología: Las características morfológicas de los valles aluviales dependen principalmente de la vigencia del proceso de
sedimentación del régimen hidrológico de la
corriente y de las fluctuaciones del nivel de
base de erosión afectiva que hubiere sufrido
la unidad. Así, pues, un valle de río trenzado
activo comprende las siguientes geoformas:
13 8
a. Plano inundable, con su vega (playones
e islotes) y sobrevega (Figura 101 ).
b. Uno o más niveles de terrazas aluviales
(Figura 101).
c. Escarpes y/o taludes de terraza.
d. Glacís coluviales.
La vega, es una unidad periódicamente
inundable que cede y recibe continuamente aluviones de lecho (cantos, gravas, arenas), impidiendo el desarrollo de
suelo y vegetación, por lo cual determina,
en términos pedológicos, una unidad de
tierras misceláneas.
La sobrevega ocupa espacios a lado y
lado de la vega; es ligeramente más elevada y sólo ocasionalmente inundable, lo
cual favorece los procesos pedogenéticos y el desarrollo de una adecuada co-
bertura vegetal. Su posición más alta se
debe a aportes aluvio-coluviales laterales
y a sedimentación de cargas en suspensión durante crecidas excepcionales.
Las terrazas son remanentes de anteriores niveles de sedimentación en los
cuales se ha incisado la corriente como
consecuencia de rejuvenecimiento del
paisaje. Los niveles más altos son los
más antiguos y normalmente contienen
105 suelos más evolucionados, a menos
que hubiesen sido disectados.
Cada nivel de terraza está separado de otros
por escarpes verticales a subverticales en los
que afloran las capas de sedimentación. No
obstante, cuando esos escarpes son cubiertos con material de desplomes y de erosíón
del plano superior, su pendiente se reduce
considerablemente permitiendo la formación
de suelo; se denomina entonces como talud
de terraza.
139
G
omorfó
OQld
Ap l
a d a
El común denominador de los suelos de un
valle aluvial de río trenzado es su alta pedregosidad , represe ntada por cantos rodados,
gravilla y arena gruesa.
En valles de río sinuoso meándrico podrán
reconocerse igualmente planos inundabies y
terrazas, cuyos sedimentos son, en términos
generales, de granulometría más fina.
Cuando los aluviones de un valle se disponen
en un solo nivel, constituyen un plano inundable si el río está prácticamente a ras de suelo;
o una terraza, si la corriente aparece entallada y sin posibilidades de inundar, salvo en
crecidas muy excepcio nales.
5.3.3.2 Pledemont aluvial
Unidad genética correspond iente a una planicie inclinada con topografía de glacis, que
Procesos
se extiende al pie de sistemas montañosos,
serranias y escarpes de altiplanicies, y que
ha sido formada por la sedimentación de las
corrientes de agua que emergen de los terrenos más elevados hacia las zonas más
bajas y abiertas. Está constituida por una sucesión o coalescencia de abanicos aluviales
y aluvio-diluviales, incluidos algunos conos
de deyecció n, de igual o diferente composición litológica-granulométrica, de diversos
tamaños y con pendientes regulares (si no
han sufrido disturbios tectónicos) que oscilan
entre 2% y 15% aproximadamente (Figuras
102 y 103).
Como puede deducirse de lo anterior,
los paisajes integrantes de estas llanuras
son: el abanico aluvial y/o el cono de deyección.
Figura 102. Vista frontal de una microgeoforma de piedemonte (tono claro)
con su caracteristica topografia de plano inclinado, al pie de un escarpe de terraza.
Guatavita-Colombia.
de
Agradacl6n
y
Geoformas
Figura 103. Vista aérea de un pledemonte aluvial con los sucesivos abanicos
qu e lo constituyen. Rivera, Hulla . Co lom bia.
Fuente: Foto IGAC, 194 7.
Cono de deyección: Paisaje cuya superficie
forma un segmento de cono, con pendiente
recta, de mayor ángulo que la de un abanico
aluvial (>20%), en el cual la masa de materiales
aluviales es espesa, de granulometría gruesa
(cantos, gravas, arenas) y muy poco sorteada.
Sus dimensíones tienden a ser menores que
las de un abanico aluvial con un volumen de
sedimentos equivalente, debido a la menor
fluidez de la masa al momento de depositarse. Ocurren con mayor frecuencia en regiones
secas a semiáridas, en donde los aluviones
son acarreados y depositados por torrentes
efímeros. Los suelos tienden a ser uniformes
en toda la geoforma al igual que la cobertura
vegetal de arbustos y pastos (Figura 104).
Figura 104. Estereograma de un valle aluvial donde se distinguen:
cono de deyección (C), abanico aluvial (A) y rio trenzado (RT).
Fuente: Foto P. Serrato. 2004.
Fuente: Foto Van Zuidam, 1985.
140
14 1
Geomor fología
A plicada
Abanico aluvial. Paisaje que debe el nombre a su forma caracterís tica semicircular, semejante a la de aquel pequeño instrumento
femenino para hacer aire, con su parte superior más estrecha y empinada, el ápice o parte proximal , la cual a menudo se extiende un
tanto hacia la montaña siguiendo el cauce de
la corriente que lo depositó. Más abajo aparece la porción intermedia o cuerpo, que cubre
la mayor superficie del paisaje; y finalmente
el tramo distal o base , una franja angosta y
Procesos
suavemente inclinada que gradualmente se
confunde con la llanura contigua sobre la cual
se explaya la unidad .
Del ápice hacia la base, el abanico es cruzado por un patrón de drenaje distributario o
dicotómico, el cual es más superficial y difuso
en los depósitos más jóvenes, en tanto que
aparece más incisado y denso en las geoformas más antiguas (Figura 105).
Fig ura 105. Rasgos morfológicos y partes constitutivas
de un aban ico aluvial.
Mientras que en sentido longitudinal presenta un perfil cóncavo , en sentido transversal
es convexo , y la mayor o menor inclinación
de sus laderas depende del volume n y tamaño medio de los sedimentos, así como de las
condiciones climáticas medioambientales en
donde se forman. En zonas húmedas, p. e.,
los abanicos son menos inclinados que en
las áridas debido a la abundancia de agua
corriente que favorece el desarrollo de gradientes más suaves .
En cuanto a la morfogénesis, un abanico aluvial se origina cuando una corriente (continua
o intermitente), con grandes fluctuaciones de
caudal y con abundante carga de sedimentos emerge de un territorio elevado hacia un
sector más bajo y abierto , con un marcado
cambio del gradiente , lo cual promueve la
14 2
diseminación de sus aguas y con ello la pérdida de poder de transporte y la depos itación
diferencial de su carga, lo que tiene lugar en
tres direcciones:
a. Un gradiente textural vertical , del fondo
hacia la superficie del abanico , con materiales gruesos , medios y finos.
butario hacia sus costados; lógicamente,
el tamaño medio de los materiales es menor que el correspondiente al gradiente
texturallongitudinal.
En este punto es conveniente aclarar que ,
dada la inclinación de los abanicos , es poco
probable que en ellos decanten partículas
de arcilla, ya que para ello se requiere total
estancamiento de las aguas. Probablemente
puedan hacerlo bajo la forma de pequeños
agregados estructurales o cuando las aguas
turbias se dispersan e infiltran rápidamente
en los sedimentos más gruesos; serían entonces arcillas geogenéticas. De todos modos, las arcillas que abundan en abanicos
más antiguos deben considerarse principalmente como de neoformación, es decir, pedogenéticas.
La distribución granulométrica selectiva de
los abanicos aluviales , además de dar al reconocedor de suelos pautas sobre la manera como debe realizar sus observaciones de
campo para encontrar el patrón de suelos,
tiene además una amplia incidencia sobre la
distribución de la vegetación y el uso de la tierra, según las características medioamb ientales. Así por ejemplo , en abanicos aluviales de
zonas semiáridas la vegetación natural o los
cultivos tienden a implantarse entre el cuerpo
y la base, debido a que allí se concentra la
poca humedad procedente de las lluvias, de
la escorrentía y de la percolac ión; en cambio,
del cuerpo hacia el ápice se da un ambien-
de
Agradac ión
y
Geoformas
te xerofítico por falta de humedad, ya que la
poca que recibe por lluvias y escorrentía se
infiltra o fluye hacia la base. Por el contrario,
en regione s muy húmedas la vegetación crece mejor en el sector apical y cuerpo, debido al buen drenaje natural que allí impera, el
cual facilita la rápida evacuación del exceso
de humedad . En la parte distal hay entonces
tendencia a la concentración de exceso de
agua en forma de pantanos y ciénagas, donde solo crece vegetación hidrófila adaptada a
tales condiciones.
Abanicos superpuestos. Se forman a partir
de dos o más acumulaciones espaciadas en
el tiempo por una misma corriente, bien sea
desde el ápice anterior, en cuyo caso el primer abanico queda parcialmente sepultado,
tal como puede apreciarse en la Figura 106;
o también a partir del cuerpo, previo entallamiento de la corriente madre en el ápice, proceso que se atribuye, entre otras causas a:
a. Cambios en la precipitación a largo plazo;
b. Solevantamiento diastrófico de la parte
proximal del abanico ;
c. Principalmente durante períodos de precipitación superiores al promedio de la
región.
En cada nuevo abanico se encuentran suelos
cada vez más jóvenes, probablemente con
sedimentos de diferente tamaño promedio y
quizás de distinta composición mineralógica .
Figura 106. Abanicos superpuestos en la sucesión indicada.
b. Un gradiente textural longitudinal, el
más importante desde el punto de vista
geomorfo-pedológico, que concentra los
materiales más gruesos y pesados en la
parte proximal y luego aquellos progresivamente más finos y livianos hacia el
cuerpo y base.
c. Un tercer sorteamiento de aluviones tiene
lugar desde el lecho de cada brazo distri14 3
Geomorfologia
Aplicada
Abanicos con estructura telescópica:
En algunos casos, la corriente matriz de un
abanico se incisa y luego ensancha su valle
aguas abajo sobre los depósitos iniciales;
posteriormente lo rellena con nuevos depósi-
Procesos
tos que igualmente se abren en abanico. Este
proceso puede repetirse una y otra vez originándose un sistema de abanicos o conos con
estructura telescópica, tal como puede apreciarse en la Figura 107.
Figura 107. Abanicos con estructura telescópica.
Un río trenzado es aquel cuyo lecho mayor se
divide en varios canales menores que sucesivamente se bifurcan y reúnen aguas abajo
separados por numerosos islotes y playones
llamados en conjunto barras de cauce.
Estas son un producto del mismo río y están compuestas en su mayor parte por sedimentos de lecho (cantos, gravas, arenas), los
de
Agradación
y
Geoformas
que por su volumen, peso y tamaño solo son
arrastrados o movidos a trechos durante las
crecidas. Las barras de cauce incluyen además una bajisima proporción de sedimentos
en suspensión (arenas finas y limos), los cuales son atrapados y retenidos en la superficie
cuando descienden las aguas de inundación
(Figura 108).
Figura 108. Barras de cauce de río trenzado, caracterízadas por la alta
pedregosídad. Río Upín-Meta.
Clasificación de los abanicos y geoformas
asociadas. Los abanicos de una llanura aluvial de piedemonte suelen clasificarse, para
propósitos aplicados, principalmente por su
edad relativa (antiguo, subreciente , reciente,
etc.), la cual puede inferirse sobre productos
de imágenes de sensores remotos:
a. Por el grado de disección que presentan
y la profundidad de entallamiento de las
corrientes mayores;
b. Por el tipo de cobertura vegetal o uso de
la tierra prevaleciente;
c. Por las diferencias en las tonalidades
determinadas por la predominancia de
granulometrías más finas (en abanicos
más antiguos) o más gruesas (en abanicos más jóvenes) , las que a su vez inciden en la condición de drenaje de los
suelos;
d. En última instancia, por el grado de desarrollo que presentan los suelos, una vez
analizados directamente en el terreno.
Por lo general, los abanicos aluviales y de
lodo antiguos y muy antiguos, depositados
respectivamente en Pleistoceno medio-superior e inferior, ofrecen en el presente una
morfología de abanico-terrazas y abanicomesas, según que estén limitados parcial o
totalmente por escarpes. Ese modelado ha
sido producido por el entalle profundo de las
corrientes continuas que los cruzan del ápice
hacia la base, tal como ha ocurrido con los
ríos Combeima y Coello en el abanico de Ibagué (Tolima), y con numerosas corrientes en
los abanicos hidrovolcánicos del río Güiza,
región de Tumaco (Nariño).
Además de abanícos aluviales, en la unidad
genética de piedemonte es posible encontrar
otros paisajes asociados, tales como coluvios
de remoción, conos de deslizamiento , glacis
coluviales, abanicos o coladas de lodo, valles
aluviales encajonados y hasta afloramientos
discontinuos de colinas o lomas estructurales, erosionales, etc.
5.3.3.3 Llanura aluvial de ríos trenzados
El nombre de trenzado o entrelazado se refiere al patrón de canales fluviales con dicha
configuración , tal como se aprecian en una
perspectiva vertical.
Fuenle: Falo P Serrato, 2004.
Las barras son generalmente inestables y
cambian de tamaño, forma y posición después
de cada crecida; no obstante, bajo ciertas
condiciones pueden llegar a ser estabilizadas
por la vegetación. De otro lado, el análísis de
rios trenzados sobre pares estereoscópicos
revela que estos no presentan orillas simples,
regulares y paralelas sino, por el contrario, un
lecho de amplitud variada a todo lo largo de
su curso, con sucesivos estrechamientos y
ensanchamientos , los cuales tienen respectivamente una clara incidencia sobre la remoción y depositación de materiales.
• Morfogénesis y morfografia
Los procesos geomorfológicos detallados
responsables de la formación de un río tren-
zado no están aún claramente establecidos.
Se considera que los canales entrelazados
ocurren en sistemas fluviales que tienen:
a. Una pendiente longitudinal suficientemente inclinada (1-3% aproximadamente) como para comunicarle a la corriente
la velocidad necesaria para acarrear a
trechos su pesada carga y para transmitir a su lecho mayor una dirección rectilinea.
b. Una sobreprovisión de carga de lecho y
en suspensión, cuyas fuentes más comunes son: las áreas afectadas por erosión
severa, cuyo aporte es más continuado;
las zonas afectadas por diversos fenómenos de remoción en masa que aportan en
145
Geomorfo log la
Aplicada
Procesos
forma discontinua; y las áreas de transición glaciaria, relativamente continuas .
u Orinoquia), dan lugar a una llanura aluvial
de rlo trenzado (Figura 109).
c. Un caudal con fluctuaciones extremas
determinadas o por condiciones climáticas ampliamente camb iantes, o por repentinos represamientos temporales del
rio determinados por material de deslizamiento , por empalizadas, etc.
Como se ha señalado atrás, se trata de corrientes intermitentes, cuyo caudal fluctúa
con tal violencia que durante la máxima cresta de creciente , el enorme volumen de agua
que inunda Iinearmente a toda o casi toda la
llanura, la convierte tempora lmente (unas decenas de minutos o pocas horas) en un cauce enormemente ensanchado.
d. Unas márgenes fácilmente erosionables
y susceptibles a los desp lomes.
e. Una localización espac ial acorde con las
caracteristicas anteriores, o sea, como
valle intramontano, como llanura intermontana o como llanura extramontana
asociada a piedemontes.
Cuando se cumplen las condiciones, y dos o
más rios trenzados se extienden en una misma dirección (como aquellos que emergen de
la Cordillera de los Andes hacia la Amazonia
Es en este momento cuando el rio es capaz
de acarrear y extender aguas abajo exces iva
carga de lecho que recibe en un punto o en
un tramo de su curso. Pero, tan pronto pasa
la avenida y queda en el lecho la carga de
cantos , gravas y arenas distribuida irregularmente , las aguas de bajo caudal tienden a
dividirse en lechos menores que serpentean
sobre los materiales de menor resistencia ,
para unirse y volver a bifurcarse aguas abajo.
De este modo se origina un patrón de barras
de cauce y canales de estiaje que en conjunto constituyen el lecho mayor o vega baja.
Debido a que no todas las crecidas de un rio
trenzado son de igual torrencialidad , ni a que
este recibe siempre los enormes volúmenes
de aluviones que le son caracteristicos, durante inundaciones de baja magnitud pero
con una abundante carga en suspensión,
esta puede ser atrapada por las barras de
cauce, especialmente aquellas próximas a
las laderas que enmarcan el plano inundable,
adonde llegan además sedimentos coluvioaluviales aportados lateralmente por pequeños tributarios o por acción hidro-gravitacional, con lo cual se eleva el nivel del terreno
originándose las sobrevegas.
de
Agradaci6n
y
Geoformas
Por su mayor elevación con relación al lecho
mayor, que la expone únicamente a inundaciones ocasionales, por sus abundantes sedimentos finos que rápidamente admiten una
continua cobertura vegetal o un uso agricola,
e igualmente por su relativa estabilidad , las
sobrevegas son unidades en donde los procesos pedogenéticos alcanzan un incipiente
desarrollo.
Completan el escenario de las llanuras de rio
trenzado uno o más niveles de terrazas, ya
sean de carácter segregacional o erosional ;
y los correspondientes escarpes y taludes de
terraza (Figuras 110 Y 111).
Figura 110. Paisajes y subpaisajes caracteristicos de una llanura de rio trenzado
afectada tectónicamente : V1= Vega Baja; V2= Sobrevega; n, T3 = Terrazas;
E = Escarpe de terrazas. Rio Casanare-Colombia.
Figura 109.Aerofotografia de una llanura de rio trenzado en la que se destaca
su lecho mayor (LM), la sobrevega (SV) y una terraza (T). Rio Guatiquia-Meta.
Fuente: Foto IGAC. 1963.
Figura 111. Distribución de sedimentos en una terraza aluvial de rio trenzado.
Fuente: Foto. IGAC. 1985.
Fuente: Foto P Serrato, 2004.
14 6
14 7
Geomorfología
Aplicada
Las terrazas depositacionales se forman
cuando la corriente madre se recorta en sus
propios aluviones debido a un descenso en
el nivel de base de erosión , siguiendo la secuencia : a) incisión; b) ensanchamiento del
Procesos
nuevo valle; e) nueva sedimentación, lo cual
puede repetirse dos, tres o más veces para
dar lugar a otros tantos niveles de terrazas
(Figura 112).
Figura 112. Desarrollo de las terrazas agradacionales.
de
Agradación
y
Geoformas
Figura 113. Desarrollo de terrazas erosionales .
A.
.....'
.
. .
G.
5.3.3.4 El Sistema de ríos meándricos
Por su parte, las terrazas erosiona les se originan cuando un tramo del valle o llanura es
afectado tectónicamente , de manera intermitente, al punto de producir el basculamiento
del terreno y el descenso gradual de nivel de
base de erosión . Bajo estas condiciones se
advierte la tendencia de la corriente madre e
incisarse y desplazarse lateralmente en una
misma dirección y de manera repetitiva, removiendo sus propios sedimentos y dejando
de un lado una suces ión de varios "escalones" a los cuales no llegan entonces nuevos
sedimentos (ver Figuras 110 y 11 3). Mientras
en el lado opuesto solo quedan uno o máximo dos niveles de terraza correlacionables
con los más altos del sector opuesto.
Desde el punto de vista geomorfo-pedológico,
es probable que en cada nivel de terrazas agra148
dacionales ocurran suelos diferentes, debido a
la distinta edad y composición de sus aluviones.
En cambio, en las terrazas erosionales tiende a
presentarse cierta homogeneidad en los suelos
de niveles de terrazas contiguos y solo difieren
claramente cuando corresponden a terrazas
suficientemente espaciadas en el tiempo.
Una característica común a todas las geoformas de una llanura de río trenzado, y lógicamente a sus suelos, es la alta pedregosidad
subsuperficial (Figura 11 3), la cual les comunica una alta permeabilidad, siendo este el factor
que incide en la conservación más prolongada
de las terrazas. Mientras en el plano inundable
tienden a predominar las texturas gruesas, en
las terrazas la granulometria cambia gradualmente de mediana a fina, y los fragmentos
aparecen cada vez más alterados.
Se ha mencionado atrás que los ríos rara vez
son rectos por tramos mayores a unas diez
veces la amplitud de su canal, y por ello la
designación "rectilíneo" puede corresponder
mejor a irregular, sinuoso o no meándrico .
Lo más común es que una misma corriente
muestre más de un patrón (rectilíneo, trenzado , trenzado-meándrico, meándrico) a lo
largo de su curso, pero sin que haya un límite
neto entre cada uno de ellos.
Para propósitos de definición suele recurrirse
a la relación entre la longitud del canal (AB)
y la longitud del valle (CO), medidas entre
dos puntos (Figura 114). Esta relación se
conoce como sinuos idad y varía en los ríos
de 1 a 4 o más. Los ríos cuya sinuosidad
es de 1,5 o mayor se denominan méandricos y aquellos con sinuosidad inferior a 1,5
son sinuosos y rectos (1,0). No sobra aclarar aquí que los ríos meándricos deben
tener ademá s cierto grado de simetría en su
curvatura.
Figura 114. Representación de las longitudes del canal y del valle, entre dos puntos.
Si: distancia AB I distancia
CD 2: 1,5 = río meánd rico
Si: distancia A B I distancia
CD < 1,5 = río sinuoso a recto
149
Geom orfolog ía
Procesos
Ap l icada
• Los meandros y su actividad
La palabra meandro parece proceder del
nombre del río Minor (o Mendere) en Asia
Menor en el cual reconocieron los pioneros
de la geomorfología el hecho de que fluía en
curvas más o menos regulares y que tenía
una relación de sinuosidad mayor de 1.5. De
acuerdo con el "Dictionary of Geological Terms" (American Geological Institute, 1984),
meandro es cada una de una serie de curvas
o vueltas en el curso de una corriente madura, producida cuando esta gira de un lado a
otro en su recorrido a través de su llanura, semejante al desplazam iento de una serpiente.
En el sistema de ríos meándricos el tamaño
de los meandros es directamente proporcional al tamaño de la corriente; y la amplitud del
cinturón de meandros es equivalente a unas
15 a 20 veces el ancho promedio de la corriente que los origina (Figura 115).
Figura 115. Cinturón de meandros.
a. Puntos duros: Como afloramient os rocosos, cantos u otros materiales resistentes
a lo largo de las orillas de la corriente, los
cuales pueden actuar como agentes que
reflejan el flujo del agua originando irregularidades en su dirección rectilínea .
b. Efecto de los tributarios: El agua que entra a la corriente principal procedente de
un tributario lateral también tiende a producir la desviación del curso de aquella.
c. Factor hemisférico: muchos geomorfólogos consideran que la rotación de la tierra
produce igualmente un efecto de desviación del flujo de las corrientes desde su
curso normal.
d. Disminución del gradiente: Incide en la
reducción de la fuerza de corte lineal haciendo que la corriente transcurra más
lentamente siguiendo los pequeños e
irregulares declives del terreno. También
es responsable del desbordamiento de la
corriente para comprometerla en migraciones laterales.
d. Equilibrio entre procesos de sedimentación y erosión por la corriente.
e. Dirección predominante de la erosión .
f.
Naturaleza de la carga de sedimentos .
Aún cuando no siempre son claros los límites
entre uno y otros tipos de llanuras, su reconocimiento desde un punto de vista geomorfopedológico es de gran significación para entender el patrón de los suelos, especialmente
en lo concerniente a gradiente textural, gradiente topográfico y condición de drenaje.
5.3.3.5 Llanura aluvial meándrica
• Morfogénesis
Con esta denominación tentativa, propuesta por van Sleen y Goosen (1974) , se hace
referencia a la llanura aluvial abierta, localizada a considerab le dístancia de áreas de
de
Agradació n
y
Geoformas
erosión como cordilleras, serranías, altiplanicies; o bien a la llanura intermontana enmarcada por vertientes estables y escasamente
erosionab les, circunstancias que determinan
una relación de carga de sedimentos inferior
a la capacidad de transporte de la corriente.
Lo anterior significa que se trata de ríos con
pendíente longitudinal muy suave (ínferior a
0,1%), cuyas aguas son predominantemente claras, con sedimentos en suspensión tan
escasos que al inundar su llanura solo dejan
insignificantes capitas de aluviones arcillolimosos en la superficie. En cambio, estos
ríos desarro llan intensamente el denominado proceso de meandrificación, mediante la
erosión y sedimentación simultáneas en sus
propias orillas; la erosión, en la orilla externa
-A- de cada meandro, más o menos en equilibrio con la sedimentación en la orilla ínterna
-8- (Figuras 116 y 11 7).
Figura 116. Vista en planta y sección transversal A-S del lecho de un meandro.
Los tres primeros factores no son significativamente efectivos en el caso de corrientes
jóvenes en las cuales predomina la incisión.
En cambio, todos los factores operan en el
caso de corrientes maduras , que conllevan
un cambio en la acción erosiva del río, pasando de la profundización al ensanchamien to de su valle.
Ahora bien, un mismo o diferentes ríos meándricos pueden originar llanuras aluviales con
características morfológicas contrastadas, lo
cual depende, entre otros, de los siguientes
factores:
a. Localización espacial (próxima o distante
de zonas erosionables).
En cuanto a la actividad meándrica de las corrientes, o sea su tendencia a seguir un camino serpentiforme, está influenciada por los
siguientes factores:
1'_ O
b. Características de la hoya tributaria (erosionable o no).
c. Relación entre carga y capacidad de carga de la corriente.
Normalmente una corriente se mueve en todo
meandro en un patrón de flujo helicoida l, con
una considerable elevación de la superficie
del agua contra la orilla externa o cóncava,
determinada por la fuerza centrífuga. Así, en
cada curva se originan dos componentes de
la corriente, uno de velocidad aguas abajo
que se lanza con fuerza contra la orilla externa, y otro más débil que se dirige hacia la
orilla interna.
Este tipo de flujo produce el socavamiento ,
desplome y erosión de la margen externa de
cada meandro, y depositación en la banca
interna. La primera se caracteriza entonces
por ser más profunda, con pendiente aproximadamente vertical; próxima a esta el agua
adquiere la máxima velocidad y turbulencia.
La segunda es más superficial, con pendiente suavemente inclinada yaguas más lentas;
allí se forman los denominados orillares o
, 51
G eornorfo
og
a
Aplic a d a
Procesos
barras de meandro. No sobra aclarar que
los materiales erosionados de la banca externa de un meandro tenderán a depositarse
en la orilla interna del siguiente meandro (y
no en el lado opuesto) como se observa en
la Figura 117.
Figura 117. Desarrollo de orillares en una llanura meandrica.
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Orill a re s
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· ·:·\.Eros l ón Sedimentac .~
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.......
1/'--"
.. "-'"
[ banca i nt erna )
El doble proceso de erosión-sedimentación
suele ser poco activo cuando el caudal y la
carga de aluviones son escasos ; en cambio ,
este alcanza su máxima eficiencia cuando el
nivel de las aguas se aproxima a su tope, sin
salirse del cauce .
Es entonces cuando la meandrificación, o sea
el crecimiento , corte y abandono de meandros, junto con la formación de orillares , adquiere su mejor expresión.
Tal como puede observarse en la Figura 118,
el proceso afecta a curvas sucesivas de una
•
Morfografía
Bajo el predominio de los procesos anteriores, una llanura aluvial meándrica está
caracterizada por los siguientes rasgos
morfológicos:
(e)
y
Geo fo rma s
a. Plano inundable: Paisaje de edad subactual a actual, susceptible a inundaciones
periódicas u ocasionales, en el que se
destacan varias generaciones de orillares, meandros abandonados con agua o
colmatados y algunas sobrevegas (Figuras 119 y 120).
/(1
'11
E. r os r..on
C) 1JI
..........rs:;¡IJ../¿I¡ (ba nca externa)
corriente, produciendo erosión y sedimentación alternas que poco a poco determinan el
pronunciamiento de los meandros hasta que
finalmente, durante las crecidas, la corriente
puede acortar camino por una zona cóncava
de los orillares (c), dejando abandonado un
meandro abierto, de forma semi lunar; e igualmente puede recortarse por el cuello muy estrecho del meandro (e), abandonando un lago
en herradura (oxbow lake). En los dos casos ,
los mismos sedimentos del río se encargan
de taponar los extremos de las curvas abandonadas, aislándolas del nuevo curso .
Fuente: Foto IGAC. 1962.
Figura 120. Vista aérea de la típica llanura meándrica del río Obi en Siberia (Rusia) donde se
destacan: el plano inundable (To) y varios niveles de terrazas (T1 a T4).
( d)
Fuente: Foto URSS. 1948.
152
Agradac ión
Figura 119. Vista aérea de la llanura meándrica del río Guaviare-Colombia,
tributario del Orinoco, en su tránsito a través de un área selvática.
Figura 118. Proceso de estrangulamiento de meandros.
(b)
de
Geomorfo log ía
-
Apli cada
Orillares o barras de meandro: Geoformas cóncavo-convexas, alargadas y curvadas, a modo de patrones de surco s y
camellones de diversa amplitud y desni vel, que se for man en la orilla interna de
los meandros mediante la depositación
de sucesivas capas de aluviones relativamente fino s (arenas finas, limos) sustra ídos del lecho por un flujo lateral subsuperficial. Después de una inundación, las
áreas cóncavas suelen quedar cubiertas
con aguas estancadas, produciéndose la
decantación de sus aluviones más finos
con lo cual les comunican el aspecto de
pantanos estrechos y alargados.
En consecuencia, mientras los monliculos o
áreas convexas se caracterizan por su granulometria arenosa a francosa y un drenaje natural bueno a moderado, que favorecen el
desarrollo de una adecuada cobertura vegetal , las áreas cóncavas exhiben las mismas
capas areno-francosas pero recubiertas por
otras más fina; su condición de drenaje se
torna imperfecta a pobre, lo cual sólo favorece el desarrollo de vegetación adaptable a
tales condiciones.
Las dimensiones de los complejos de orilla res normalmente son proporcionales al tama ño de las corrientes que los originan , pero a
pesar de que en todos los casos caen dentro
del concepto de un microrrelieve, pueden ser
fácilmente recono cibles sobre fotografias aéreas y algunas imágenes de sensores remotos satelitarios gracias al contraste tonal que
exhiben los "surcos y camellones".
Las varias generaciones de orillares que pueden reconocerse en una llanura aluvial mediante el estudio de su imagen fotográfica ,
por lo general presentan escasas diferencias
en su evolu ción pedogenética (comúmente
incipie nte), especialmente cuando la corriente desa rrolla una activa meandificación. En
consec uencia, sólo un estudio sobre el terreno podrá dar pautas al fotointérprete -edafólogo- para diferenciar los orillares actuales
de los subac tuales.
154
P rocesos
Meandros abandonados: Comprende
tramos del lecho de un río correspondientes a una curva de meandro abierta
o cerrada , cuyo corte y aislamiento ocurre cuando la corriente puede acortar su
curso, incrementando localmente su pendiente. El taponamiento de sus extremos
es rápido y tiene lugar por la acumulación
de sedimentos del prop io lecho.
Recién cortados los meandros contienen
agua, constituyendo entonces verdaderas lagunas; sin embargo, luego de sucesivas inundaciones van llenándose con aluviones más
finos hasta transformarse primero en panta nos y finalmente en meandros colmatados.
El reconocimiento de estas geoformas sobre
fotografías aéreas también es fácil por el contraste tonal que ofrecen (más oscuro ) con relación a las áreas circundantes.
-
Sobrevega: Corresponde a la unidad
más sobresalaiente del plano inundable,
localizada en forma discontinua hacia las
márgenes del mismo y formada tanto por
la acumulación longitudinal de sedimentos finos del propio río durante crecidas
excepcionales, como por aportes laterales coluvio-aluviales procedentes de la
denudación de escarpes y talu des de terrazas adyacentes.
El conjunto de sedimentos recubre parcialmente los orillares y meandros abandonados,
elevando con ello el nivel del terreno y determ inand o quizás una menor frecuencia de
inundaciones.
-
Terrazas agradacionales. Uno o más
paisajes que completan la morfologia de
la llanura aluvial meándrica , localizados a
ambos lados del plano inundable y originados por repeli dos descensos del nivel
de base de erosi ón, bien por asce nsos
diastróficos regionales o si no por incide ncia climática global (eras glaci ales) .
En ambos casos dom ina en principio la
erosión vertical que cond uce a la incisión de la corriente dentro de sus propios
sedimentos. No obstante, al acercarse
a un nuevo perfil de equilibrio, el cauce
se ensancha y se inicia una nueva etapa de sed imentación. Arriba quedan los
niveles de terraza y abajo el naciente pIano inundable, tal como puede apreciarse
en la llanura del rio Obi (Figura 120) en
donde parece que la secuencia: incisiónensanchamiento-sedimentación se repite
rápidamente, ya que en los tres niveles
inferiores de terraza aún pueden observarse meandros abandonados y sus correspondientes orillares.
Cada nivel de terraza está separado de los
demás por un escarpe o un talud de terraza , cuya altura es indicativa de una mayor o
menor incisión de la corriente. A diferencia de
los escarpes rectilíneos de las terrazas de rio
trenzado, estos son curvos como los rios que
los afectan.
5.3.4.3 Llanura aluvial de desborde
y llanura f1uvio-deltaica
•
Morfogénesis
Se trata de llanuras construidas por ríos
meándricos o meándrico-trenzados, cuyo
grad iente long itudinal es apro ximadamente
de 1:500 (pendiente <1%). Espacialmente se
exli enden como llanuras intercordilleranas (a
continuación de las llanuras de piedemonte),
cuyas corrientes reciben de los relieves circundantes una elevada carga de sed imentos
de
A gradac ió n
y
Geo for mas
en suspensión y tambi én de lecho (arenas y
pocas o ningunas gravas). El caudal de los
rios fluctúa ampliamente con las estaciones,
al punto de inundar periód icamente la plan icie por desbordamiento lateral.
Aqu i ya no existe el equilibrio entre los procesos de sedimentación y erosión que caracterizaba a las llanuras meándricas, pues
el primero prevalece sobre el segundo en un
grado med ío (llanura de desborde) a alto (llanura fluvio-deltaica).
Cuando, en el primer caso , la corriente rebosa sus orillas durante los periodos de aguas
altas (o de crecidas), láminas de agua de diferente altura abandonan el cauce y se extienden lateralmente hacia la llanura produciendo una sedimentación diferencial de
su carga en suspensión, como resultado de
la repentina reducción en su velocidad y poder de transporte. Los aluviones más gruesos (arenas finas y muy finas) se depositan
primero cerca al río originando los albardones o diques naturales; luego los sedimentos medianos (limos, arena muy fina y arcilla), para dar lugar a una franja transicional
denominada por geomorfológos franceses
como "nape" o manto de desborde; y a mayor
distancia, los materiales más finos (arcillas)
que se extienden y decantan sobre la porción
más amp lia y cóncava de la llanura , conocida como basin o zona de estancamiento de
aguas. El dique natural o albardón y el basin
se pueden apreciar en la Figura 121.
Figura 121. Sección transversal profunda a través de una llanura de desborde.
üt qu e ne tur-a l
\
'..: ......
Basi n
~~ A l u v i on e s
arc i llosos de be s in
1 55
Geomorfología
Aplicada
Durante los periodos de estiaje y de transición climática, cuando el nivel de las aguas
permanece a baja o mediana altura, las corrientes tienden a desarrollar el proceso de
meandrificación descrito antes, pero con me-
Procesos
nor intensidad que en las llanuras meándricas y tal vez de manera discontinua. De ese
modo se forman delante de los diques naturales una o más generaciones de orillares y,
con menor frecuencia, quedan además algunos meandros abandonados (Figura 122).
Figura 122. Vista aérea de una llanura de desborde donde se distinguen :
Orillares (OR), dique natural (ON), basin (B5). Magdalena Medio-Colombia.
de
Agradacjón
y
Geoformas
Figura 123, en la cual se destacan por la vegetación arbórea que crece sobre ellos y que
contrasta abruptamente con la vegetación
herbácea y el agua de las cubetas circundantes. Justamente son estos rasgos morfológicos los que han conducido a la definición de
las denominadas Llanuras f1uvio-deltáicas .
El cauce abandonado, que difiere geogéticamente del meandro abandonado, es taponado en sus extremos por el mismo río, quedando inicialmente cubierto con agua pero
siendo paulatinamente colmatado con aluviones finos.
Cuando las corrientes meándricas reciben en
algún tramo de su curso una abundante carga
de sedimentos de lecho y en suspensión, aportados por tributarios menores pero con mayor
capacidad de transporte en función a un mayor gradiente, entonces tiene lugar una rápida
depositación de gravas'y arenas en el propio
lecho, factor que determina, de una parte la reducción en la profundidad del cauce, y de otro
lado, la emersión de parte de esos materiales
para formar islotes y playones comunicando
a la corriente un patrón meándrico-trenzado.
En cuanto al nuevo cauce, este tenderá con
el transcurso del tiempo, a formar nuevos diques naturales durante los desbordamientos,
depositando aluvíones areno-limosos sobre
aquellos arcillosos del piso del basin. A su
vez, el albardón del cauce abandonado podría finalmente quedar cubierto con depósitos de basin, y esto explicaría entonces por
qué es común encontrar en las llanuras de
desborde y f1uvio-deltaicas suelos estratificados con diferentes secuencias de capas de
arena, limo y arcillas.
Figura 123. Vista aérea de una llanura Fluvio-Oeltaica donde se destacan:
el rio meándrico con su dique natural (tono claro); el basín cenagoso (tonos negros)
y los brazos deltaícos (gris medío). Río 5inú-Colombia.
Fuente: Foto IGAC 1985.
En esta misma etapa del desarrollo de la
llanura de desborde, la corriente que golpea contra la orilla externa de las curvas de
meandro tiende a socavar el albardón desde
su punto más elevado hacia atrás, estrechándolo paulatinamente hasta alcanzar con frecuencia la napa. De este modo se originan
los llamados vertederos o salidas de madre,
o sea las aberturas en el dique natural por
donde el rio vierte parte o la totalidad de sus
aguas con sedimentos hacia los basines, en
posteriores crecidas.
Los vertederos adquieren gran importancia
cuando en los ríos (o tramos de río) meándricos se produce un desequilibrio extremo
y la sedimentación de aluviones, tanto en el
lecho como a largo de las orillas, llega a ser
el proceso dominante durante el desarrollo
de la llanura, sin que la erosión lateral deje
11S; 6
trazas significativas. En tal caso, los numerosos difluentes que se desprenden de la
corriente madre a través de los vertederos y
en dirección a los basines, pueden llegar a
formar nuevas unidades, las que contribuirán
a acomplejar tanto el paisaje como el patrón
de los suelos.
Si el difluente penetra a un basín sin aguas
estancadas, rápidamente se explaya sobre
este, al igual que su carga suspendída de limos, arcillas y arenas muy finas. En cambio,
cuando se extiende sobre ciénagas gradualmente construye con su carga en suspensión
o un brazo deltaico destacado por sus minialbardones, o más comúnmente verdaderos deltas digitados mejor conocidos como
deltas de explayamiento. Estas geoformas
llegan a constituir un patrón intrincado dentro
del basín, tal como puede apreciarse en la
Fuente: Foto IGAC, 1954.
Es importante destacar finalmente el hecho
de que en algunos grandes ríos suelen desprenderse difluentes que captan de modo
permanente parte del caudal de la corriente
madre y forman con esta verdaderas islas, a
menudo de gran longitud. Ese brazo secundario puede recorrer varios kilómetros antes
de conectarse de nuevo con el cauce principal; durante las crecidas también desborda
lateralmente y desarrolla albardones, napas,
1 57,
Geo m o r f o l o g i a
Aplicada
P rocesos
orillares y demás geoformas propias de este
tipo de llanura aluvial. En la porción de tierra
que encierran forman un basin común , sobre
el cua l extienenden sus brazos deltáicos.
asientan las poblaciones ribereñ as, las vías
terrestres y las actividades agropecuarias reconocibles por un apreciable parcela miento
de la tierra .
Un caso tal se presenta en la región del bajo
rio Magdalena (Colombia), en donde se desprenden sucesivamente los llamados: brazo
Morales, Papaya l y Mompós para formar respectivamente las islas del mismo nombre.
Manto o napa de desborde: Zona de
transición entre el dique natural y el basin , no siempre tan defin ida como esas
unidades, formada por la acumulación de
sedimentos de granulometría mediana en
los que tienden a prevalecer los limos. La
pendiente es recta y casi plana a lige ramente inclinada , en ocasiones cruzada
por una fina red de líneas de drenaje que
se pierden en dirección al basin. Los suelos son menos permeables que en el dique natural, con un drenaje natura l imperfecto a moderado. Aquí todavía es posible
encontrar algún parce laje y un uso menos
intensivo de la tierra, o en su defe cto , una
cobertura vegetal algo menos desarrollada que en el albardón.
•
Morfografía
Como resultado de los procesos geomórficos
descritos se concluye que las llanuras aluviales de desborde y fiuvio-deltaicas son las que
muestran un mayor número de geoformas,
la mayoría originadas en períodos de aguas
altas y unas cuantas en épocas secas o de
aguas bajas.
A continuación se describen esas geoformas,
destacando en cada caso sus caracteristicas
geomorfo-pedológicas :
Dique o albardón natural: Es la parte
más alta del plano inundable y la que primero se seca pasada una inundación; se
localiza a lado y lado de la corriente, como
una franja estrecha y alargada , de forma
convexa a plano- conve xa, forma que adquiere debido a las partículas mayores
que allí se han depositado, ocup ando un
mayor vo lumen en comparació n con las
más finas de otras posiciones .
Basín: Es la unidad más amplia del plano
inundable, localizada atrás del dique natural, con extensión hacia los taludes de las
terrazas o hacia la base de los piedemontes, o también hasta las márgenes externas de la llanura . su topografia plano cóncava favorece el estancamiento tanto de
las aguas de desborde, como de aquellas
aportadas por pequeños tributarios intermitentes y las de las mismas lluvias, lo cual
facilita a su vez la decantación de las partículas más finas. Aquí pueden distinguirse
dos porciones bastante definidas, una que
podría denominarse cubeta de desborde,
o sea el basin alto , en donde las aguas de
desborde, se desplazan inicialmente hacia los tramos más bajos, para finalmente
quedar cubierto durante un cierto periodo.
La porción más baja corresponde a la cubeta de decantación, en donde las aguas
se estancan por largos periodos o aun en
forma permanente, constituyendo ciénagas .
Por todo lo anterior en estas unidades se
desarrolla, en condiciones naturales, un bosque vigoroso, pero en áreas intervenidas se
En la primera dominan los suelos con
granulometria fran cosa fina a fina , la permeabilidad es lenta y el drenaje natural
a. Plano inundable: Corresponde al paisaje más joven de las llanuras en discusión ,
de edad actua l a subactual , sujeto a inundaciones periódicas anua les o bianuales,
a menos que estas hubieran sido contro ladas por el hombre. Comprende los
subpaisajes de dique natural , napa de
desborde, basin , brazo deltaico y delta
de explayamiento , cauce abandonado y
brazo menor; orillares meandro abandonado , islotes y playones.
•
1 58
•
pobre , con fuerte s signos de hidromorfismo. En la segunda los suelos son arcilloso pesados , a veces con capas de turba
intercalada; la permeabilidad es muy lenta y el drenaje natural muy pobre hasta
cenagoso. Aqui la vegetación natural es
más raquítica, ya sea arbórea o herbácea; no hay parcela miento de la tierra y
la actividad agricola es nula. En los perio dos de aguas bajas los ribereños suelen
aprovechar la cubeta de desborde para
sostener un pastoreo extensivo.
•
Brazos deltáicos y deltas de explayamiento: Geoforrnas muy estrechas, convexas, alargadas y sinuosas, conformadas
por un caño central bordeado por minidiques natura les, del cual se desprenden
brazos secundarios. Inicialmente se extienden desde el dique natural hacia el basin, pero luego toman cualquier dirección,
llegando a conectarse unos con otros .
Genera lmente están constituidos por sedimentos de granulometría media ; su drenaje natural es moderado en la parte convexa e imperfecto en el cauce central.
Cuando los brazos se extienden desde
un vertedero en un patrón distributario, la
de
Agradación
y
Geoformas
unidad recibe el nombre de delta de explayamiento.
En condiciones naturales, los brazos deltaicos presentan una cobertura arbórea
de buen porte, la cual perm ite delimitarlos
fácilmente sobre fotografías aéreas , más
aun si están rodeados por el agua de las
ciénagas. Debido a su estrechez, las probabilidades de uso agropecuario son escasas.
•
Cauce abandonado: Los tramos aban donados del lecho de un rio pueden aparecer cubiertos con agua , con aspecto
de pantanos o secos. Inicialmente son
cóncavos y cubiertos por sedimentos de
lecho con arenas y tal vez gravas, pero
cuando llegan a colmatarse , los sedimentos superficiales son más finos , poco permeables y a menudo cubiertos con veg etación herbácea adap tada a condiciones
de drenaje restringido.
Su reconocimiento sobre fotografías
aéreas resulta fácil , tanto por la forma
meándrica y tono oscuro del canal, como
por los tonos claros, la vegetación más vigorosa y el uso-parcelaje de sus diques
naturales. (Figura 124).
Figura 124. Aerofotografía de la llanura del río Cauca (Colombia) donde se destaca
un cauce abandonado meándrico. Aguablanca-Valle del Cauca.
Fuente: Foto IGAC, 1957.
1 59
Geomorfología
•
Aplic a d a
Orillares, meandros abandonados: Estos subpaisajes ya fueron descritos en las
llanuras meándricas, por lo cual se remite
al lector al capitulo correspondiente.
b. Terrazas aluviales: Como en toda llanura aluvial, aquí también pueden o no desarrollarse terrazas aluviales, lo cual es
función de las fluctuaciones que pudiera
sufrir el nivel de base de erosión local, ya
relacionadas con las eras glaciales o con
ascensos diastróficos.
En el caso de ocurrir terrazas en una llanura de desborde, estas podrían presentar una
granulometría variada, aunque con predominio de las texturas finas, más aún si los
procesos pedogenéticos hubieran alcanzado
suficiente desarrollo. No sobra aclarar que
mientras las terrazas no sean afectadas por
fuerte disección, los niveles superiores deben
presentar los suelos más evolucionados en
función a su mayor edad y a la estabilidad
que brinda su topografía plana. En caso contrario, la disección producida por la escorrentia en colaboración con la remoción en masa,
pueden conducir a la remoción de los suelos
maduros y a la exposición de los aluviones
frescos subsuperficiales.
En el proceso de interpretación de imágenes
para la identificación de una llanura de desborde que limita con un piedemonte aluvial se
suelen presentar dudas para su delimitación.
Sin embargo, un cambio neto en la cobertura
vegetal o en el uso de la tierra, con presencia de nuevo parcelamiento en las márgenes
del plano inundable, sin que aparezca bien
definido un talud o escarpe de terraza, puede
ser indicativo del contacto entre la llanura de
desborde y un piedemonte aluvial.
En ocasiones puede reconocerse el avance
de la sedimentación de los abanicos sobre
el plano inundable, pero también es común
la sedimentación más acelerada en la llanura de desborde, al punto de recubrir la parte
distal del piedemonte. Barrenajes detallados
perpendiculares a la corriente colectora podrán aclarar la predominancia de uno u otro
proceso.
Ejemplos en Colombia de recubrimiento del
plano inundable se encuentran en la llanura
del Atrato (Departamento del Chocó), donde
el rlo Sucio está explayando sus sedimentos
sobre aquella. En cambio, en el Departamento del Valle del Cauca, el rio del mismo nombre ha recubierto la base de los abanicos del
piedemonte de la Cordillera Central Andina.
,
6. MORFOlOGIA COSTEROMARINA
6.1 INTRODUCCIÓN
a la retirada de las aguas y de su acción erosiva/agradacional.
E
Como el fondo del mar es esencialmente un
lugar de sedimentación, por lo general su superficie es bastante lisa, aplanada, con huellas de formación de barras de playa y con
ondulaciones en su contorno.
l contorno inicial de la mayoría de las
costas marinas ha sido el resultado de
movimientos relativos entre tierra firme
y océanos. De ello han resultado diferentes
tipos de costas (Figura 125).
6.1.1 Costos de inmersión otronsgresión
Una elevación del nivel del mar o un hundimiento de las tierras conduce a la inmersión
del paisaje antes modelado por los agentes subaéreos. La inmersión de una región
de montañas, colinas con valles fluviales o
glaciarios origina una costa recortada por
bahias, ensenadas, estuarios, rias, fiordos,
estrechos, radas, etc., separados por salientes tales como: cabos, peninsulas y promontorios.
De otro lado, la inmersión de llanuras da lugar a la formación de golfos muy amplios, a
veces pantanosos. Estas costas sumergidas
van cambiando gradualmente en su aspecto
hasta alcanzar el equilibrio y quedar regularizadas por los efectos de la erosión y sedimentación marinas.
6.1 .2 Costos emergentes ode regresión
Son el resultado de un descenso del nivel del
mar o de una elevación de las tierras y bloques continentales adyacentes, conduciendo
Cuando el ascenso de la costa es repetitivo,
con periodos alternos de estabilidad (tectónica o climática), pueden emerger uno o más
niveles de terrazas marinas.
6.1 .3 Costos neutroles
Aquellas que no dependen ni de inmersión,
ni de emersión, sino de las acciones continentales fluviales, f1uvio-marinas, volcánicas
y biológicas, en cuyo caso se les denomina:
•
Costas de abanicos
•
Costas de deltas
•
Costas volcánicas
•
Costas de arrecifes
6.1 .4 Costos follados
Aquellas determinadas por fractura de la corteza litoral, con hundimiento del bloque frontal. El escarpe de falla configura un acantilado muy regular.
Geomorfologí a
A plicada
M o r f o lo g ía
Figura 125. Clasificación de las costas. 1) Costas de inmersión: 1A, costa montañosa
sumergida, 18, llanura costera sumergida, relieve bajo; 1C costa de fiordos; 10,
depósitos glaciares (drum lins) sumergidos. 2) Costas emersión: 2A, llanura costera,
relieve bajo; 28, costa de vertientes abruptas, relieve escarpado. 3) Costas neu tras:
3A, costa de abanicos aluviales; 38, costa en delta; 3C, costa volcánica; 3D, costa
de arrecifes coralinos. 4) Costas de Falla .
6.2 EVOLUCIÓN DE LOS
PAISAJES COSTEROS
Todo tipo de costas es modificado rápidamente por los procesos de eros ión y sedimentación fluvio-marina y marina, dando lugar a
nuevas y variadas geoformas litorales.
Los principa les agentes geomórficos que participan en dicho mode lado litoral son:
a. Las olas;
b. Las corr ientes de marea ;
c. Las corrientes de deriva litoral o corrientes costeras;
d. Las corr ientes fluv iales ;
e. El viento ;
f.
Los efectos ocasionales de maremotos o
erupciones volcánicas, ya sean directos o
a través de los tsunamis;
g. Deslizam ientos submarinos del talud continental;
h. Los organismos (corales, madréporas,
manglares, el hombre).
Se analizan entonces los principales proce sos fluvio-marinos y mar inos, así como los
paisajes resultantes.
6.2.1 Procesos de erosión marina y formas
correspondientes
3C
Fuente: Strahler, 1974.
3D
Las fuerzas de eros ión que actúan en el medio costero proceden directamente del elemento marino, siendo LAS OLAS el agente
más contundente de la denudación costera,
aun cuando también se atribuye alguna acción denudativa a las corrientes de marea y
corr ientes litorales.
Las olas correspo nden a un movimiento ondulatorio de la superficie del mar, prod ucido
1 62
Costero
-
M a r ina
principalmente por el viento. Los movimien tos ondulatorios de la superficie del agua son
al principio muy amp lios, pero a medida que
avanzan hacia tierra firme van aume ntando
gradualmente en altura (menor longitud de
onda) y ace leració n, debido a una disminución en la profundidad de las aguas, hasta
que finalmente al llegar las óndulas sobre el
plano inclin ado de la ribera marina, su movimiento ondulatorio (de osci lación) se perturba
y transforma en una translación dirigida hacia
la costa, presionando primero sob re el fondo y luego reventando y rompiendo con una
fuerza muy grande. especia lmente durante
las tempestades. La fuerza del golpe de las
olas contra un acan tilado puede variar entre
unas 10 a 70 Um 2 • Ello da origen a la erosión directa y remoc ión de detritos desde los
acanti lados y costas montañosas o colinadas
sumergidas , las cuales gradualmente se van
regu larizando pero con una morfo logía que
depende de la litología (Figuras 126 y 127).
Así, por ejemplo, los aca ntilados escarpados
son exc lusivos de rocas poco coherentes
(arc illolitas, tobas) o de rocas duras suprayaciendo a rocas blandas. En todos los casos
las olas socavan la base de las riveras altas,
ocas ionando desl izamientos. desprendimientos y desplome de bloques; al mísmo tiempo arrastran una gran parte de los detritos
liberados. excepto los bloques muy grandes
(en Escoc ia se observó la remoción de bloques de unas 2.600 t de peso) . Sin embargo ,
el mayor efecto de arrastre de material más
fino liberado, hac ia zonas más profundas, lo
tienen las cor rientes de deriva litora l y las corrientes de marea que pueden alcanzar considerab le velocidad.
A medida que retroceden los acantilados por
la eros ión de olas, se forman arcos, pilares ,
cuevas , hendiduras, etc .; a la vez, se forma
al pie una plataforma de abra sión, como producto de trun cami ento de las rocas. Sobre
esta revientan las olas que mueven arenas
y gravas , materi ales que acaban de pulirla
como una lija, más la ayuda de la acción química del agua del mar.
163
Geomorfologia
Aplicada
Morfo logia
Cuando la plataforma alcanza una extensión
considebrable, las olas mueven sobre ella
arenas y gravas que se van acumulando en
la parte inferior, bajo las aguas y aun sobre
estas, conformando así una terraza litoral. Finalmente, al alcanzarse el equilibrio, el acantilado ya distante , es poco afectado por el socavamiento marino.
6.2.2 Procesos de sedimentación f1uvio-marina
y marina y Geoformas correspondientes
El volumen de derrubios, producidos por la
demolición de acantilados y demás costas altas e irregulares, no siempre es considerable
y suficiente para construir nuevas geoformas ;
ello se comprueba por el hecho de que estas sólo son amplias en aquellas costas de
áreas continentales, a donde llegan caudalosos rios cargados de aluviones. Cuando no
existe esta fuente de materiales o es muy
escasa , las geoformas litorales de acumulación son escasas y pequeñas. Por tal razón
deben tenerse en cuenta en el ambiente costero aportes eólicos y aquellos provistos por
organismos (corales y manglares) .
Entre los paisajes de acumulación litoral (marina o lacustre) se mencionan :
(ostero
M a r t n a
a. Los deltas, cuya formación depende de
condiciones continentales modificadas
por el movimiento de las aguas marinas o
lacustres.
b. Playas, barras de playa y cordones litorales, relacionadas con el trabajo de las
olas y corrientes costeras.
c. Marismas, que dependen de una influencia continental y marina combinadas.
d. Planicies de marea, de acción puramente
marina, por las corrientes de marea .
e. Edificaciones coralinas , acumulación de
caparazones de organismos
marinos.
,
6.2.2.1 Planicies deltaicas
Paisajes de agradación f1uvio-marina que se
desarrollan en los sectores de convergencia
de las acciones continentales y marinas o lacustres, esto es, las COSTAS.
Delta: Paisaje de aspecto variado , aun cuando el concepto original le atribuía la forma de
la letra griega h.; de topografia plana yanegadiza , cruzado por varios brazos fluviales que
configuran un patrón de drenaje distributario
y que se extienden mar adentro , ganando espacio al mar.
Fuente: Strahler. 1974.
Figura 127. Acantilados de yeso de Normandia, a lo largo de la costa francesa del Canal de la
Mancha, donde pueden observarse farallones, arcos y cuevas marinas.
Figura 126. Desarrollo de acantilados marinos .
(Según E. Raisz.) A. La rotur a de las olas origina un pequeño acantilado (nip). B. A medida que el acantilado va
retrocediendo se van originando socavaduras, arcos, agujas y grietas. Al mismotiempo se va modelando la plataforma de abrasión y se va formando una terraza. AR = arco; C = cueva; F = farallone s; G = griet a; P = plataform a
de abrasión ; PL = playa ; S = socavadura; T = terraz a marina. C. Cuando se ha alcanzado el equilibrio, se forma una
ancha plataforma y el acantilado deja de ser activam ente socavado.
Se forman cuando un río alcanza el mar o
un lago y su gradiente prácticamente llega a
cero, con una rápida reducción de su veloci-
dad, lo cual promueve la diseminación de las
aguas y la sedimentación de su carga (arenas ,
limos, arcillas, material orgánico) por debajo
16
Geomorfología
Aplicad a
de la superficie del agua; lo anterior, cuando
los procesos marinos de redistribución no alcanzan a arrastrar la carga de sedimentos.
Condiciones para la formación de Deltas:
No todos los ríos que llegan al mar o a un
lago forman deltas; para que ello ocurra se
requiere:
a. Que la corriente penetre en aguas someras y tranquilas , con mareas y corrientes
costeras débiles, v.gr. golfos, bahías, ensenadas, mares cerrados;
b. Que el río lleve una abundante carga de
sedimentos en suspensión;
c. Que la desembocadura sea amplia, a fin
de permitir que las aguas del río lleguen
lentamente al mar;
d. A lo anterior se agrega la incidencia del
agua del mar que, cuando contiene altas
concentraciones de los cationes Ca2+ y
H+ (también Mg2+), se promueve la f10culación de los coloides arcillosos, esto
es, su coagulación y rápida precipitación
hacia el fondo.
Desarrollo y estructura de los Deltas: La
formación de un delta comienza con la depositación de los sedimentos más gruesos y
pesados, a partir de la línea de costa y bajo el
agua, en capas sucesivas con una inclinación
mayor que la del fondo del mar; estas son las
capas frontales. Su inclinación mayor o menor depende de:
•
El grosor de los sedimentos.
•
El perfil del fondo subactuático.
•
El régimen de la corriente fluvial.
•
La acción de las olas y corrientes costeras.
La fracción más fina de la carga de sedimentos del río (arcillas) permanece en suspensión mientras las aguas dulces se mueven
mar adentro, explayándose más y más hasta
16 6
M o r f o l o g ía
que finalmente decantan delante de las capas frontales y sobre el fondo marino, como
capas más o menos horizontales, conocidas
como capas de fondo . Estas son, en todos
los aspectos, sedimentos marinos.
De este modo, la parte frontal de cada sector
del Delta crece mar adentro, al igual que la
llanura f1uvio-marina en conjunto, pero al comienzo por debajo del nivel del mar.
El cauce único del río, una vez que penetra
al mar es colmatado y obstruido, de tal modo
que la corriente de agua se abre paso a través de sus márgenes, bifurcándose una y otra
vez, hasta conformar u~ sistema de drenaje
distributario, cuyos brazos o canales subacuáticos ven reducirse su gradiente y con él
su capacidad de transporte. Ello trae como
consecuencia la sedimentación de arena y limos en los lechos (sobre la capas frontales)
los cuales van elevándose poco a poco hasta
emerger. La anterior sedimentación en los lechos de los brazos deltaicos subacuáticos da
lugar primero a las denominadas capas superiores subactuáticas (de materiales más
gruesos), las que al emerger sobre el nivel
del mar, llegan a ser nuevamente verdaderos
depósitos fluviales, con las características de
una llanura de desborde; son las capas superiores subaéreas, o sea, la parte visible
de la llanura deltaica (Figura 128).
Los materiales transportados más allá de las
capas superiores, o bien caen sobre la pendiente de las últimas capas frontales, o sino,
si son suficientemente finos, son llevados por
las corrientes litorales a mayores distancias
y luego decantados como nuevas capas de
fondo.
Las corrientes costeras y las olas son responsables del mayor o menor crecimiento de un
delta y de la forma de su parte distal.
Por su parte, el espesor de los depósitos deltaicos depende en gran parte de la profundidad del mar en la zona costera.
( o s t e ro
-
Ma r ina
Clases de Deltas: La forma exterior de los
deltas depende de:
landa, del Niger en Nigeria, del Orinoco en
Venezuela, del San Juan en Colombia.
a. Factores relativos a la corriente fluvial y
su carga de sedimentos, tales como:
Delta Digitado (En Pata de Ave) : Se caracteriza por presentar brazos deltaicos en forma
de dedos desiguales , protegidos por diques
naturales, que se extienden ampliamente en
el mar, ramificándose una y otra vez. Las depresiones intermedias emergen más lentamente y son de carácter más pantanoso que
en los tipos lobulados y agregados; contienen
proporciones elevadas de lodo y cieno-orgánico (Figura 129B).
•
El volumen de sedimentos acarreados
por el río; ello incide en el crecimiento y
tamaño del delta.
•
El tamaño predominante de materiales
(arena, limo o arcilla) tiene efecto sobre la
forma visible.
b. Factores relacionados con el carácter
del mar o lago en donde se desarrolla el
delta.
•
Tipo, fuerza y dirección de las olas y corrientes costeras.
•
Fuerza y dirección de las corrientes de
marea.
•
Pendiente de la ladera frontal subacuática.
Son ejemplos de este tipo los deltas de los
ríos Mississippi en EUA y Atrato en Colombia.
Delta Apuntado (o Aguzado o Cuspeado):
Adquiere tal forma debido a una fuerte acción
de las olas y corrientes litorales que golpean
la costa desde direcciones opuestas. v. gr.
delta del Tíber en Italia (Figura 129 e): del río
Ebro en España, este último definido por flechas litorales que se extienden en direcciones
opuestas. El río Sinú desarrolla actualmente
un tipico delta cuspeado.
Estuarios (del latin Aestas = marea y Aesto = bullir, o sea, el efecto de ebullición de
pleamar en la desembocadura, al reunirse las
aguas del río y del mar). Se trata de un paisaje f1uvio-marino diferente a los anteriores,
que se caracteriza por presentar la porción
terminal del lecho de un río muy ensanchada
desde varios kilómetros aguas arriba, debido
a la acción de las altas mareas que represan
la corriente y aun se remontan tierra adentro
por decenas de kilómetros en un movimiento
de regresión y transgresión. Ello favorece en
marea alta, la sedimentación de toda la carga
de aluviones en la porción ensanchada del
cauce, formando numerosos islotes y playones, diques y bajos (Figura 129D).
Deltas Arqueado y Lobulado: El delta del
Nilo, por su semejanza con la letra griega delta (t>.), fue el primero que recibió tal nombre.
Tiene varios distributarios que crecen mar
adentro de modo relativamente uniforme,
protegidos por diques o rebordes convexos,
mientras sus áreas intermedias son colmatadas rápidamente con sedimentos arcillosos
y fangos orgánicos. Debido a que su parte
distal es ampliamente curvada, semejante a
la de un abanico aluvial, el paisaje se describe como delta arqueado. Esa forma generalmente es modificada por cordones litorales
originados mediante una redistribución de sedimentos por las corrientes costeras. Cuando
el delta prograda formando un arco muy cerrado, se denomina lobulado (Figura 129A).
Ejemplos: Estuarios del Amazonas, del río
Paraná-La Plata, del río Sena.
Otros ejemplos de deltas de este tipo son: el
del río Ganges en la India, del Rhin en Ho-
Si un río se ensancha por acción de las
mareas, pero no lleva carga suficiente de se-
16 7
Geomortologi a
Ap lic a d a
Morfologia
dimentos como para formar islas y playones,
el paisaje recibe el nombre de ESTERO (ver
planicies de marea).
También ocurren deltas de form as combinadas, como el rlo Po (Italia) que es de tipo DíGITO-LOBULADO .
Figura 128. Sección vertical de un delta simple en el que se observa
su estructura (Según G. K. Gilbert).
6.2.2.2 Playas marinas
Tanto los derrubios de la erosión de acanti lados como los sed imentos aportados por las
corrientes fluviales y aquellos de origen biológico (conchas) , normalmente, se acumulan
sobre la plataforma de abrasión , conformando la playa , geoforma que se extiende desde
la linea de costa (limite de tierra firme y área
de influencia marina) hasta la linea de ribera de baja marea. Los perfiles de las playas
marinas no son permanentes sino inestables
y contrastantes, dependiendo ello tanto del
(o stero
Ma r i na
tamaño de las partículas de arena y guijarros
como de las caracteristicas del oleaje. Asi ,
muchas playas arenosas pueden ofrecer perfiles contrastantes según ocurran períodos de
tormentas o de calma ; un día con cobertura
arenosa o de gravas, y otro con el piso roco so en superficie, como resu ltado de procesos
alternos de relleno o remoción . Cuando reina
el buen tiempo, las olas rompientes tienden a
empujar arena o guijarros hacia lo alto de la
playa hasta formar una berma para lela a la
linea de costa (Figura 130).
Figura 130. Desarrollo de una playa arenosa.
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1'1 11 \' :1
Figura 129. Tipos de deltas: A. El delta del Nilo es de tipo arqueado y tiene forma
triangu lar. B. El delta del Mis sisippi es de t ipo ram ificado, en form a de pata de ave (digitado) ,
con largos pasos. C. El delta del Tiber es triangular o en cúpide, debido a la fuerte acción de
olas y corrientes. D. El delta del Sena va rellenando un estrecho estuario.
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Fuente: Strahler; 1974.
168
hrn lll
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En cambio en temp orales fuertes , las olas
rompientes más altas y empinadas, y con
un poder de lavaje regresivo más efectivo,
vuelven hacia la parte sumergida de la playa
arrastrando consigo arenas . Además , las lluvias intensas y niveles locales más elevados
del mar, determinados por una baja presión
atmosférica , amén de oleajes tormentosos,
elevan el nivel fre ático en las playas produ ciendo la saturación de las arenas y con ello
la pérdida total de su débil cohesión. De este
modo son rápidamente arrastradas hacia
la playa sume rgida , la cual actú a entonces
co mo reserv orio en constan te cambio, a partir
de la cua l y dentro de la cua l es transportado
el material de las playas (Se lby, 1987).
Las playas constituidas mayormente por guija rros y conchas tienden a ser más mo nótonas
(regulares) que aquellas arenosas , debido a
que las olas o el viento pueden comun icarles
rasgos especiales. Los vientos fuertes que
soplan hacia tierra firme pueden por ejemplo
arrastrar las arenas y formar dunas costeras,
ya longitudinales, transversales o parabólicas
a veces de grandes dimensiones como la de l
mar del norte en Holanda.
6.2.2.3 Barras de Playa
Cuando las bermas sobreviven a las tormentas fu ertes y además hay abundante provisi ón
de sedimentos, qu e llegan a las play as por difere ntes medios, puede formarse una nueva
berma en frente y paralela a la(s) exis te nte(s),
especia lmente en peridos de ca lma atmo sfé rica . De este modo puede progradar una costa, es decir, exte nderse hacia el mar, como
169
Geomorfologia
Aplicada
una sucesión de bermas y barras de playa ,
especialmente de arenas. Las bermas de guijarros y conchas sólo aparecen bien defin i-
Morfología
das cuando las originan olas tormentosas, las
mismas que ser ian erosivas sobre playas de
arena (Figura 131).
Figura 131. Desarrollo de barras de playa (bermas sucesivas).
- f-
Cuando las olas llegan perpendiculares a
la linea de ribera marina de una bahía . las
barras de playa aparecen a todo lo largo de
la misma ; en cambio, cuando las olas llegan
oblicuas a la costa , las barras de playa tienden a concentrarse en el extremo de la bahia,
opuesto a la dirección de las olas.
Ascensos isostáticos o tectónicos suaves de
la zona costera pueden dejar al descubierto
dos o más generaciones de barras de playa
(Figura 132).
Morfológicamente las barras de playa constituyen un complejo de camellones y depresiones alargadas, paralelas a la línea de ribera, de sección transversal ondulada, conformadas por arenas bien seleccionadas y
capitas de limos que tienden a acumularse en
las áreas cóncavas. En las más antiguas, la
vegetación se acomoda al microrrelieve, con
mejor desarrollo sobre los camellones, debido a su mejor drenaje.
Figura 132. Barras de playa actuales y recientes en el golfo de Morrosquillo-Colombia.
Nótese el pequeño delta formado en la anterior linea de costa.
6.2.2 .4 Cordones litorales, flechas
o espigones y tómbolos
Geoformas de acumulación marina o lacustre
debidas principalmente a deriva de los materiales erosionados en acantilados y/o de
sedimentos aportados por los ríos que llegan
al mar, por acción de corrientes litorales que
resultan de la refracción de olas oblicuas.
En una primera etapa las olas oblicuas golpean la costa baja desprendiendo y transportando arenas y demás sedimentos en suspensión, hasta formar un depósito alargado,
a modo de un camellón . Este a menudo se
extiende paralelo a la costa por varios kilómetros, encerrando parcial o completamente
algunas bahias, ensenadas o porciones de
costa y aislando de ese modo lagunas de
agua salobre llamadas Albúferas, las cuales o bien van secándose por evaporación
de las aguas , con precipitación de las sales
disueltas, o bien van perdiendo profundidad
y salinidad por relleno aluvial continuo o por
depósitos de marea.
Los cordones litorales (o islas-barrera) pueden aumentar de tamaño y de altura al superponérseles dunas construidas por acción
eólica con redistribución de la arena de las
playas. A menudo alcanzan longitud de varias decenas de kilómetros, como aquella de
(ostero
la costa de Texas (USA) , de unos 160 kilóme tros de largo .
Los cordones litorales suelen presentar
unos canales estrechos o bocanas que mantienen al "Lagoon" en comunicación con el
mar abierto; son canales de marea por los
que circulan fuertes corrientes en una u otra
dirección durante baja o pleamar.
En ciertos casos un cordón litoral llega a
transformarse en un espigón o flecha litoral,
la cua l progresa hacia el lado opuesto de la
bahía o ensenada que encierra, pero en forma curvada, hacia tierra, gracias a la refracción de las olas que produce esa encorvadura en forma de gancho.
Estas geoformas pueden desarrollarse entre
una isla y la costa , dando lugar a las denominadas colas de cometa sencillas o dobles.
Las segundas llegan a unir la isla al continen te de manera perpendicular al litoral; estas
son Tómbolos (v. gr. islas del norte de Holanda).
Los espigones, como las playas y barras de
playa, corresponden a formas de equilibrio
inestable, debido a que pueden ser modificadas rápidamente por la acción de los agentes
marinos (Figuras 133, 134, 135, 136, 137).
Figura 133. Etapas de formación de un cordón litoral, de la albúfera
y marisma encerradas.
Fuente: Foto /GAC. / 957.
17 0
17 1
Geomorfolog ía
Morfología
Aplicada
Figura 134. Cordones litorales de boca de bahia que han cerrado dos bahias
y han simplificado grandemente la linea de costa (según W. M. Davis) .
(ostero
M a r ¡na
Figura 137. Cabo de Dungeness, en el estrecho de Dover, al SE de Inglaterra. Es una gran punta en cúspide con cordones playeros curvos.
Fuente: Strahler 1974.
6.2.2.5 Marismas o depósitos lagunares
Figura 135. Cordón en cúspide, que ha originado un lagoon triangular, recibe los materiales de
la deriva de playa de ambas orillas (según E. Raisz).
Áreas bajas, pantanosas que resultan del relleno con materiales finos (arcilla , lodo , materia orgánica) de las depresiones encerradas
por flechas litorales, barras de playa o rebordes deltaicos, y las cuales alcanzan con frecuencia varios kilómetros de ancho.
Son geoformas de carácter f1uvio-marino , fisiográficamente comparables a una cubeta
de decantación, caracterizadas por ser formas dinámicas equilibradas que no se secan en condiciones naturales normales.
El fango procedente de la deriva continental o
de los depósitos de marea se acumula cuan-
Figura 136. Dos tómbolas que han unido esta isla con tierra firme (según W.M. Davis) .
do se equilibra el nivel de la marea (pleamar);
la depositació n es mecánica pero, a la decantación normal, se agrega la influencia de la
ñoculación de coloides, cuando el agua contiene altas concentraciones de cationes Ca 2 . ,
Mg 2 • Y W.
En las regiones tropicales relativamente húmedas crece una vegetación particular sobre los marismas: el mangle (Rhizophora
mangle), árbol de largas raíces que crece en
aguas salobres y que precisamente usa esas
raíces pivotantes para atrapar los sedimentos
transportados por las corrientes de marea. A
menudo suele darse el nombre de Manglares
a las áreas de marismas que contienen bos ques de tales especies (Figuras 138 y 139).
Figura 138. Planicie de marea en el Pacifico colombiano donde se pueden apreciar
las rías en tono claro y las marismas en tono oscuro. A la derecha se aprecia
la vegetación de manglar en los marismas costeros.
Fuente: Foto IGAC, 1950 y Serrat o, 1993.
172
1 73
Geomorfología
Aplica da
Figura 139. Imagen IRS (L1SS-3) de diciembre de 2003 en el delta
del río Irrawaddy en la costa de Myanmar.
el lodo hasta llegar a formar turberas, especialmente en las zonas templadas y frías .
La tendencia del lodo marino (con limos y
arcillas) de ser llevado en suspensión desde
la zona de marejadas hacia las lagunas interiores explica el contraste medioambiental de
las playas de arena limpia y de las marismas
lodosas.
e. Las corrientes de marea, una vez form ada
la planicie de fango, continúan circu lando
sobre esta, dand o lugar a una com pleja
red reticular de sinuosos canales de marea por los que el agua circu la alternativamente hacia el mar y tierra adentro.
Tanto las planicies de marea como los marismas son paisajes que pueden drenarse y recuperarse para usos agropecuarios, tal como
lo han hecho los holandeses (zona de pólderes), ingleses y japoneses.
6.2.2.7 Terrazas marinas
Fuente: ISPRS, 201J4.
6.2.2.6 Planicies de marea
El flujo y reflujo de las corrientes generadas
por las mareas, proceso comparable con un
río que simétricamente cambia de dirección
cada seis horas, es responsable de una serie
de procesos morfodinámicos del ambiente litoral que se res umen como sigue:
a. En primer lugar, las corrientes que fluyen hacia adentro o afuera de estua rios,
bahi as, ensenadas, lagunas y otra s agua s
estancadas superficiales, a través de estrecho s pasos o bocanas , son muy rápidas y deb ido a ello pueden socavar inten samente la abertura y mantenerla libre de
rellenos arenosos o de otra indole.
b. En segundo lugar, las corrientes de marea llevan en suspensión una carga abundante de limos y arcillas derivadas de los
ríos que entran en las bahías o que proceden de la eros ión de acantilados, o que
17 4
provienen de los lodos del fondo agitad os
por la fuerte acción de las ola s.
c. El lodo de limos y arcillas se flocula en
agre gados blandos y grandes , mezclados
con sales de Calcio y Magnesio, los cuales rellenan enton ces las bah ías , estuarios y lagunas, depositándose en estratos
delgados.
d. Cuando finalmente se colmatan las lagunas o albúferas, dan lugar a planicies de
lodo o fango , las que quedan al descubierto en bajamar y cubiertas en pleamar. Sobre estas planicies crecen luego plantas
halofíticas (tolerantes al agua salobre), de
los gé neros Algae , Spartina , Rizophora,
etc. , cuyas raíces atrapan y fijan nuevos
lodos en suspensión , haciendo que la llanura suba de nivel hasta alca nzar el de
pleamar.
La vegetación colonizadora también es fuente
de materiales orgánicos que van rec ubriendo
Una cos ta puede , en cualquier fase de su desarrollo, ser elevada sobre el nivel de l mar,
ya por movimientos epirogénicos asociadas
a fallas y movimientos telúricos, o bien por
descenso eustático del nivel del mar, convirtiéndose así en una geoforma con tinental que
ya no es afectada por las olas y corrientes
litorales sino por los agentes de denudación
subaérea , responsables de la mete orización
de sus materiales y de su erosión.
El proceso puede repetirse en más de una
oportun idad , con lo cua l se formarían varios
nive les de terrazas separadas por sus correspondientes escarpes o acan tilados. En cada
caso se origina una nueva línea de costa ,
la cua l es regu larizada prontamente por los
agentes de denudación y de agregación marinos . Al igual que en las terrazas aluviales ,
los sue los tienden a desarrollarse más en los
niveles más alto s.
6.2.2.8 Edificaciones coralinas (Biohermas
o montículos orgánicos)
Son geoformas calcáreas resultantes de la
precip itación bioquimica de exoesqueletos
de organismos marinos sedentarios, o sea
una especie de caparazones constituidas por
CaC03 , CaMg (C0 3 ) " tales como el coral (esqueleto rojo arborescente), las madréporas
(esqueleto blanco), algas calcáreas, estromatopóridos, gasterópodos, equinodermos,
foram iníferos y moluscos.
Estos orga nismos se desarrollan y construye n sus arrecifes en mares cálidos (por lo
me nos a 20· C), de ag uas claras, con buena
entrada de luz poco profundas « 90 metros),
ag itadas, bien ox igenadas y ricas en mate rias
nutritivas.
Las edificaciones "coratlnas" más comunes
son :
a) Arrecife marginal o costero: Se alarg a
cerca de la orilla , de la que sólo está separado por un canal de 30 a 150 cm de
profundidad debido a la sedimentación
en la orilla del mar. Algunas veces están
ab iertos por va rios ca nales angostos o
"pasos" que perm iten el acceso de canoas a la ori lla. Son comunes a lo largo
de muchas costas tropicales.
b) Arrecife barrera: De forma linea l, cons truido mar adentro, a cierta distan cia de
una o varias islas no coral inas , formando
una especie de puente entres estas, aun
cuando tal puente puede quedar ligeramente sumergido. Las barreras quedan
separadas de la costa por una albúfera
relativamente profunda (Fig ura 140).
Estas barreras a menu do impid en el acceso
de barcos a la costa , como ocurre con la "gran
barrera de Australia", situada de 60 hasta 200
kilómetros de distancia y con una long itud de
2.400 kilómetros. Su profundidad no excede
de 200 metros.
c) Los atolones: Son arrecifes anulares
cu yo tama ño depend e de las dimensiones de su base sumerg ida. Varían entre
unos pocos kilómetros hasta algo más de
200 kilómetros de diámetro. Siempre en175
Geomorfologia
Aplica da
cierran un lagoon de menos de 50 metros
de profundidad , de fondo arenoso y limoso con abundantes pináculos madrepóricos o coralinos .
y una parte emergida constru ida por las olas
con bloques de corales y madréporas rotas,
con cantos, arenas, sobre la cual crecen palmas y algún otro tipo de vegetación .
La corona comprende una parte sumergida,
en donde prosperan los "corales" y sus comensales como: moluscos, peces pequeños ;
Aquí no hay desarrollo de verdadero suelo,
sino depósitos sueltos de arena, gravas y conchas capaces de sustentar alguna vegetación.
7. PROCESOS YGEOFORMAS
EOUCAS
I
Figura 140. Costa en Indon esia bo rde ada por un arrecife-barrera coralino (A).
E
Fuente: Colección /TC. / 985.
l viento es un agente geomorfológico
invisible y móvil, capaz de desprender,
levantar o arrastrar, fragmentar y depositar su carga de polvo y arena suelta, esto
último como resultado de una reducción en su
velocidad. Sin embargo, lo anterior es sólo una
de las acciones atribuibles a este fenómeno
atmosférico, ya que, al desplazarse sobre la
superficie terrestre, se constituye en vehículo
de la humedad y, con ello, en un gran impulsor
del ciclo hídrológico; además, transmite parte
de su energía al agua superficial de océanos,
mares y lagos, causando el oleaje y la dínámica costero-marina y costero-Iacustre.
ecuador térmico , donde se eleva saturado de
la humedad que se condensa en las alturas,
dando lugar a grandes masas de nubes. El
viento desprovisto de humedad sigue ascendiendo hasta enfriarse y aumentar en densidad, para luego descender frío y seco, mientras nuevas masas de aire caliente ascienden
en compensación . Se forman , en consecuen cia, verdaderas corrientes de convección ,
responsables de grandes oscilaciones de
temperatura, evaporación y sequedad en las
franjas subtropicales, caracterizadas por sus
extensas áreas desérticas, como las del Sahara, Gobi, Sonora, Arizona, Atacama , etc.
Volviendo sobre su calidad de agente
geomórfico, son bíen conocidas las polvaredas que se levantan en las calles , carreteras
y caminos destapados, así como en los terrenos recién arados , luego de una larga sequía
y un soplar continuo del viento. También, el
arrastre de arenas en las playas y barras de
cauce de los ríos trenzados; pero, quizás lo
sean menos los efectos desenfrenados del
viento en las regiones áridas, en donde continuame nte originan enormes tempestades de
polvo (limos) y arenas que llegan a oscurecer
el dia y a avanza r peligrosamente hacia tierras productivas.
En relación con la acción geomorfo lógica eólica, deben considerarse tres características
de los vientos, a saber :
7.1 CARACTERíSTICAS DE
LOS VIENTOS
Como se sabe, la radiación solar da origen
al viento al calentar las masas de aire del
a. Su vel ocidad: De primordial importancia
para la determinación de la cantidad de
particulas de suelo que pueden ser movidas, de su tamaño y de la distancia por
recorrer.
b. Su dirección: Responsable de la orientación de los mantos eólicos y de las dunas
o médanos.
Cambios en la dirección del viento determinan una sedimentación cruzada , así como
variaciones en la forma de las dunas.
c. Turbulencia: Caractreristica muy difícil
de medir, a pesar de su ímportancia, especialmente para el levantamiento o desprendimiento de particulas.
,
e
7.2 CONDICIONES O
FACTORES QUE
PROMUEVEN LA
ACCIÓN EÓLICA
Además de las zonas desérticas, en donde parece dominar la acción eólica, existen
otros ambientes no desérticos que reúnen
la siguiente combinación de factores, en los
cuales ocurren paisajes eólicos:
a. Áreas con una fuente de materiales clásticos poco o no coherentes bien sean arenas o limos, tales como:
Las zonas costeras arenosas
-
-
Las llanuras de inundación de ríos
trenzados
Las zonas periglaciales con abundantes materiales glaciráricos o glaci-f1uviales.
b. Falta de una densa cobertura vegetal
c. Ocurrencia de periodos secos acompañados de vientos fuertes
d. Preferiblemente zonas con topografía relativamente plana (por ello se habla de
planicies eólicas).
e. Periodos en que el material suelto está
seco.
Es claro que el víento sólo puede desprender particulas incoherentes y secas; de ahi
que aun en zonas áridas y semíáridas, donde
los suelos están compuestos de arcillas coherentes, no siempre pueden hallarse dunas.
Tal es el caso del desierto de La Tatacoa en
el Departamento del Huila.
7.3 EROSION EOLlCA
El proceso de erosión eólica tiene lugar por
acción de tres procesos:
17 8
Pro
a
Abrasión: acción natural del impacto de
la arena soplada por el viento contra la
superficie del suelo.
Deflación: o sea el levantamíento y remoción de material suelto por acción del
viento. El proceso entraña además la excavación de depresiones u ollas en rocas deleznables. Aquí hay sorteamiento
de materiales según su tamaño; los más
gruesos son abandonados muy cerca de
su lugar de origen, los más finos son levantados como nubes de polvo (aventamiento).
Atricción: Desgaste mutuo de las part ículas en movímiento.
7.4 GEOFORMAS
DEGRADAClONALES
EÓLICAS
Los efectos combinados de los tres procesos
anteriores han quedado contundentemente
expresados solo en las superficies desnudas
de los desiertos, en donde las ráfagas de arena transportada por el víento atacan destructivamente todo cuanto encuentran a su paso,
por ejemplo las rocas blandas, a las que cincelan desbastando sus rasgos estructurales.
Los depósitos residuales: Son concentraciones de guijarros y bloques rocosos denominados PAVIMENTO DE DESIERTO, cuyo
origen se relaciona con la acción de la arena deplazada la cual pule, excava o estría el
piso rocoso del desierto según su consistencia, quedando al final coberturas de guijarros
bastante bien encajados entre sí.
7.5 TRANSPORTE POR EL
VIENTO
Los materiales que pueden ser transportados
por los vientos normales incluyen principalmente:
a. Arenas medias a muy finas;
b. Limos;
c. Arcillas;
d. Cenizas volcánicas.
Las arcillas, sin embargo, se excluyen en muchos casos debido a que las partículas son
p
os
y
Geoforma
afectadas por fuerzas fisico-químicas que
tienden a hacerlas coherentes.
Pero, si las partículas de arcilla floculan (por
presencia de sales de SO.Na,) en agregados
del tamaño de las arenas finas, llamadas Pseudoarenas, también sufrirán la acción eólica.
Los mecanismos del transporte mismo por el
viento no han sido aún adecuadamente estudiados. Sin embargo, se reconocen tres formas de transporte eólico:
a. En suspensión: Resulta principalmente
del flujo turbulento del aire en contraste
con el flujo laminar o aerodinámico. Es
importante en el transporte de POLVO
(limos y ceniza-volcánica), pero carece de importancia en el transporte de
arenas.
b. Por saltación: Movimiento a saltos, que
resulta del choque y rebote de la arena
impelida por el viento. Las particulas
en movimiento describen trayectorias
parecidas a lineas (Figura 141).
Figura 141. Movimiento de las partículas de arena por saltación
De este trabajo denudacional, resultan entonces algunas geoformas destacadas como:
Las cuencas o depresiones de deflación:
especie de cubetas o basines excavados a
menudo en rocas poco coherentes, o en los
mantos de arena, como los pans y oasís de
algunos desiertos.
Los Yardangs: Formados por abrasión eólica de delgados estratos alternos blandos y
duros, con surcos o acanaladuras resultantes del más rápido desgaste de los estratos
blandos que de los duros, los cuales terminan
resaltando a modo de cornisas o crestas con
estrias intermedias, proyectadas en el rumbo
del viento predominante.
c. Por reptación de la superficíe: Producida
por el choque de los granos de arena que
se mueven por saltación. El bombardeo
continuo de los granos que saltan contra
la superficíe de arena produce desplazamiento lento hacia adelante, a modo de
una reptación de la superficie.
.r
r
Bagnold (1941) piensa que la depositación
de materiales por el viento puede ocurrir de
tres modos:
1 79
Geomorfologla
AplIcada
a. Por sedimentac ió n: Tiene lugar cuando
los granos caen a tierra debido a que la
fuerza móvil (viento) llega a ser insuficiente para continuar transportándolos.
La mayor parte del material transportado
en s us pensión se deposita de esta manera formando capitas poco definidas.
Aqui , las part iculas no se mueven hacia
adelante des pués de tocar el suelo.
b. Depositación por Ac reci ón (o A crecim iento): Resulta cuando los granos movidos por sa ltación golpean la superficie
del te rreno con tal fuerza que algunos
granos continúan moviéndose como
arrastre superficial (semejante a reptación), mientras la mayor parte permanece
en tierra .
En este caso , las partículas pueden desplazarse a lo largo del terre no antes de
depos itarse en alguna depresión panda.
c. Depositación por Avance: Ocurre cuando
el área de depositación no es lisa, sino
que está marcada por alguna obstrucción
(v. gr. elevación o declive brusco) .
Las partículas movidas por reptación superficial pueden detenerse al pie del obstáculo,
no asi aquellas que se desplazan por saltación, las cuales pueden salvar el obstáculo y
caer al otro lado del mismo v. gr. la depositación en el frente de una duna (barchan).
7.7 GEOFORMAS DE LA
SEDIMENTACiÓN EÓLICA
Los rasgos morfológicos determinados por
los depósitos de arena eólica son fácilmente
reconocibles sobre fotografías aéreas y otras
imágenes de las zonas áridas.
También pueden reconocerse depósitos eólicos en ambientes no desérticos, superimpuestos a otras geoformas y/o como material
suelto retrabajado de origen no eólico.
Tales geoformas superimpuestas pueden reconocerse sobre diferentes imágenes por su
Procesos
y
Geoformas
Eólicas
contraste en tonos, modelado o apariencia
alargada.
opuesto (o de barlovento), convexo. La cara
de deslizamiento es transversal al viento .
7.7.1.3 Dunas Parabólicas
Los paisajes eó licos más frecuentes son :
Dunas o m édanos", amantas de loess y cenizas volcánicas , mantos de arena o are nales
o mares de arena.
Los bananas tienden a disponerse en cadenas que se desplazan constantemente en la
dirección de los viento s más efectivos. Carecen de cubierta vegetal.
7.7.1 Tipos de dunas omédanos'
Los cambios en la dirección del viento pueden
modificar su forma y aun destruirlas; además,
determinan la sedimentación cruzada.
Como su nombre lo indica , corresponden a
parábolas de arena con sus puntas disminuyendo hacia barlovento (opuestas al viento)
y con una pendiente más suave en esta dirección que en la dirección del viento predominante.
Las dunas son montículos de arena móvil (y/
o pseudoarenas), de diversas formas y tamaños, deb idas a los diferentes tipos de sedimentación eólica. (Figura 142).
Sus rasgos distintivos varían con el medio
ambiente; asi , las dunas de los desiertos son
estériles, mientras que las de los climas más
húmedos, a menudo presentan una buena
cobertura vegetal , la cual contr ibuye a estab ilizarlas, tal como ocurre con el extenso campo de dunas al sur de Barra nquilla.
Ejemplos de barjanes se encuentran en el desierto peruano-chileno y en el chaco boliviano.
Por lo general este tipo de médanos suele presentar una cubierta vegetal, especialmente
cuando ocurren en ambientes no desérti cos,
como las de los llanos de Apure en Venezuela y los llanos de Casanare en Colombia .
Figura 142. Clases de dunas y secuencia de la rniqracl én de un barchan.
•
7.7.1.1 Dunas Transversales
Siempre ocurren en grupos, asoc iadas con
los grandes mantos de arena de los desiertos.
Oumas lranSVe ftale s
Bafja n
1)
barcba n
Se presentan como una serie de lomas
aproximadamente paralelas entre sí, rectas a
ligeramente curvadas. separadas por depresiones alargadas.
El eje principal (longitudinal) de cada duna es
transversal a la dirección del viento preval eciente.
Algunos geo morfólogos op inan que estas
dunas son formad as por la acción de vient os
moderados y constantes.
7.7.1.2 Barjanes o Barchanes
Es un médano en forma de med ia luna , con
sus cuernos tendidos a sota vento , hacien do
a este lado cóncavo en el plano , y al lado
7.7.1.4 Dunas Longitudinales
* En algunos países (Argenti na) se denomin an MEDANOS (LATIN) a las acumulac iones continentales
y DU NAS (FRANCÉS) a las que se presentan en las
costas ma rinas.
Son lomas de arena , más o menos simétricas, alargadas y estrechas, que se extienden
paralelas a la dirección del viento predominante.
Sus crestas pueden ser redondeadas o aguzadas, con muchos picos (en espiral) y depresiones.
Algunas alcanzan varios miles de metros de
longitud y, a veces, de 100 a 200 m de altura.
Procesos
Usualmente carecen de vegetación o esta es
muy rala y baja ; su disposición alineada y su
tono claro permiten diferenciarlas sobre imágenes. (Figura 143).
Figura 143. Aspecto de las dunas longitudinales antiguas
en el departamento de Casanare, Colombia.
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Entre las dunas longit udinal es se presentan
corredores deprimidos en los cua les puede
aflorar el piso del terreno.
Su orig en pued e ser las regiones áridas o los
co nos de tra nsición glaciar (harina o polvo de
roca de depósitos glaciáricos).
Se cree que son formadas por vientos fuertes,
como los que soplan en la costa del Caribe
colombiano, sectores de Atlántico y Guajira.
Desde el pu nto de vista geomorfológico, interesa saber cómo afectan los depósitos de
loess a la topografía sobre la cual descansan.
Como se indi có atrás, ge neralmen te se acumulan com o un MANTO sobre la topog rafía
preexistente, a ve ces enterrando paisaje s
completos, o mejor suavi zándolos, pero sin
mos trar form as de relie ve propias .
7 7
, J
dp
Se aplica este nombre a mantos de limos (y
polvo) acarreados en suspensión por el viento, los cuales comúnmente presentan una
consistencia algo compacta; son calcáreos,
permeables, de co lor grisáceo, cuando no
está n meteorizad os, y amarillentos cuando sí
lo están.
Se trata de un material muy bien sortea do ,
finamente granulado y desprovisto de estratificación , formado por partícu las angulosas y
subangulares de cuarzo, feldespatos, calcita ,
dolomita y otros minerales que pueden mantenerse un idos co n cemento de montmorillonita.
Cuando el escurri miento concentrado llega a
afectar un ma nto espeso de loess meteorizado , lo convierte en un laberinto de barrancos
con las caracte rísticas de un "BADLA NDS",
tal co mo ocurre en la China con tinental.
Los ríos mayores corren por amplias y fértil es
llanuras aluviales limitadas por escarpes o taludes verticales.
En Suramérica son famosos los mantos del denominado loess pampeano de las fértiles llanuras argentinas , en cuya composición parecen
haber componentes de naturaleza volcánica .
Geoformas
Eól Icas
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