unidad 8B

Monti, A., 2004
AMBIENTE NATURAL I
Unidad 8: Morfogénesis fluvial y de remoción en masa (Parte B)
I. Contenidos generales
Remoción en masa: factores generadores y clasificación. La importancia de los movimientos
de masas en laderas. Relevancia del ciclo hidrológico para el estudio de los sistemas
fluviales. Flujos encauzados y laminares. El sistema fluvial: definición y clasificación. Cuenca
de drenaje. Diseños de drenajes. Pendiente longitudinal del río. Nivel de base. Procesos de
erosión, transporte y depositación fluvial: geoformas características. Evolución temporoespacial de un valle fluvial. Ciclos geomorfológicos. Rejuvenecimiento fluvial.
II. Introducción
Muchos sectores de la superficie terrestre donde se desarrollan formas de relieve por el
accionar del hielo y la gravedad también presentan formas asociadas con el agua como
agente geomorfológico destacado. Así, en la segunda parte de la presente unidad
centraremos el análisis en el efecto del agua como agente modelador de los paisajes
terrestres. El agua puede transportarse por depresiones del terreno dando lugar al
desarrollo de los flujos de agua encauzados ó puede desarrollarse de modo homogéneo por
la superficie terrestre mediante flujos en manto.
Debido a las características del agua de escorrentía como agente modelador, el tema será
abordado bajo el marco conceptual del ciclo sedimentario. En una primera parte se tratará el
escurrimiento del agua como parte del ciclo hidrológico y las conceptos generales de los
flujos encauzados que integran el sistema fluvial. En una segunda parte se tratarán los
factores que controlan los efectos de los ríos como agentes de meteorización, erosión,
transporte y depositación con énfasis en la asociación de geoformas que generan sobre el
sustrato y caracterizan un paisaje fluvial.
PARTE B: MORFOGÉNESIS FLUVIAL
III. Objetivos
 conocer la dinámica de las aguas de escorrentía mantiformes y encauzadas
 establecer la vinculación de los flujos encauzados con la dinámica del ciclo hidrológico
 identificar las geoformas producto de erosión y acumulación fluvial
 establecer las vinculaciones entre la morfogénesis fluvial y el resto de los factores que
contribuyen al modelado del paisaje físico
IV. Conceptos teóricos
El agua de escorrentía junto con los fenómenos de remoción en masa, constituye el agente
geomorfológico de erosión, transporte y depositación sedimentaria más importante. Por ello
tanto el agua de escorrentía superficial como la remoción en masa son los procesos
dominantes en el desarrollo de paisajes.
El agua de escorrentía es parte de lo que se denomina ciclo hidrológico. La circulación
continua del agua entre el mar, la atmósfera y la tierra es denominada el ciclo hidrológico,
o ciclo del agua. Recuerden que en la unidad anterior mencionamos que la evaporación,
precipitación y la escorrentía son los tres procesos principales del ciclo hidrológico.
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Relevancia del ciclo hidrológico en el estudio de la hidrografía fluvial
Según Bruniard (1992) el concepto de ciclo hidrológico ofrece un punto de partida adecuado
para situar el campo de la hidrografía fluvial en el marco de la geografía física. Por ello en
esta parte se enfatizará en el análisis de la hidrografía fluvial debido a su importancia para la
formación del geógrafo. Al respecto diversos autores destacan lo dicho...
Strahler (1975) ..”para el estudiante de Geografía la escorrentía es un tema de vital
importancia ya que de ella dependen los recursos básicos naturales sobre los que se
apoyan actividades tales como la agricultura y la industria”
Guilcher (1965).. “nada traduce mejor que los ríos el conjunto de patrones climáticos,
orográficos, geológicos, biogeográficos y humanos, que caracterizan una cuenca, de los
cuales estos son una suerte de síntesis”
De Martonne (1957) ...”los cursos de agua en sí mismos atraen la atención como un objeto
de estudio más viviente que cualquier otro fenómeno de la geografía física”
De los cuatro aspectos principales del ciclo hidrológico señalados en la sección A de la
presente unidad, al estudio de la hidrografía fluvial de una región le interesa: a) un medio
que es la superficie del suelo, b) una fase física, que es la corriente superficial y c) la
realidad, es decir las variaciones espaciales y temporales que se, producen en un espacio
conocido como lo es una cuenca de drenaje o cuenca fluvial. Estas variaciones espaciotemporales constituyen el problema geográfico por excelencia ya que condicionan
directamente el potencial de la escorrentía como agente geomorfológico modelador de
paisajes naturales.
Flujos laminar y flujo encauzado
Cuando la precipitación alcanza la superficie de la corteza, el agua primero se infiltra hasta
que el suelo queda saturado y el agua no puede penetrar más. Entonces, el exceso de agua
fluye sobre la superficie en láminas anchas y delgadas, denominadas como flujo laminar ó
mantiforme. Dicho flujo se mueve generalmente sobre superficies rocosas rugosas e
irregulares que interfieren su libre transito. Por ello, luego de una corta distancia, el agua
converge hacia las depresiones y labra canales muy pequeños sobre el sustrato llamados
rills. Sin bien estas formas evidencian el comienzo del encauzamiento del flujo, dado su
limitado tamaño,
generalmente son efímeras en ambientes áridos y pueden ser
erosionadas casi por completo una vez que se hacen inactivas. Si se conservan puede
colaborar al encauzamiento de mayores volúmenes de agua escurrida, lo cual facilita la
coalescencia de los rills y el desarrollo de canales más grandes y profundos conocidos
como cárcavas. Incluso las cárcavas pueden confluir entre sí y forman canales más
profundos y extensos por donde se encauzan definitivamente las aguas conformando los
flujos encauzados ó concentrados.
Un arroyo resulta de un flujo encauzado que esta confinado en un canal y se mueve desde
las zonas topográficamente elevadas bajo la influencia de la gravedad. Un río es un flujo
encauzado de mayor desarrollo que un arroyo. Así, en la bibliografía generalmente se utiliza
el término curso fluvial ó río para todos los cuerpos de agua que fluyen encauzados,
independientemente de su tamaño. Son corrientes naturales de agua dulce, permanentes o
temporarias, que desembocan en el mar, en otros ríos, en lagos o que se pierden en el
interior de los continentes siguiendo las pendientes del terreno que atraviesan. Por lo tanto,
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el aporte de agua a la corteza superficial del planeta para producir que estas corrientes de
agua pueden provenir de lluvias, de deshielos o por afloramientos de agua subterránea,
conformando manantiales.
Sistema fluvial, cuenca de drenaje y red hidrográfica
Cada curso de agua, sea grande o pequeño, esta contenido en un canal, el cual ha sido
labrado sobre las rocas o suelos de la superficie de la corteza. En zonas particularmente
húmedas del planeta la región suele estar totalmente drenada por varios cursos de distinto
tamaño interrelacionados e integrados en una red de canales denominada sistema fluvial.
Los sistemas fluviales de mayor desarrollo suelen estar conformados por un curso de mayor
tamaño denominado colector principal, el que a lo largo de su recorrido recibe cursos más
pequeños denominados tributarios. El sector de la corteza que contiene y por lo tanto es
drenado por un sistema fluvial se denomina cuenca de drenaje o cuenca fluvial.
Generalmente, se desarrolla en sectores topográficamente negativos, limitados por relieves
positivos denominados divisorias de agua. Si la cuenca es suficientemente extensa suele
presentar tres sectores diferenciados: a) sistema colector, b) sistema de transporte y c)
sistema de acumulación (en la desembocadura).
Asimismo, el sistema de cauces que compone la cuenca puede dividirse en segmentos en
función de su jerarquía. Así, el cauce de primer orden drena una cuenca elemental sin
recibir afluentes en cuanto el agua llega a el de modo laminar, en la conjunción de dos
cauces de primer orden se forma un cauce de segundo orden y cuando éstos se unen
entre sí dan lugar a uno de tercer orden y así sucesivamente. El río principal de la cuenca o
colector principal es el que tiene el número de orden más elevado de todo el sistema
fluvial.
En relación con las posibilidades de desagüe de los sistemas fluviales, las cuencas que los
contienen se clasifican como:
a) Cuenca endorreica: cuenca en la cual los ríos no llegan a desaguar en el océano. Tienen
su desembocadura en un nivel local como un lago, laguna o bajo.
b) Cuenca exorreica: parte de la superficie terrestre en la cual el sistema fluvial que la
caracteriza desagua en el océano.
c) Cuenca arreica: zonas interiores de la superficie terrestre que carece de cursos de agua
superficiales permanentes.
La agrupación de dos o más cuencas hidrográficas definidas por un factor común
constituyen la red hidrográfica.
La cuenca de drenaje como unidad de estudio
Las investigaciones geomofológicas, hidrológicas y geográficas sobre el ambiente físico y
particularmente vinculadas con los sistemas fluviales, han avanzado cada vez con mayor
énfasis en el estudio de cuencas pequeñas o individuales. Ello debido a que en las mismas
se puede examinar con mucho mayor detalle el sistema geomorfológico que las caracteriza.
De ese modo “los estudios de cuencas” seleccionan cuencas de drenaje con características
relativamente uniformes.
La gran ventaja de la cuenca de drenaje como unidad de estudio es que puede ser
analizada como un sistema abierto, en el que se produce una constante ganancia y perdida,
tanto de masa como de energía. Ello da lugar al establecimiento de un balance hídrico entre
ambos procesos. Dicho balance puede esquematizarse de la siguiente manera:
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Factores positivos
(ganancias)
BALANCE
HIDROLÓGICO
Factores negativos
(perdidas)
1. precipitaciones (lluvia o
nieve, rocío y condensación
sobre la tierra). (P)
P+RP=Q+E+RA
1. escurrimiento o derrames (agua
escurrida superficialmente y
subterraneamente). (Q)
2. recursos previos (aguas
infiltradas, nieves y glaciares
retenidos). (RP)
2. evapotranspiración (evaporación
física y fisiológica de los
vegetales).
(E)
3. recursos acumulados (aguas
Q=(P+R)-(E+RA) subterráneas, nieves y glaciares
que no entraron en fusión) (RA)
En el esquema presentado Q es el caudal , definido como el volumen de agua que fluye
corriente abajo por unidad de tiempo. Generalmente, se lo expresa en metros cúbicos por
segundo (m3/seg), por lo cual es el volumen de agua que pasa por segundo en un punto
determinado de un río. El carácter hidrológico de un río está determinado por el caudal y sus
variaciones. En algunos casos extremos, el caudal puede variar en el término de horas.
Los cursos efímeros de los desiertos llevan un gran volumen de agua después de una gran
tormenta, en forma de un flujo violento y turbulento. Al cabo de unos días o de horas, el
caudal se reduce a un hilo de agua y pronto el arroyo se seca.
Vinculado con el caudal, el régimen hidrológico de un río es la variación normal del caudal
a lo largo del año hidrológico. Es decir en un ciclo anual comprendido entre dos periodos de
estiaje (o bajante) que generalmente no coinciden con el año calendario.
Factores naturales relevantes para el estudio de cuencas fluviales
Las cuencas fluviales presentan caracteres a) topográficos, b) litológicos, c) fitogeográficos
y d) climáticos que son propios del ambiente geográfico donde se desarrollan; y tales
condiciones actúan tanto sobre la alimentación como sobre las posibilidades del
escurrimiento. Es decir que dichos factores controlarán tanto el caudal como el régimen
hidrográfico de los ríos contenidos en la cuenca fluvial.
a. Factor topográfico
La cuenca fluvial u hoya hidrográfica tiene como función básica interceptar las aguas
meteóricas que luego escurrirán hasta encontrar un cauce común a favor de la pendiente.
Las aguas al llegar a la superficie se reparten en una u otra dirección según las
características del relieve. De modo tal que para delimitar el alcance de la cuenca se deben
identificar las líneas divisorias de aguas o líneas de altas cumbres que separan las
cabeceras de los afluentes que convergen a un colector común.
En ámbitos montañosos las divisorias son bien definidas y se las reconoce más fácilmente
pero en las zonas de planicies suelen estar desdibujadas con interfluvios chatos, pudiendo
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en épocas de fuertes lluvias ocurrir el trasvasamiento de una cuenca a otra como ocurre en
las regiones chaqueña y pampeana.
La altura y relieve de la cuenca tiene incidencia en el escurrimiento mediante: 1)
condicionamiento de características climáticas por condensación orográfica y disminución
de la temperatura con la altura, y 2) sistema de pendientes
1) Clima-orografía
El efecto de la orografía sobre las precipitaciones tiene su manifestación más destacada en
las diferencias de humedad que se registran entre los sectores de barlovento y sotavento de
la cadena montañosa. Así en los sectores de barlovento el aire húmedo al encontrarse de
frente con obstáculo montañoso debe ascender, provocando ello el enfriamiento del aire, la
condensación del vapor de agua y la consecuente precipitación sobre la superficie
montañosa. Ello genera en las laderas de sotavento un sector de “sombra eólica o
pluviométrica” al descender sobre el sector aire seco y caliente con capacidad para
incorporar humedad nuevamente.
Por otra parte, la disminución de la temperatura con la altura genera una reducción de la
evaporación y un incremento de la proporción de precipitación nival. Ello consecuentemente
puede generar retención de nieve y conformación de glaciares. Por lo tanto, ello provoca
aportes hídricos que quedan inmovilizados en el periodo frío y son liberados total o
parcialmente en la época cálida.
2) Pendientes
Las condiciones de escurrimiento están sujetas al sistema de pendientes y si se trata de
cuencas extensas es necesario determinar el perfil longitudinal del río desde las
nacientes a la desembocadura. Si todos los otros factores son constantes obviamente los
tramos con mayores pendientes favorecerán un escurrimiento más veloz que aquellos en
los cuales las pendientes son más suaves. Al respecto, el río Chubut inferior tiene una
pendiente muy suave y su desnivel es de tan sólo 10 cm cada 2 kilómetros de su curso,
mientras que un río típico de montaña puede tener un gradiente de hasta 40 metros por
kilómetro.
Sin embargo, la rapidez del escurrimiento también dependerá del perfil transversal que
tenga el cauce, es decir sus proporciones entre ancho y profundidad ya que un cauce
angosto y con laterales empinados favorecerá la escorrentía respecto de un cauce ancho y
plano. Por esta razón, el agua del centro del río, que está más alejado de los laterales del
canal, fluye más rápido, mientras que en los costados fluye más despacio. La fricción total
depende tanto del tamaño como de la forma del canal.
Si se comparan ríos de igual sección transversal, aquél que tenga un canal semicircular
tendrá menor superficie de contacto con el agua y por consiguiente, produce menor fricción.
Si los demás factores son iguales, un río con esta forma fluirá más rápido que otro que sea
más ancho y playo o más angosto y profundo. La fricción depende también de la rugosidad
del canal. La existencia de bloques en los laterales o en el fondo del río aumenta la fricción,
mientras que la resistencia es menor si el fondo y los laterales son suaves. Asimismo, la
presencia de un lago a lo largo de su curso puede afectar el escurrimiento de igual modo
que lo haría un lecho amplio y plano.
b. Factor litológico
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Se refiere a la influencia que tienen las características físicas de las capas superficiales de
la corteza sobre el escurrimiento fluvial. Un material litológico con alta permeabilidad, que
conforme un manto absorbente de espesor considerable y que cubra buena parte de la
cuenca fluvial favorecerá la infiltración del agua de lluvia. Ello repercutirá en una menor
escorrentía superficial, pero en cambio favorecerá el almacenamiento de agua subterránea,
restituyéndola a superficie cuando la misma escasea en temporadas de sequías. Así, ríos
que drenan cuencas impermeables adquieren características torrenciales mientras los
terrenos permeables juegan un papel retardador y regulador.
Los terrenos rocosos permeables se distinguen por su grado de permeabilidad en:
a) permeabilidad en pequeño y b) permeabilidad en grande.
a) propios de rocas heterogéneas o depósitos como las gravas y las arenas conformadas
por un gran número de partículas con bordes irregulares y en general de tamaño mediano a
fino.
b) común en aquellas regiones por rocas casi impermeables como el basalto y el granito,
pero fuertemente diaclasadas lo que permite la circulación de agua por el interior de la capa
rocosa.
Por otra parte los terrenos rocosos impermeables corresponden a rocas cristalinas, poco
diaclasadas como granitos, gneis y cuarcitas, a las areniscas y conglomerados fuertemente
cementadas o con alto contenido de arcillas las que al hidratarse taponan inmediatamente
los poros impidiendo la infiltración de agua hacia profundidad. Sin embargo, cabe destacar
que la impermeabilidad total casi no existe. Solo es posible en sectores de la cuenca donde
se desarrollan las mayores pendientes. En el caso de vertientes poco inclinadas y en
planicies rocosas el agua favorece sobre la superficie impermeable la descomposición
química y/o la desintegración física de los materiales rocosos, facilitando con el tiempo una
mayor permeabilidad de dichas capas por alteración de las mismas.
Por lo tanto, el diseño del escurrimiento en superficie guardará una marcada relación con el
relieve adaptándose al mismo o modelándolo, actuando como un agente geomorfológico
más. Al respecto el relieve y el tipo litológico predominante pueden actuar como control
estructural de los diseños de drenaje más comúnmente reconocidos: a) dendrítico, b)
enrejado , c) distributario y d) radial. Asimismo, son muy notorias sus vinculaciones con la
vegetación y con todas las formas de vida, incluso con las manifestaciones de la acción del
hombre.
En las cuencas de drenaje más comunes el diseño de los tributarios recuerda las
nervaduras de una hoja. Este tipo de sistemas se denomina diseño de drenaje dendrítico.
Si Uds. observan un sistema de drenaje dendrítico, verán que un tributario forma una V
donde se une al río principal. Se puede determinar la dirección de flujo porque
generalmente el extremo agudo de la V está dirigida corriente abajo. Los diseños
dendríticos se producen en las regiones donde la roca infrayacente es relativamente
uniforme. Como resultado, los canales tienden a tomar el camino más corto cuesta abajo.
En muchas regiones sin embargo, la roca infrayacente no es uniforme. El agua erosionará
las rocas más blandas para formar una serie de cursos casi rectos y paralelos intersectados
en ángulos rectos por tributarios cortos y formar un diseño en enrejado. También se
puede formar un diseño similar al enrejado denominado diseño rectangular. Si la roca
infrayacente está discontinuada por una serie de fallas o diaclasas que se intersectan en
ángulos rectos los cursos principales y tributarios que de la región presentan a lo largo de
su trayecto recodos en ángulo recto reflejando el control estructural. Otro tipo de diseño de
drenaje se produce cuando una serie de ríos nacen en una montaña o un volcán. Esos ríos
pueden formar un diseño radial centrífugo, mientras que cuando una serie de ríos
confluyen hacia una depresión se desarrolla un diseño radial centrípeto. Cuando un curso
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llega a un sector que favorece la disminución de velocidad se puede producir la
depositación de la carga y consecuentemente este único curso diversificarse en varios
canales formando un diseño en abanico que se denomina diseño distributario.
c. La cubierta vegetal
La vegetación puede actuar interceptando las precipitaciones y la insolación o bien mediante
la transpiración del agua que absorbe del suelo. Así la vegetación disminuye las reservas
de agua acumuladas en el suelo y con ello disminuye las posibilidades de incorporar agua a
los cursos fluviales mediante vertientes. Por otra parte, en las pendientes el sistema de
raíces retiene una capa detrítica que facilita la infiltración y disminuye el escurrimiento
instantáneo.
La acción de la vegetación dependerá del tipo de formación fitogeográfica, de su densidad y
profundidad alcanzada por las raíces y del grado de cobertura sobre la superficie de la
cuenca. La acción propia de la vegetación no es aún muy conocida por la complejidad de
variables involucradas. Por ejemplo, se cree que los bosques son la forma de cobertura
vegetal que ejerce la acción más notable y allí donde hay bosques habría drenaje, pero no
porque exista una relación causal entre ambos elementos del paisaje sino porque los dos
dependen de una causa común que es el exceso de agua pluvial, es decir, un factor
climático preponderante.
d. El factor climático
Las condiciones climáticas son fundamentales en el origen del escurrimiento fluvial y en las
características que adquieren los regímenes estacionales, mientras el resto de los factores
introducen variaciones menores. Así, el carácter hidrológico de una cuenca dependerá de
la alimentación y de las perdidas por evaporación y evapotranspiración. El clima actúa a
través de sus dos componentes principales: precipitaciones y temperatura. Las
precipitaciones son una fuente directa de aporte de agua a los ríos y por ende inciden en el
régimen fluvial tanto por su estacionalidad y como por su intensidad y distribución
geográfica. Así las precipitaciones varían a lo largo de un año e incluso de un año a otro,
afectando de manera distinta a diferentes zonas de la superficie terrestre. Por otra parte, la
temperatura también es un factor climático determinante de la incorporación de agua a los
ríos. En las zonas cálidas, la elevada temperatura acelera los fenómenos de evaporación
sustrayendo importantes volúmenes de agua al escurrimiento. Mientras que en las zonas
frías las precipitaciones níveas inhiben el escurrimiento, a veces durante toda la temporada
invernal hasta comienza el derretimiento de la nieve o de los hielos al comienzo del verano.
Por ende, en bajas latitudes donde las variaciones térmicas durante el año son poco
significativas, las diferencias hidrológicas estacionales derivan de los regímenes
pluviométricos. En cambio, en climas continentales y altas latitudes es el efecto térmico el
que se impone al determinar la forma de precipitación (lluvia o nieve) y también los procesos
de retención y de fusión que generan escurrimiento diferido. Similares consecuencias son
generadas por la altitud.
Por lo visto el clima es un factor determinante para establecer distintas categorías de
regímenes fluviales en relación con la fuente de alimentación. Estos son:
1) Régimen pluvial: crece en épocas de lluvias y de acuerdo éstas coincidan con invierno o
verano el régimen recibe la denominación de pluvio-invernal o pluvio-estival
respectivamente. Se incluye aquí el aporte de manantiales y vertientes ya que estas son
alimentadas principalmente por lluvias.
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2) Régimen nival: vinculado con los deshielos o derretimiento de nieves el caudal crece a
principios del verano.
3) Régimen pluvio-nival: aquí el caudal es alimentado por lluvias y por deshielo. Por lo tanto,
puede incrementarse por lluvias de otoño y en primavera-verano por deshielo. Así, la
bajante (estiaje) corresponde al invierno.
En síntesis, es factible afirmar que la cuenca fluvial a través de sus propios caracteres
topográficos, litológicos y fitogeográficos cumple la función de recibir, almacenar y devolver
agua del ciclo hidrológico, en proporciones y condiciones que varían según sea la
combinación de esas características en sus relaciones con el clima.
Finalmente, el ciclo hidrológico cumple la función de mantener la circulación de agua en sus
diferentes estados entre distintos medios naturales, lo cual permite una distribución espacial
continua de fenómenos tales como precipitación y escorrentía, los que constituyen agentes
gemorfológicos que colaboran en el modelado del paisaje terrestre. Particularmente, el
sistema fluvial que es parte integrante del ciclo hidrológico es el encargado de erosionar,
transportar y depositar materiales sobre la superficie terrestre, favoreciendo con su acción,
por una parte, la degradación de zonas elevadas y configuración de geoformas de erosión,
y por otra la agradación de material en sectores deprimidos, conformando nuevas formas de
relieve.
La capacidad de meteorización y erosión de un río...¿De qué depende?
Los ríos modelan el paisaje cuando fluyen, meteorizando y erosionando suelo y roca,
transportando grandes cantidades de sedimento y depositando este material río abajo (en
las menores alturas topográficas). La intensidad relativa de estos tres procesos (erosión,
transporte y depositación) está determinada principalmente por la velocidad y caudal de un
río.
Como regla general, la erosión se produce a altas velocidades de la corriente y los
sedimentos son depositados a velocidades más bajas. Sin embargo, el tamaño de las
partículas sedimentarias también afecta su comportamiento. Las partículas de arena son
erosionadas más fácilmente, esto significa que la arena puede ser capturada por el agua
corriente a la velocidad más baja que las partículas de otro tamaño. Tanto las partículas
más grandes como las más pequeñas pueden ser levantadas solamente a velocidades más
altas. Suena lógico que se necesiten velocidades más altas para erosionar partículas más
grandes, pero ¿por qué se necesita mayor velocidad para partículas más pequeñas que la
arena? La respuesta es porque las partículas de limo y arcilla son más cohesivas. Los
granos son tan pequeños que la atracción eléctrica entre las partículas las retiene,
resistiendo a la erosión.
Una vez que una partícula es erosionada, puede ser transportada. Las partículas pequeñas
son fácilmente transportadas, aún en las corrientes lentas, mientras que las partículas
grandes solamente pueden ser movidas si el flujo es más rápido.
La competencia de un río es una medida del diámetro de las partículas más grandes que el
río puede transportar. La competencia depende principalmente de la velocidad. Un arroyo
pequeño puede movilizar grandes bloques si la corriente es suficientemente rápida. Si la
velocidad aumenta un río que fluye suavemente entre bloques con el agua baja, puede
llegar a mover esos bloques durante las crecidas.
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La capacidad es la cantidad máxima de sedimento que puede transportar un río. Para
partículas pequeñas como arcilla y limo y para las sustancias disueltas, la capacidad es
directamente proporcional al caudal. Es una relación simple, si se duplica el volumen de
agua que fluye en una determinada unidad de tiempo, también se duplica la capacidad del
río. Sin embargo, las partículas grandes no son movidas por las corrientes lentas, por eso
es que para las partículas más grandes, la capacidad es proporcional al caudal y a la
velocidad.
Cuando la velocidad de la corriente disminuye, las partículas son depositadas. A medida
que el flujo decrece, las partículas más grandes son depositadas primero y las más finas se
depositan a lo último. Las partículas de limo y arcilla son tan pequeñas que pueden no ser
depositadas hasta que alcanzan las aguas tranquilas de un lago o un océano.
Procesos de meteorización y erosión de un río
Los ríos meteorizan y erosionan sus lechos y laterales mediante tres procesos diferentes: a)
acción hidráulica, b) abrasión y c) solución.
a) acción hidráulica
La acción hidráulica es la capacidad del agua en movimiento de dislocar trozos de roca y
granos de sedimento. Se puede apreciar la acción hidráulica con la manguera del jardín, al
dirigir el chorro concentrado contra el suelo. En corto tiempo el agua erosionará un
pequeño hueco, desplazando partes de suelo y guijarros pequeños. De un modo similar, un
río puede dislocar partículas sólidas de su lecho y laterales, especialmente si el volumen del
agua es grande y la corriente es rápida.
b) Abrasión
Al igual que para el caso de los glaciares, aquí destacar que el agua de escorrentía no es
muy abrasiva por si misma y es poco efectiva para desgastar superficies rocosas. Sin
embargo, si el agua transporta sedimentos, los granos y trozos de rocas desgastan los
laterales y el lecho del río, y entonces esa mezcla si puede ser muy abrasiva. Un curso de
agua con carga de sedimentos puede trabajar como una especie de papel de lija que fluye.
La abrasión puede producir hoyos y otras depresiones redondeadas en el lecho de un río.
Un guijarro puede quedar atrapado en el lecho rocoso, entonces la corriente la hace girar en
el sitio, agrandando el agujero y desgastando los materiales sedimentarios que utiliza para
socavar el lecho.
c) Solución
Como ya lo mencionáramos cuando hablamos de meteorización, muchos minerales se
disuelven en el agua. Si el agua se acidifica, sus propiedades corrosivas aumentan. Los
ríos disuelven las rocas y minerales del lecho.
Esta meteorización química está
acompañada por la erosión a medida que los iones son transportados por el flujo del agua.
Procesos de transporte sedimentario de un río
Después que los granos de roca o de suelo son meteorizados y erosionados, pueden ser
transportados por los ríos. Se denomina carga a la masa total de sedimento que
transporta una corriente de agua. Los cursos de agua transportan sedimentos de tres
maneras: a) carga disuelta, b) carga suspendida y c) carga de fondo.
a) Carga disuelta
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La capacidad de un río para transportar sustancias disueltas depende principalmente de su
caudal y de su composición química, pero no de su velocidad. Por ello, aún el agua de los
lagos y los océanos transportan como carga sustancias disueltas. Se puede decir que la
mayoría de los ríos más grandes del mundo contienen cerca de 110 a 120 partes por millón
(ppm) de iones disueltos. A pesar de que el agua con 120 ppm de minerales disueltos no
tiene un gusto salado, se transportan enormes cantidades de material a los océanos como
iones disueltos. Cuando se utiliza el agua de los ríos para regar cultivos, una gran
proporción de la misma se evapora y los iones disueltos precipitan para formar sales en los
suelos. A lo largo de un período de años o décadas, las sales se acumulan. Este proceso
se denomina salinización. En los ambientes desérticos o semidesérticos, el riego por
períodos largos puede producir una salinización de los suelos tal que los cultivos no pueden
prosperar.
b) Carga suspendida
Aún los arroyos más lentos pueden transportar sedimentos finos. La suspensión se
diferencia de la solución en que la suspensión es una mezcla física de agua y partículas
pequeñas, mientras que en una solución, las moléculas de agua están químicamente
ligadas a los iones individuales disueltos. Los iones disueltos nunca se depositan bajo la
influencia de la gravedad. Sin embargo, en una mezcla física, los granos más pesados se
depositarán más rápidamente y las partículas pequeñas de limo y arcilla permanecen
suspendidas por períodos más largos, dándole una apariencia turbia al agua. Las partículas
de arcilla y limo son lo suficientemente pequeñas como para que aún la leve turbulencia de
un curso de agua lento sea suficiente como para mantener las partículas en suspensión. Si
la corriente es rápida, también puede transportar en suspensión granos de arena más
grandes.
c) Carga de fondo
Las gravas y bloques son demasiado pesadas como para ser transportadas en suspensión
por un río. Sin embargo, aún estas partículas mayores pueden ser transportadas sobre, o
inmediatamente sobre el lecho del río como carga de fondo. Si las partículas son
arrastradas por el lecho del río, el movimiento se denomina tracción. Si las partículas son
rodadas, recibe el nombre de rotación y, si las partículas se despegan del fondo por tramos
cortos, el movimiento se llama saltación.
“Teniendo en cuenta los tres modos de transporte vistos, la mayor cantidad de material
es transportada por suspensión, se transporta menos en solución y la
menor cantidad es transportada como carga de fondo”
Geoformas producto de erosión fluvial
Erosión, nivel de base y perfil longitudinal de un río
La erosión provocada por un curso de agua puede ser dirigida tanto en un plano vertical
como en uno horizontal hacia los laterales. Se llama erosión vertical al proceso mediante
el cual el río va profundizando su cauce. Ahora ¿ Cuál es límite inferior hasta el que puede
erosionar su canal un río?
Se denomina nivel de base de un río al nivel más bajo que puede alcanzar su lecho por la
erosión. Para la mayoría de los ríos el nivel más bajo posible es el nivel del mar, que se
denomina el nivel de base final del río. Este es un concepto fácil de entender. El agua
fluye únicamente hacia las menores alturas a favor de la pendiente. Si un río está fluyendo
para alcanzar el nivel del mar, cuando lo logra detiene su fluir y no tendrá más capacidad de
erosionar o de transportar sedimentos.
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Además de su nivel de base final, un río puede tener niveles de base locales o temporarios.
Por ejemplo, si hay un lago a lo largo del curso de un río, la corriente se detiene al alcanzar
el lago. Al cesar la corriente, no hay más erosión vertical y se alcanza un nivel de base
local. Un estrato rocoso muy resistente puede también establecer un nivel de base
temporario, porque resiste la erosión vertical y aplana la pendiente del río. Los ríos de
montañas se caracterizan por tener una serie de rápidos y cascadas separados por tramos
donde el gradiente es menos pronunciado y la corriente fluye más lentamente. La parte
superior de una cascada es un ejemplo de un nivel de base temporario. Una cascada es un
rasgo temporario de un río. A lo largo del tiempo geológico la roca resistente que forma la
cascada es meteorizada y erosionada y el acantilado pronunciado que formaba es
destruido.
Si un río tiene varios niveles de base temporarios y su perfil longitudinal es irregular,
erosionará su lecho en los sectores de pendiente más pronunciada, donde el flujo es más
rápido. A su vez depositará los sedimentos en los sectores donde la pendiente es menor y
el flujo es más lento. A lo largo del tiempo la erosión y la depositación nivelan las
irregularidades en la pendiente del lecho del río. Como resultado se forma un río
equilibrado con un perfil longitudinal suavemente cóncavo. Un río equilibrado ideal está
balanceado con su carga de sedimentos. Su gradiente, caudal y forma del canal están
proporcionados de manera que la cantidad de sedimento que recibe el río es igual a su
capacidad de transporte. Por ello, un río hipotético perfectamente equilibrado transporta
todos los sedimentos que recibe y no erosiona sus laterales y tampoco deposita
sedimentos. Actuaría como una cinta transportadora la cual mueve continuamente material
sin dejar nada de ese material en su trayecto. No existe un río equilibrado real en la
naturaleza, pero hay muchos cursos de agua que se le acercan.
Imaginemos el viaje de una canoa aguas abajo por un río equilibrado. En las montañas,
donde el río es pequeño, la pendiente es pronunciada. Sin embargo, el lecho del río es
angosto y tapizado con bloques, de manera que la turbulencia provoca una reducción de la
velocidad de la corriente. Como resultado, durante el flujo normal, la velocidad de la
corriente es baja. Esta relación no se mantiene durante la primavera, cuando aumenta el
caudal por el deshielo hasta niveles de creciente o cercanos a la creciente máxima. Si
continuamos aguas abajo, la pendiente disminuye y el canal se hace más ancho y más
profundo, de manera que la fricción con el fondo también disminuye. Asimismo, recibe cada
vez más tributarios que desaguan en el canal principal de manera de aumentar el caudal.
En este punto, a pesar de que la pendiente es menor, la velocidad del río aumenta y
navegaremos más rápido por disminución de la fricción y el aumento del caudal. Mucha
gente por "sentido común" piensa que la corriente de un río es más rápida en las montañas
donde la pendiente es mayor y, la corriente se hace más lenta cerca de los océanos, donde
el gradiente es más bajo. Ello no es correcto siempre. En el curso inferior de un río, el
mayor caudal produce mayor velocidad de corriente, aún cuando la pendiente sea menor.
Formación de valles
El relieve más importante generado a partir de la erosión fluvial es el valle. Los valles son
depresiones alargadas que se observan en un paisaje fluvial limitados por barrancas que
terminan en altas cumbres denominadas divisorias de aguas. Los ríos dan lugar a la
formación de valles mediante la erosión del fondo y el transporte de sedimentos. Algunos
ríos erosionan verticalmente con potencia y forman cañones. En los cañones el río cubre
completamente el fondo del valle y el canal está bordeado por barrancas verticales. Sin
embargo, la mayoría de los valles son mucho más anchos que los ríos que los ocupan. Los
valles son ensanchados principalmente por erosión lateral y procesos de remoción en masa
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de sus barrancas.
A medida que un río alcanza su condición de equilibrio, disminuye la erosión vertical.
Entonces, la energía está dirigida contra los laterales. La erosión lateral se produce
cuando un río erosiona los costados del canal. En general, a lo largo del tiempo el río labra
su valle y por erosión lateral va a socavar las laderas montañosas, produciendo remoción
en masa y ensanchando el piso del valle.
Los ríos de montaña generalmente tienen una erosión vertical más rápida e intensa
comparada con las velocidades de la erosión lateral. Como resultado forman canales
relativamente rectos y valles con forma de V. Por el contrario, los ríos de pendientes
menores están más cercanos al nivel de base y por consiguiente su erosión vertical es
menor y predominan la erosión lateral y los procesos de remoción en masa. Por eso estos
ríos forman valles más anchos con fondos planos y amplias planicies de inundación. En la
mayoría de estos valles son comunes los meandros y los lagos con forma de cuerno de
buey (oxbow).
En algunos lugares un río fluye por encima de estratos horizontales. Cada estrato puede
tener una resistencia diferente a la meteorización y a la erosión. Las capas resistentes
como las areniscas y calizas forman barrancos pronunciados, mientras que las capas
menos resistentes como las lutitas son erosionadas y forman pendientes suaves. En las
regiones donde existen estratos alternantes de distintas rocas sedimentarias, las paredes
del valle tienen formas escalonadas de capas acantiladas y otras más suaves. Por lo tanto
el perfil del valle estará condicionada por la litología que conforma las laderas que limitan el
trabajo erosivo del río.
El canal de un río no es una vía permanente en cuanto a su posición geográfica. A lo largo
del tiempo, un río cambia de posición y forma nuevos canales, abandona los antiguos y
serpentea por la planicie que conforma el fondo del valle. Si se cruza un valle en forma
perpendicular de ladera a ladera, seguramente se hallarán cantos rodados de fondo de
canal en lugares muy alejados de la posición actual del río. En algunos casos se podrán
identificar lechos antiguos abandonados que forman depresiones sinuosas.
Tipos de valle en relación con la estructura que atraviesan
En algunas regiones hay ríos que fluyen a través de cadenas montañosas, mesetas
elevadas, sierras o rocas resistentes. Como ya sabemos muchos de estos relieves
montañosos mayores pueden haber sido generados por eventos tectónicos cuya evidencia
puede haber quedado registrada en la formación de fallas y plegamientos. Ahora bien...
¿Por qué los ríos no fluyen alrededor de las montañas en lugar de cortarlas? La actividad
tectónica puede ser la responsable. Imaginemos un río que fluye por una planicie. Si el
centro de la planicie es elevado por actividad tectónica y, si el proceso del levantamiento es
lo suficientemente lento para que el río pueda intensificar su erosión vertical a través de la
roca que se eleva, el río puede llegar a cortar la meseta recientemente formada. En este
caso se dice que el río es antecedente porque existía antes del levantamiento de la planicie
y consecuente conformación de la meseta.
Un río puede cortar una roca resistente elevada topográficamente en lugar de fluir alrededor
de ésta por un proceso de superposición. Pensemos en una montaña de roca dura
cubierta por rocas sedimentarias más jóvenes. Los arroyos que forman canales dentro de
las rocas sedimentarias no se verán afectadas por la montaña cubierta por sedimentos. En
un momento dado, sin embargo, la erosión vertical del río puede alcanzar los rasgos más
duros subsuperficiales. En ese momento el canal puede estar bien establecido y el río
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puede disectar la montaña y la roca dura antes de ser desviado hacia un lado o el otro.
Existen dos tipos generales de valles en relación con la estructura geológica que caracteriza
el relieve: a) valles paralelos ó longitudinales y b) valles transversales
a) paralelos ó longitudinales
Por ejemplo, es el caso de los valles que se disponen paralelos al eje de los plegamientos
como son los sinclinales o anticlinales.
b) transversales
Es el caso de los valles que son perpendiculares a la estructura general del paisaje. Por
ejemplo, es el caso de valles que coinciden con pequeños planos de fallas producidos sobre
pliegues cuyos ejes son transversales al plano de falla que controla el valle.
Geoformas generadas por depositación sedimentaria fluvial
Causas de acumulación fluvial
Mediante los tres modos principales de transporte sedimentario un curso de agua cuyo flujo
actúe con gran velocidad puede transportar todos los tamaños de partículas desde arcillas
hasta bloques. Si ocurre una disminución de la velocidad del flujo, ello provoca una perdida
de competencia y/o capacidad de carga del flujo de agua y las partículas más grandes son
depositadas. Si la velocidad de la corriente sigue disminuyendo, se depositan
progresivamente partículas más finas. Por ello, los sedimentos de los ríos están
seleccionados por su tamaño en directa relación la perdida de competencia del flujo. Una
vez que comienza a ocurrir la depositación de sedimentos se generan una conjunto de
ambientes y geoformas que caracterizan los distintos sectores del paisaje fluvial.
En síntesis, la acumulación fluvial se produce por dos causas fundamentales: A) Pérdida de
poder de transporte y B) excesos de carga
A) Perdida de poder de transporte: ello se puede producir por
a) disminución de la velocidad a causa de:
1. reducción de la pendiente
2. expansión de las aguas por abandono del canal
3. obstrucción del curso
4. disminución de la descarga o caudal por diversas causas
(infiltración, captura, cambio climático)
b) cesación de flujo fluvial por la presencia de:
1. arribo del curso a lagos u océanos
2. remansos locales de aguas estancadas a lo largo del río.
B) Exceso de carga producida por:
a) exceso de aporte glaci-fluvial
b) Incremento de erosión fluvial debido a:
1. actividad del hombre
2. cambios climáticos
c) Por aportes excesivos de carga debido a:
1. erosión de ambientes más friables
2. actividad del hombre
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Tabla resumen de causas más comunes de acumulación fluvial
Rasgos y ambientes de acumulación fluvial
Los ambientes de sedimentación relacionados a los ríos se reúnen bajo tres categorías
principales:
a) depósitos de canal, que forman el canal del río propiamente dicho;
b) depósitos de abanicos aluviales y de delta, que se forman en sitios donde disminuye
rápidamente la velocidad del río.
c) depósitos de planicie de inundación, que se acumulan en la planicie de inundación
adyacente al curso del río.
a) Depósitos de canal
Un banco es un montículo elongado de sedimentos dispuestos en el canal del río. Los
bancos se forman cuando el curso de agua no tiene ya capacidad para transportar la
cantidad de sedimento que venía trayendo.
Consideremos un río con curvas suaves que fluye a través de un valle. El agua del sector
externo de la curva se mueve más rápida que el agua del sector interno. Esta diferencia se
produce porque el agua del sector externo debe moverse más lejos y por lo tanto debe
moverse más rápido para mantener el flujo. Esto es semejante a una hilera de soldados o
deportistas que desfilan por una esquina durante un desfile. Los que marchan en la parte
más alejada de la esquina deben dar pasos más grandes y moverse más rápido que
aquéllos que están más cercanos a la esquina.
El agua más rápida de la parte exterior de la curva tiene una capacidad de erosión mayor y
en consecuencia, un río erosiona su lateral exterior. Por el contrario el agua más lenta de la
parte interior de la curva deposita los sedimentos que han sido anteriormente erosionados
corriente arriba. Estos depósitos están ubicados en la parte interior de una curva y se
denominan bancos de albardón ó barras en espolón (point bars).
Como resultado de esta erosión y depositación desigual en las márgenes, la curvatura inicial
se hace más acentuada. Cuando la corriente choca contra uno de los albardones de las
curvas y rebota al otro lado, donde comienza a formarse una segunda curva corriente abajo.
Eventualmente se puede formar una serie de curvas denominadas meandros. A medida
que la erosión continúa, las curvas se hacen tan pronunciadas que las partes exteriores de
un meandro se acercan y las partes internas se colmatan. El resultado es la migración
lateral del cauce por el fondo del valle. A través del tiempo, el río va a cortar la pequeña
distancia y crear un nuevo canal, para abandonar una porción de su antiguo lecho. Ese
proceso se denomina resección del meandro. Luego de la resección el antiguo meandro
queda aislado del cauce principal por el que el agua sigue fluyendo y se lo denomina
meandro abandonado. Luego una vez inundado puede formar un lago con forma de
cuerno de buey (oxbow).
Cuando un río recibe más sedimentos de los que puede transportar, deposita parte de esos
sedimentos en el canal. Los depósitos de arena y grava que se forman dentro del canal de
un curso de agua se llaman bancos de canal. Los bancos son rasgos transitorios de un
río. Pueden ser depositados un año y erosionados al año siguiente.
Un río anastomosado es aquél que fluye en una red interconectada de muchos canales
poco profundos separados por islas bajas y bancos transitorios. Los ríos anastomosados se
desarrollan donde la cantidad de sedimento aportada a un río es mayor que la que el río
puede transportar. El exceso de sedimentos es depositado en los canales del río,
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obligándolo a erosionar sus albardones y a labrar nuevos canales a medida que los antiguos
se van rellenando con sedimentos. El resultado de este proceso continuo de colmatación
de canales y erosión de nuevos canales es un cauce de tipo anastomosado que fluye
simultáneamente en varios canales y se desplaza por su planicie de inundación. Los ríos
anastomosados son comunes en los ambientes desérticos y glaciares debido a que ambos
ambientes proveen abundantes sedimentos a los ríos. En los desiertos, grandes cantidades
de sedimentos son erosionados y transportados durante las tormentas ocasionales porque
no existe suficiente vegetación para prevenir la erosión. En los ambientes glaciales, la
erosión glaciaria provee grandes cantidades de sedimentos que son aportados desde la
base del glaciar hacia el extremo terminal a partir de donde son retransportados por
corrientes de agua de fusión hacia la planicie fluvio glaciaria (outwash) por canales de tipo
anastomosado.
b) Abanicos aluviales y deltas
Ya vimos que cuando decrece la velocidad de los ríos estos depositan la mayor parte de los
sedimentos que transportan. Esto ocurre en dos tipos de ambiente. Si un río de montaña
alcanza el frente montañoso y desagua en una planicie, se reduce drásticamente su caudal
y entonces su velocidad disminuye en una distancia corta. Como resultado de ello se
depositan las partículas de todos los tamaños, desde limo hasta las gravas conformando un
rasgo con forma de abanico que se denomina abanico aluvial. Los abanicos aluviales son
rasgos comunes de muchas regiones montañosas áridas y semiáridas y tienen
sobreimpuesto un diseño de cursos distributarios.
Otro lugar donde los ríos disminuyen drásticamente su velocidad es cuando entran en los
cuerpos de agua tranquila de un lago o del océano. A medida que la velocidad de la
corriente disminuye se depositan los sedimentos que forman una planicie prácticamente
llana denominada delta. La mayor parte de las gravas es depositada corriente arriba, antes
que el río alcance el cuerpo de agua tranquila. Por ello los deltas están formados
principalmente por arena, limo y arcilla. Una porción del delta queda por encima del nivel
del agua, mientras que el resto forma la planicie a baja profundidad bajo el agua. Los deltas
tienen también forma de abanico. Los deltas son muy dinámicos y se desplazan
continuamente. A medida que se deposita más sedimento, los canales antiguos se
colmatan y son abandonados mientras que se desarrollan nuevos canales en un sistema
distribuidor. El resultado es que el río se divide en muchos canales menores denominados
distributarios. Un delta grande se expande de esa manera hasta cubrir varios miles de
kilómetros cuadrados.
c) Planicies de inundación ó planicie aluvial
La definición de lo que se considera como planicie de inundación o llanura aluvial cambia
según la visión que predomine:
1. Bajo una visión hidrológica, son sectores periódicamente inundados cuando un río crece.
Muchos ríos tienen crecientes periódicamente por causas climáticas (tormentas de
verano, fusión de nieve, etc.). Allí, el agua sale del canal y sectores del terreno
adyacente al cauce son cubiertos por el agua.
2. Desde el punto de vista topográfico la planicie de inundación es una superficie adyacente
a un río de muy escaso relieve.
3. Para la geomorfología es una geoforma construida por acción fluvial que se extiende
desde las orillas del canal hasta los laterales del valle que la contiene.
Ahora bien,... ¿Cómo se forma y crece este rasgo de relieve generado por acumulación
fluvial?
Debido a un aumento de la fricción entre el agua y el sustrato cuando se produce la crecida,
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la velocidad de la corriente disminuye y los sedimentos más gruesos se depositan sobre los
albardones que son pequeñas elevaciones aledañas al cauce. Como resultado de ello esos
albardones crecen. Luego cuando finalmente el río sobrepasa sus albardones, el agua que
llega hasta la planicie de inundación se mueve por una superficie muy amplia en forma de
un manto ó una capa relativamente delgada. Cuando el agua de inundación se va
extendiendo sobre la planicie transporta principalmente limo y arcilla. Al producirse
finalmente la bajante, los sedimentos se depositan y se acumulan verticalmente en capas
sedimentarias sobre la planicie que luego forman suelos ricos y aptos para la agricultura,
y sobre los albardones laterales del cauce. Por otra parte, hemos mencionado que algunos
ríos como los de hábito meandriforme divagan por el fondo del valle de modo que erosionan
generalmente en la curva externa del cauce y acumulan material en la curva interna. Por lo
tanto, mientras por una margen erodan la planicie que los limita, provocan el crecimiento de
la planicie en el margen opuesto a partir de la acumulación lateral de barras en el canal y
albardones semilunares en el límite del cauce con la planicie de inundación. En resumen,
una planicie de inundación, también denominada planicie aluvial, crece por combinación
de acumulación vertical y lateral.
En general, los ríos de planicies presentan amplias planicies de inundación, mientras que
por las características de los valles en ríos de montañas las planicies de inundación son casi
inexistentes.
Erosión regional y evolución de paisajes fluviales
Un modelo de evolución de paisaje ideado en la primera mitad de este siglo proponía que
los ríos erosionan las montañas formando valles profundos con forma de V. A lo largo del
tiempo, estos valles se ensanchan para formar anchas planicies de inundación. Si las
montañas se siguen erosionando y las planicies de inundación se amplían, todo el paisaje
se aplana para formar una planicie sin elevaciones denominada peneplanicie. Dicha
peneplanicie marcará la posición del nivel de base de erosión.
Este modelo idealizado de evolución de un valle fluvial y desarrollo de una peneplanicie ha
sido dejada de lado debido a que nos cuenta solamente la mitad de la historia. Si bien es
cierto que los ríos erosionan continuamente el paisaje, aplanan las montañas y depositan
sedimentos en los valles, al mismo tiempo la actividad tectónica eleva la región e interfiere
el ciclo ideal de evolución del paisaje. Entonces, de producirse un ciclo completo sin
interrupciones se estaría frente a un paisaje monocíclico (1 sólo ciclo) y simple. Sin embargo
nosotros ya sabemos que en la naturaleza los paisajes complejos y los policíclicos son más
comunes. Por ello, parece altamente improbable que la corteza permanezca inmovil por un
lapso temporal tan extenso como el que se necesitaría para lograr el aplanamiento del
superficie sin interrupciones del ciclo denudativo.
Para comprender lo mencionado trataremos el caso ideal de un paisaje fluvial monocíclico
sin interrupciones. El ciclo geomorfológico completo estaría compuesto por tres estados
generales: a) Juventud, b) madurez y c) senectud. En cada uno de estos estados está
representado por una asociación de geoformas características:
a) Juventud
1. tributarios cortos y cárcavas que se unen rápidamente por erosión retrocedente
2. sistema de drenaje mal definido
3. diseños dendríticos
4. perfil transversal de valles en V abrupto
5. marcada ausencia de planicies aluviales
6. hay lagos y cuerpos de agua transitorios
7. pueden existir cascadas o rápidos cuando atraviesan bancos resistentes
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8. divisorias extensas y pobremente definidas
9. cursos rectas, muy raramente meandros mal definidos
b) Madurez
1. valles, cursos principales y tributarios desarrollados en un sistema de drenaje bien
integrado.
2. lagos y cataratas de la juventud han desaparecido
3. divisorias de agua agudas en forma de filos
4. planicies aluviales ocupan una porción considerable de los fondos del valle
5. ríos con hábito meandriforme bien desarrollados y con posibilidades de migrar por el
fondo del valle, aunque el ancho de los fondos del valle no excede en mucho la faja de
meandros.
6. el paisaje no se caracteriza tanto por las divisorias o por el fondo del valle sino que lo
más sobresaliente son los faldeos y laterales del valle.
c) Senectud
1. tributarios en menor número que en la madurez pero más frecuentes que en la juventud
2. valles muy amplios con perfil transversal suave
3. notorio desarrollo de las planicies aluviales o de inundación
4. ríos presentan amplios cursos meandriformes
5. ancho de valle varias veces más ancho que la faja de meandros
pueden existir lagos, lagunas o pantanos en la planicie aluvial producto de la resección de
meandros
De lo visto surge que la evolución del paisaje fluvial comenzaría a partir de un relieve plano
que por erosión fluvial comienza a profundizar valles de laderas muy abruptas y con el
transcurrir del proceso erosivo la inclinación de estas laderas se hace gradualmente más
suave hasta obtener una nueva planicie de escasos relieves. Cabe destacar que para que
se cumpla este ciclo geomorfológico, conocido como ciclo de Davis, se deberían cumplir
ciertas condiciones iniciales no siempre presentes como:




estabilidad climática
estabilidad tectónica
homogeneidad litológica del sustrato geológico
homogeneidad de la estructuras geológicas (plegamiento, fallamiento, etc.)
Obviamente resulta muy difícil obtener en la naturaleza condiciones de estabilidad y
homogeneidad como las mencionadas. En cambio, lo que si ocurre en la naturaleza es que
se puede reconocer esta gradualización de estados si se considera longitudinalmente un río.
Así, en un río que comienza en las montañas y desagua en el mar se puede llegar a
identificar en sus nacientes características compatibles con un estado Juvenil, en sus
tramos medios de madurez y de senectud en tramos cercanos a su desembocadura. Los
cambios entre estos tres sectores no son abruptos sino transicionales.
Estudios modernos han sugerido que algunas laderas presentan un retroceso paralelo
manteniendo constante el ángulo de la pendiente durante todo el ciclo evolutivo. Ello
significa que no se hacen más suaves con el tiempo. Por lo tanto, obtener al fin de un
proceso evolutivo un paisaje plano dependerá del retroceso que hallan sufrido las laderas
de un valle lo cual permite que el fondo del mismo sea cada vez más ancho y ello finalmente
lleve a la planación del terreno.
Rejuvenecimiento de paisajes
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El ciclo evolutivo de Davis es de difícil cumplimiento. Ello lo demuestran las geoformas que
marcan eventos de rejuvenecimiento de los paisajes. Por ejemplo tomemos el caso de la
cadena montañosa de los Andes. En la actualidad los ríos y glaciares labran valles sobre
las rocas del sustrato y los laterales de los valles son ensanchados por procesos de
remoción en masa. Sin embargo, al mismo tiempo, la placa litosférica de Nazca se está
hundiendo por debajo de Sudamérica, produciendo un levantamiento. En este caso la
velocidad del levantamiento es mayor que la velocidad de la erosión y las montañas se
elevan más rápidamente que el trabajo desbastador de la erosión.
Se dice que un río es rejuvenecido cuando la actividad tectónica produce una elevación del
terreno que está erosionando. A medida que el terreno se levanta, el valle se hace más
profundo ya que el río tiene una capacidad erosiva renovada. La disminución del nivel del
mar puede producir el mismo efecto ya que al cambiar el nivel de base el río renueva su
poder erosivo para alcanzar su nuevo perfil de equilibrio. El resultado puede ser un paisaje
con características de madurez hoy interferidas por rasgos típicos de un estado juvenil. Hay
dos formas de relieve fluvial que permiten inferir un proceso de rejuvenecimiento de
paisajes, estas son los meandros encajonados y las terrazas fluviales.
Meandros encajonados y terrazas fluviales
Si un río de hábito meandriforme es rejuvenecido por el levantamiento tectónico, el río
puede erosionar rápidamente en forma vertical, preservando los meandros pero cortando la
roca infrayacente de modo abrupto.
De esa manera ser forman los meandros
encajonados por la erosión vertical simultánea con el levantamiento tectónico. Imaginemos
que un río divaga en forma meandriforme por una amplia planicie de inundación.
Supongamos ahora que toda la planicie es levantada, provocando un aumento en la
pendiente del río y en la velocidad de sus aguas. El río tiene energía adicional y ha sido
rejuvenecido. Como resultado comienza a producir erosión vertical dentro de la superficie
en elevación. En un momento dado el lecho del río va a erosionar por debajo de la planicie
de inundación original y, si se mantienen los meandros, se desarrolla un cañón de forma
sinuosa.
En el mismo ejemplo anterior, si se detiene el levantamiento, el río formará una nueva
planicie de inundación en su nivel más bajo, ensanchando el fondo del valle. La topografía
resultante consistirá entonces en una planicie de inundación activa al nivel del río y una
planicie de inundación antigua y abandonada a mayor altura. Esta planicie de inundación
abandonada se denomina terraza fluvial. Así, las terrazas se ven en el perfil del valle como
resaltos y escalones.
Las terrazas fluviales también se pueden formar sin actividad tectónica. Si el clima se hace
más húmedo, el caudal puede aumentar y un río equilibrado se convierte en un río con
erosión vertical. Otra forma de terrazas se produce cuando cambia un nivel de base
temporario. Por ejemplo, se puede desarrollar una planicie de inundación cuando el río
alcanza un nivel de base temporario por la presencia de una roca resistente. Cuando por fin
el río erosiona ese estrato resistente, comenzará una erosión vertical más rápida a través de
la roca blanda infrayacente.
Migración de divisorias y captura de ríos
Imaginemos que puede suceder si dos ríos fluyen en direcciones opuestas desde una
divisoria de aguas. En muchos casos, uno de los dos ríos puede producir una erosión
vertical más rápida que el otro. Esta situación puede desembocar en que una de las
pendientes de la sierra sea más pronunciada que la otra. La misma situación se produce si
una de las pendientes recibe más precipitaciones o si el tipo de roca de una de las
vertientes es más blando que la roca de la otra vertiente. En cualquiera de estas
situaciones, el río que erosione más rápidamente tendrá una erosión hacia las cabeceras.
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Este proceso es denominado erosión retrocedente. Si la erosión retrocedente continúa, el
río más profundo puede alcanzar las altas cumbres que marcan la divisoria de aguas. Esta
divisoria se erosionará y se producirá la migración de las divisoria en igual sentido que se
produce la erosión retrocedente. Esta migración puede ser lenta ó rápida. En una migración
rápida, el canal de la ladera más abrupta tendrá mayor erosión retrocedente de modo que
en la migración puede interferir un curso de la ladera opuesta y de esa ganar la cuenca de
drenaje del río interferido. Esta secuencia de acontecimientos se denomina captura de
ríos. Cuando se completa la captura de un río, el río ubicado a mayor altura invierte su
dirección y fluye dentro del río situado a menor altura. La divisoria queda segmentada por
sectores de erosión que se denominan abras de aire. Los ríos de la cuenca del Pacífico de
la provincia del Chubut, constituyen un ejemplo de cauces capturados por efectos de una
erosión retrocedente efectiva de los ríos que, desaguando hacia el oeste, debían recorrer
una distancia más corta.
V. Palabras claves
ciclo hidrológico
flujo encauzado
flujo mantiforme
cuenca de drenaje
sistema fluvial
red hidrográfica
c. endorreica
valle antecedente
diseño de drenaje
caudal
meandro
peneplanicie
albardon
ciclo fluvial
senectud
terraza fluvial
abra de aire
gradiente
régimen fluvial
capacidad
competencia
acción hidráulica
abrasión
c. exorréica
valle superpuesto
carga disuelta
carga de fondo
abanicos aluviales
deltas
planicie de inundación
juventud
rejuvenecimiento
erosión retrocedente
captura de ríos
perfil longitudinal
erosión lateral
erosión vertical
río equilibrado
valles
solución
c. arreica
divisoria de aguas
carga suspendida
depósitos de canal
nivel de base
río anastomosado
llanura aluvial
madurez
meandro encajonado
migración de divisorias
BIBLIOGRAFÍA SUGERIDA
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Apuntes teóricos. Tercer módulo-Unidad 8
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FHyCS, UNPSJBosco