Tema12
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GEOGRAFIA FISICA GENERAL • UD12: GEOMORFOLOGIA CLIMATICA La Geomorfología climática estudia el relieve en sus relaciones con el clima, es decir, el modelado adquiere diferentes aspectos según la influencia del medio bioclimático bajo el cual evoluciona. La acción del clima sobre el relieve se manifiesta tanto en la explotación por erosión diferencial de la estructura geológica y la litología, como en aspectos variables del modelado. Según la petrografía de las rocas y el clima, ellas tienen distintos comportamientos. El clima puede actuar directamente sobre la superficie terrestre o bien indirectamente, cuando se interpone una cubierta vegetal entre la litosfera y la atmósfera. Así, la eficacia del clima depende de la cubierta vegetal y de los suelos. De acuerdo a esto se reconocen sistemas morfogenéticos en que dominan procesos geomorfológicos con acciones mecánicas y, sistemas morfogenéticos en que dominan los procesos físico-químicos y bioquímicos. Las variaciones climáticas del Cuaternario, caracterizadas por la alternancia de períodos glaciales e interglaciales, han tenido efectos geomorfológicos significativos. Esto demuestra que el modelado se efectúa por pulsaciones sucesivas y que la morfogénesis es discontinua en el tiempo y en el espacio. El período Cuaternario es de gran inestabilidad climática y muchos de los modelados actuales sobre la superficie terrestre son heredados de paleoclimas. En todas las áreas geográficas es posible encontrar formas heredadas las cuáles no corresponden al conjunto coherente de las otras formas dentro de las cuales se localizan y que están sometidas a la acción de procesos que no tienen relación directa con las características de su modelado. Estas formas heredadas son el testimonio de épocas anteriores en que fueron elaboradas bajo otras condiciones climáticas diferentes de las actuales GEOMORFOLOGIA GLACIAL Su tipología depende de criterios geomorfológicos, físicos o dinámicos. El criterio geomorfológico considera a la vez su repartición en los continentes, su posición en el paisaje y su grado de dependencia en relación al relieve subyacente. Se distinguen glaciares locales como los glaciares de valle, de meseta, de desbordamiento, de piedemonte y los glaciares regionales como calotas o casquetes, y los inlandsis. Glaciares Regionales Son calotas en forma de cúpula con un perfil convexo en forma de domo. Son independientes del sustrato rocoso que recubren y son glaciares fríos con temperaturas que oscilan entre 25ºc y 40ºc. Antártica Groenlandia 13,5 millones Km2 4270 m altitud máxima espesor 2300/2600 m 1,7 millones Km2 3240 m altitud espesor 1500 m En el conjunto estas dos calotas glaciales representan 97% de la superficie englaciada de los continentes y 99% del volumen de hielo del planeta. La uniformidad de la topografía en domo de estos enormes glaciares demuestra su independencia del sustrato rocoso que recubren. El inlandsis antártico cubre algo mas de 95% de un continente de relieve muy irregular, posee al oeste una alta cadena de plegamientos situada en el prolongamiento de Los Andes, y un escudo oriental correspondiente a un zócalo precámbrico. Las cimas mas altas y algunos volcanes aun activos como el Erebus de 3743 metros, atraviesan el hielo en nunataks. La calota glacial alcanza el mar casi en todas partes y genera en el océano enormes plataformas glaciares flotantes como la de Ross con una superficie de 550.000Km2 y un espesor de 390 metros. Sus emisarios mas importantes avanzan sobre decenas de kilómetros y su unión crea vastas plataformas flotantes alimentadas por la nieve como la plataforma de Ross que tiene 550 000 km2 de superficie y que termina en enormes acantilados de hielo desde donde se desprenden gigantescos icebergs. Glaciares locales Se localizan en las montañas y están influenciados por el relieve. Sus temperaturas son cercanas a los 0º c incluso en el interior de su masa. Se encuentran en el límite de las nieves permanentes, que es el nivel por debajo del cual la nieve funde en el verano, y su posición es variable según clima local y la latitud. Se reconocen los siguientes tipos de glaciares locales: Glaciar de valle Aquel cuya corriente de hielo fluye valle abajo y está confinada por paredes rocosas escarpadas. Posee un área de alimentación o nevero, y una lengua glacial que canaliza y desplaza el hielo, su topografía de detalle es compleja y diversa. El nevero se localiza sobre el límite de las nieves permanentes y ocupa un circo que es un área recolectora y de alimentación, posee paredes abruptas y está separado por una profunda grieta o rimaya, abierta entre el hielo. La lengua del glaciar, contenida en un valle, es el órgano difusor que asegura la evacuación del hielo y representa el área de ablación. La convexidad del perfil transversal proviene de la fusión mas intensa al contacto con las paredes vecinas, muchas grietas, algunas longitudinales se abren generalmente en los estrangulamientos de los valles por la acumulación de la masa de hielo por compresión y otras grietas transversales en las rupturas de pendiente. El hielo de esta manera, se fractura en una red que genera los seracs que conforman campos de bloques de hielo en disposición caótica en la topografía de detalle. El descenso de las lenguas glaciales bajo el límite de las nieves permanentes favorece la fusión la cual ensancha las grietas y desarrolla microformas como cúpulas y cubetas. Glaciares de meseta Son más pequeños que los de casquete como por ejemplo en Islandia el Vatnajökull, las grandes islas del océano ártico. Tienen forma de calota de la que sobresalen nunataks. Se encuentran en las montañas de regiones áridas y tropicales como por ejemplo en Sierra Nevada, California; Andes peruano-bolivianos y en los campos de Hielo Norte y Sur en Chile. Glaciar de desbordamiento Son lenguas de hielo que se extienden hasta fuera de las masas de hielo más grandes como los casquetes. Glaciar de piedemonte Ocupan las tierras bajas y amplias de la base de las montañas, y se forman por coalescencia de varias lenguas glaciares que salen de su confinamiento en la montaña. En los mecanismos de erosión glacial, hay que señalar que los glaciares tienen un alto poder denudación, y que son capaces de actuar como cinta transportadora de materiales de diversos tamaños aportados por las laderas, y transportarlos valle abajo. Además en un glaciar hay una considerable cantidad de agua de fusión, la cual puede circular en túneles al interior del glaciar a gran velocidad y cargarse con materiales de la base del glaciar, esto arroyos subglaciales son muy efectivos. Los materiales que transporta producen abrasión, las rocas al interior del glaciar pueden ser pulverizadas y formar una mezcla fina de limos y arcillas harina glacial. Un glaciar puede actuar de tres formas principales que son: arranque glacial, abrasión, empuje. En el arranque glacial (quarrying) de bloques fracturados, la fuerza del flujo del hielo puede desprender y levantar grandes bloques del sustrato rocoso fracturado. En efecto, el perfil longitudinal del lecho de un glaciar es muy irregular existiendo zonas de ensanchamiento y profundización en forma de depresiones conocidas como cubetas o artesas, las cuales son profundizadas por la sobreexcavación y, zonas de rocas más resistentes de menor excavación con estrechamientos llamados cerrojos o umbrales. En el perfil transversal se forman rellanos en rocas más resistentes, los que son aplanamientos a cierta altura llamados hombreras. La abrasión consiste en el desgaste, rayado y pulido producido en el lecho rocoso por los fragmentos de rocas más gruesos que transporta el hielo. De esta manera se forman estrías y acanaladuras. En el pulido, son los elementos más finos que actúan como una lija sobre las rocas. A su vez, por abrasión las rocas se pulverizan produciendo arcillas y limos que por su fina granulometría reciben el nombre de harina glacial, la cual contenida en las aguas de fusión tiene el aspecto de leche descremada. Por empuje el glaciar transporta y empuja ante sí los materiales disgregados que tritura y transforma de acuerdo a lo señalado más arriba. FORMAS DE EROSION GLACIAR Bloque erratico Lecho rocoso Estrias glaciares Hombrera glaciar y bloques erraticos MORFOLOGIAS DE EROSION GLACIAR Entre ellas se reconocen los: • circos (Forma topográfica de anfiteatro y cavidad de paredes rocosas, con un lado parcialmente cortado desde donde fluye el glaciar. Su fondo está en un nivel más bajo del borde que lo separa del valle por el que desciende el glaciar), • tarn (Lago que se forma en las rocas del fondo del circo), • aristas (Borde afilado por encuentro de cabeceras de circos desde lados opuestos forma de navaja afilada y dentada como espina de pescado), • horn (Cima afilada de una sola montaña alta en forma piramidal por el encuentro de las cabeceras de varios circos), • cuello (Paso o desfiladero por el encuentro de dos circos cuya pared divisoria desaparece por acción erosiva del hielo). En el modelado de los valles glaciales, estos tienden a ocupar los valles fluviales pre-existentes, los cuales ensanchan y profundizan en forma de U. El glaciar rectifica y simplifica las curvas del valle original, erosionando los espolones de rocas creando grandes formas triangulares o espolones truncados. En el perfil longitudinal característico de un valle glacial, se suceden cuencas y extensiones relativamente planas, cuando las cuencas se llenan de agua formando lagos en cadena. Por su parte, los valles colgados, son antiguos valles tributarios de un glaciar principal. Ellos se explican porque la erosión glacial depende del espesor de la capa de hielo y un glaciar puede profundizar su valle más que su afluente. Cuando el mar invade un valle glacial, da origen a un fiordo como los encontrados en el extremo sur Chile, Noruega, Groenlandia, Labrador, Alaska. Generalmente se encuentran asociados a fallas y a diferencias litológicas. Alcanzan gran profundidad, como el canal Messier en Chile con 1228 metros. Esto se explica debido a la sobreexcavación del hielo que puede erosionar por debajo del nivel en que se encuentra el mar. La acción glacial también puede modelar las rocas formando rocas aborregadas de superficies pulidas y redondeadas semejando un rebaño de ovejas visto desde la altura. Alcanzan dimensiones de un metro hasta decenas de metros y se presentan alineadas en la dirección de escurrimiento del hielo. Su perfil es suave del lado de proveniencia del hielo, por efecto del pulido y con un perfil anguloso e irregular del otro lado por el arranque de rocas. Circos y aristas Rocas aborregadas rimaya seracs MORFOLOGIAS DE ACUMULACION GLACIAR Desde la última glaciación hace aproximadamente 18.000 años, los hielos han retrocedido dejando al descubierto relieves heredados en toda la extensión que ocuparon durante las últimas glaciaciones. Los depósitos glaciares se llaman till y son sedimentos compuestos por materiales depositados directamente por el glaciar, los cuales no tienen estratificación y sus fragmentos presentan estrías. Son heterométricos del punto de vista granulométrico, desde harina glacial a bloques erráticos transportados hasta 500 kilómetros de su área original. Cuando estos depósitos se consolidan constituyen tillitas. El término morrena se aplica a variadas formas compuestas fundamentalmente por till. Hay varios tipos de morrenas y también colinas alargadas llamadas drumlins. La morrena frontal es un montículo de till en la parte frontal del glaciar cuando este se estabiliza en una posición por varios años o décadas, la morrena adquiere la forma de acumulaciones en arco. Si el flujo en el glaciar continúa los sedimentos siguen acumulándose en esta barrera. Si el glaciar retrocede, se deposita una capa de till suavemente ondulada llamada morrena basal, por ejemplo los terrenos pantanosos de la región de los Grandes Lagos en Estados Unidos. Si el glaciar sigue retrocediendo, su frente puede estabilizarse nuevamente y formar una morrena de retroceso. Las morrenas laterales son típicas de los glaciares de valle y ellas transportan los sedimentos a lo largo de los márgenes del valle, depositándose como largas dorsales. Cuando dos morrenas laterales se unen , por ejemplo en la confluencia de dos valles, se forma una morrena central. Los drumlins son colinas lisas, alargadas y paralelas de sedimentos morrénicos y que fueron depositadas por glaciares continentales. Tienen hasta 50 metros alto y 1 kilómetro de largo, pero la mayoría son más pequeños. En Ontario, Canadá, se encuentran en campos con cientos de drumlins. Finalmente, se reconocen formas compuestas por los detritos de glaciares estratificados como los kame, terrazas de kame, y los eskers. Kames: Pequeñas colinas cónicas de hasta 50 metros de alto compuestas por detritos glaciares estratificados, se generan en cavidades o cubetas de hielo Terrazas de kame: Estrechas banquetas de materiales en la zona marginal de fusión, se forman por aportes de materiales del glaciar y de las aguas de fusión. Eskers: Largos cordones de detritos y gravas estratificadas y clasificadas por acción de las aguas corrientes, tienen hasta 200 metros de alto y ancho de hasta 3 km. Son formados por las aguas de fusión de un glaciar que permanece estacionario, generalmente se forman en los túneles de las aguas de fusión. Morrena central till Morrena lateral drumlins esker Karst glaciar El modelado glaciar es el predominante, estando el proceso de transformación de la nieve a hielo controlado fundamentalmente por la temperatura. El agua de fusión circula más bajo el hielo, dando arroyos subglaciares, por lo que puede contribuir a la instalación de un Karst subglaciar y aparición de gargantas. El posible relieve cárstico anterior a la instalación del glaciar puede quedar arrasado, conservándose sólo las formas hipogeas. Las formas cársticas postglaciares se remodelan sobre formas heredadas del glaciar, apareciendo así poljes sobre las depresiones de sobreexcavación. Las formas superficiales, lapiaz y dolinas están muy desarrolladas, predominando los lapiaces que, en las regiones bajas, pueden llegar a estar recubiertos pormateriales morrénicos. La infiltración de aguas de fusión da caudales altos de poder agresivo en régimen turbulento,desarrollándose extremadamente el Karst profundo. MORFOLOGIAS PERIGLACIARES Las condiciones ambientales del dominio periglacial se refieren principalmente a las características del comportamiento de los elementos del clima, tales como temperaturas anuales inferiores a 10ºC. En promedio, el mes más frío presenta temperaturas medias inferiores a -3ºC, los inviernos son largos y duran más de 6 meses, y los veranos son cortos de menos de 3 meses, y templados a fríos. Las precipitaciones no superan los 1300 mm anuales y son principalmente sólidas. Los ambientes periglaciales están asociados a climas de tundra, boreales y alpinos o de montaña alta. Por otra parte, la vegetación predominante en estas áreas corresponde a musgos y líquenes en áreas de tundra y de bosques aciculifolios en estado marginal. No obstante, predominan las áreas desérticas frías. Bajo estas condiciones bioclimáticas, los suelos son de escaso desarrollo pedogenético, presentan muchas alteraciones texturales y estructurales, y son poco orgánico, con excepción de restos de musgos. Se definen como regosoles sin solum desarrollado. Regolito y sustrato rocoso de estas áreas permanecen permanentemente congelados y el espacio poroso del suelo se llena de agua que se congela en lóbulos denominados permafrost o pergelisol. La presencia de este permafrost es el principal indicador del dominio periglacial. El permafrost continuo, es decir, aquél que se presenta en forma estable y continuado, se desarrolla entre los 80 y los 65º de latitud norte , sobre el círculo polar Ártico, con una potencia de hasta 400 m de espesor por herencia glacial. El permafrost discontinuo, es decir, aquél que se presenta disgregado, se desarrolla entre los 65 y 55º de latitud norte con una potencia de entre 10 y 50 m de espesor. Finalmente, el permafrost esporádico, es decir, aquél que se forma en los períodos fríos, se presenta hasta los 45º de latitud norte con una potencia de hasta 5 m de espesor o bien en sectores relativamente llanos de las áreas montañosas Los procesos morfogenéticos periglaciales están dominados por la acción del hielo bajo la superficie del suelo y, sobre éste, por la acción del deshielo. Esta acción es permanente durante el año en el primer caso y es activa en superficie sólo durante la primavera y el verano. Este cíclico congelamiento y deshielo genera modificaciones en el volumen del suelo que es capaz de alterar los horizontes del suelo, la cantidad específica de agua en él y de movilizar detritos de diversos volúmenes. Meteorización mecánica (crioclastismo o gelifracción) Este es el principal mecanismo morfogenético periglacial. Consiste en la disgregación de las rocas por la cristalización del agua en hendiduras y porosidades. Las rocas han sido previamente trabajadas por la acción del hielo glacial, por lo cual han estado afectadas por la acción física y química, pero la expansión del agua al interior de las hendiduras al congelarse genera tensiones dentro de la roca, que son capaces de fracturarla. Crioexpulsión Como el agua del epipedón se congela a 0° c porque no está confinada, el volumen del agua del suelo aumenta en un 9%. Este aumento de volumen al congelarse y su disminución al deshielarse provoca movimientos en el suelo que producen la expulsión de los rodados hacia la superficie Pipkrakes Como el agua del suelo se congela desde la superficie hacia el interior del suelo porque requiere de menor temperatura al estar confinada, el hielo superficial genera presión sobre el agua restante por efecto de su expansión, confinando el agua de debajo. A medida que se congela más agua y se expande, la presión sobre el agua restante aumenta y se requiere menor temperatura para congelar el agua. Llega un momento en que el hielo no es suficientemente resistente como para encerrar el agua líquida y producir presión necesaria y el hielo es empujado fuera como un tapón. Por capilaridad el agua migra hacia la superficie congelándose y produciendo cristales en forma de agujas que son empujados por la presión hacia la superficie movilizando con ello a pequeños Crioturbación Como la capacidad de retención de agua del suelo varía según su textura existen contrastes en la congelación de la epidermis y en los horizontes subsuperficiales del suelo. En los suelos limosos se generan movimientos iluviales, es decir, los horizontes inferiores se desplazan hacia la superficie por mayor volumen modificando la estructura de las capas del suelo. El limo puede encerrar un 80% de su peso en hielo Crioturgencia El agua de las napas freáticas entre el regolito y la roca madre también se congela y se adhiere al permafrost formando una masa de hielo única. Éste, sin embargo, se congela en forma lenticular o abombada solevantando todo el volumen de suelo sobre éste. Gelireptación Los suelos con matriz limo&endash;arcillosa experimentan deformación plástica al embeberse de agua y un aumento de volumen por congelamiento. En áreas de pendientes leves el ciclo congelación&endash;deshielo desplaza capas de suelo en forma paralela a la inclinación de la pendiente generando una reptación a causa de la gravedad. En suelos arcillosos con pendientes moderadas el movimiento es más rápido . Coladas de barro y coladas detríticas A mayores pendientes los movimientos y masa comprometida son mayores. Pueden clasificarse como coladas de barro cuando las matrices son limo-arcillosas, coladas de tierra en el caso de las matrices limo-arenosas, y coladas detríticas para matrices con gravas . MORFOLOGIAS PERIGLACIARES Campos de piedras (stone pavements) El crioclastismo y procesos paleoclimáticos glaciales producen empedradas con clastos de diferente granulometría, conformando campos de piedra en las áreas llanas. Suelos estructurados o campos de polígonos (patterned ground) El crioclastismo asociado con crioexpulsión y pipkrakes genera cierta distribución en la disposición de las rocas sobre el suelo, produciendo bordes de clastos dispuestos alternadamente con clastos caóticos. Los suelos estructurados pueden clasificarse según el orden que adquieren las figuras geométricas que se desarrollan tales como círculos, estrías o redes y polígonos); la pendiente del terreno y la génesis de las formas. Suelos estriados (stone stripes) Cuando los polígonos no han sido ordenados ni adquieren forma poligonal, se generan estrías o redes que son rocas acumuladas en forma de líneas irregulares y onduladas como círculos, estrías o redes y polígonos); la pendiente del terreno y la génesis de las formas. Suelos involucionados (crioturbación) La crioturbación genera suelos involucionados, cuyos horizontes se confunden caóticamente y se manifiestan protuberancias sobre la superficie. En amplias regiones estos suelos generan rugosidad y pliegues sobre la superficie del terreno. Geoformas de crioturgencia (Lentejones, palses y pingos) La crioturgencia puede provocar lentejones o hinchazones del suelo en forma abombada. Los solevantamientos del suelo por el hielo subsuperficial genera palses o lentejones de 5 a 20 metros de diámetro. En ocasiones, cuando estos lentejones están asociados al permafrost, se genera lentejones mucho mayores llamados hidrolacolitos o pingos, cuyas dimensiones pueden superar los 300 metros de diámetro y los 30 metros de altura. Estas geoformas se localizan en altas latitudes cercanas al círculo polar ártico Lóbulos de gelifluxión Los lóbulos de gelifluxión se generan en las laderas de moderada pendiente y son formas rugosas del terreno debidas al desplazamiento de la epidermis del suelo. Karst nival Se desarrolla generalmente en la alta montaña, sin llegar a condiciones periglaciales, con alimentación de nieve en la estación fría. Aparecen desde las formas superficiales, donde el jou es la forma de absorción típica, así como los lapiaces muy desarrollados sobre las escarpadas vertientes calizas. La gran agresividad del agua de fusión y la alta velocidad de circulación motivan un gran desarrollo de las cavidades subterráneas Karst periglaciar En este caso el principal agente erosivo es la gelivación derivada de la alternancia hielo-deshielo, que aparece con más intensidad en la actividad periglaciar de altitud que de latitud. MEDIOS ARIDOS Las regiones áridas cubren aproximadamente un 31% de las tierras emergidas. La mayor extensión de zonas áridas se encuentra en el norte de Africa y Asia y corresponde a los desiertos de Sahara, Arabia, India, Asia central, Pakistán. En África del sur los desiertos de Namibia, Angola, Kalahari. En Australia el 75% de la superficie corresponde a tierras áridas. En Norteamérica hay desiertos en Estados Unidos y México. En Sudamérica se encuentran los desiertos costeros de Perú y Chile, las regiones áridas andinas, Patagonia. Regiones semiáridas: Aridas Hiperáridas 17.7% superficie de la Tierra. 12,1% superficie de la Tierra. 7,5 % superficie de la Tierra. Según el tipo de materiales de la superficie, los desiertos se clasifican en erg, que son desiertos en los cuales predominan las arenas y en reg, aquellos desiertos recubiertos de ventifactos. Según el clima los desiertos se dividen fríos y cálidos. En los desiertos fríos la temperatura media del mes más frío es menor de 0ºc desierto frío. Se localizan en latitudes medias por ejemplo en Asia en donde hay fuertes oscilaciones entre las temperaturas y meses fríos con baja evaporación. La aridez se manifiesta por un conjunto de aspectos como: • • • Un balance hídrico deficitario, permanente en el aire y en el suelo. La xerofilia (xerox, seco) de la vegetación y la inexistencia de vegetación o bien, formaciones vegetales abiertas con una disminución del número de especies, respecto de lo que ocurre en otros dominios morfoclimáticos. La desorganización de la red hidrográfica existiendo generalmente un régimen endorreico y cursos de agua intermitentes los cuales en Chile se denominan quebradas y wadi o oued en Africa. Dichos oled tienen lechos menores muy amplios y permanecen secos. La aridez se puede expresar en forma cuantitativa por medio de índices como los que se señalan a continuación: Indice de Aridez (De Martonne) = Total anual Pp (mm) / TºC anual + 10 Inferior a 5: hiperárido o muy árido. 15 - 20: árido. 20 - 30: semiárido. P/ETP P: precipitación anual. ETP: evapotranspiración potencial determinada por la evaporación del suelo y la transpiración vegetal (mm). De acuerdo a este índice se considera hiperárido cuando las precipitaciones medias son inferiores a 50 mm anuales. Convencionalmente se considera dominio de la aridez cuando hay menos de 250 mm precipitación anual, pero esto también depende de otros factores como su repartición estacional, de su relación con las temperaturas, del viento. Existe una gran variedad de medios áridos como por ejemplo los desiertos brumosos de alta humedad atmosférica del litoral chileno-peruano; los desiertos cálidos y soleados del Sahara; los desiertos de inviernos fríos en Asia central, NO de Estados Unidos. Repartición de las regiones áridas Tipo de dominio árido Región Hiperárido Árido Semi-árido Sahara central, Kalahari, Arabia y desiertos de Chile, Desiertos Perú, Namibia. continentales Americanos: Australia. Márgenes de los desiertos, desiertos de latitudes templadas. Precipitaciones menos de 50 mm 50 a 100 mm 100 a 250 mm Indice de aridez inf. 0,05 0,05 a 0,2 inf. 0,2 a 0,5 Los principales factores de la aridez son de tipo climáticos, orográficos y oceanográficos. De este modo: * Los anticiclones subtropicales que generan gran estabilidad de las masas de aire impidiendo su ascenso, éste es seco y subsidente. Los anticiclones determinan la existencia de los desiertos zonales de las áreas tropicales y subtropicales. Ejemplos: - Hemisferio Norte: Sahara, desiertos de Arabia, desierto Mohave y desiertos mexicanos. - Hemisferio Sur: desiertos australianos, Kalahari, Atacama. * La continentalidad es la causa de los desiertos de latitudes medias entre los 50-55º, especialmente en el Hemisferio Norte con los desiertos de Asia central. * Efecto orográfico en que las barreras montañosas dispuestas en el sentido meridiano aíslan al territorio de los vientos húmedos. Es el caso de los desiertos al abrigo de grandes cordilleras como el Chaco y la Patagonia Argentina, la gran cuenca y piedemonte oriental de las Rocallosas en Estados Unidos. * Las corrientes oceánicas frías como Humboldt y Benguela, inhiben la evaporación del agua de la superficie del mar y las masas de aire forman bruma, siendo el caso de los desiertos costeros frente a corrientes marinas frías en las fachadas occidentales de los continentes como el desierto chileno-peruano, Namibia, Baja California. En los dominios áridos, la morfogénesis está condicionada por la sequedad, la escasez de lluvias y la acción del viento. Existe un predominio de los procesos de meteorización mecánica lo que genera gran abundancia de fragmentos rocosos. Los procesos característicos son: • • • Termoclastía en los desiertos continentales con fuertes amplitudes térmicas diurnas, provocando la exfoliación en capas gruesas, facilitado por las diaclasas en las rocas cristalinas. Hidroclastía en que ocurre alternancia de desecación por evaporación rápida y humectación durante los chubascos, las arcillas saturadas de agua se descaman en láminas o se dislocan en polígonos, y también ocurre la desagregación granular en las rocas cristalinas por descomposición de las micas y feldespatos. Haloclastía que favorece la alveolización en el desierto costero, este salzprengung contribuye a la formación de tafonis en las paredes de las rocas cristalinas. La acción pluvial es espasmódica y puede manifestarse como escurrimiento difuso y/o en napa superficial a través del lavado aerolar. Esto contribuye a la formación de regueras y cárcavas producidas por las lluvias ocasionales que también suelen tener efectos desastrosos. FORMAS SUPERFICIALES Son característicos los pavimentos desérticos o empedrados y también las grietas y formas geométricas de desecación por contracción al secarse los sedimentos finos humedecidos por el agua, todo esto produce microformas como bucles de lodo. El barniz desértico es una fina película coloreada (negro, marrón) que cubre las formaciones rocosas y los clastos superficiales, predominando los minerales de hierro o manganeso en la superficie. Dichas pátinas se deben a la combinación de factores físico- químicos y biológicos, bacterias que han actuado durante los estados de humedad y desecamiento de las rocas fijando los minerales. También por alternancia desecación/humectación ocurre la concentración en superficie de sales debido a la fuerte evaporación y ascenso de sales solubles, generándose suelos alcalinos arcillo limosos. Dichas costras superficiales cubren los relieves residuales o las formas dominantes de paisaje. Ellas tienen una composición química de diferente naturaleza ya sea calcárea o silícea. Las costras calcáreas se forman en la superficie por evaporación de aguas con carbonato de calcio en disolución provocando la precipitación del carbonato. El caliche es una costra salina de colores blanquecinos que cubre las pampas interiores del desierto chileno y se produce ya sea por ascenso por capilaridad de aguas con alto contenido en carbonatos o bien por depósito de las aguas de inundación. Formas estructurales En el modelado hay un predominio de la horizontalidad de los macropaisajes, con topografías rectilíneas con elementos morfoestructurales en que las formas de detalle son menos importantes. La ausencia de suelo y vegetación otorga a las estructuras y a las rocas gran prioridad. Como las lluvias son breves y episódicas y caen sobre suelos desnudos, rápidamente adquieren un carácter torrencial. En las rocas cristalinas de los escudos desérticos hay formación de lomos de ballena a partir de los filones en el batolito. Se forman cerros islas o inselberg aislados o en grupos, cuyo tamaño va de algunos metros a decenas de metros y sus diaclasas curvas definen laderas convexas y abruptas. El inselberg marca una ruptura de pendiente o knick, en el contacto con los planos inclinados. En estructuras sedimentarias dispuestas horizontalmente, se forman mesetas estructurales de areniscas y rocas calcáreas llamadas hamadas, las cuales están recubiertas de fragmentos rocosos angulosos formando una superficie de desierto rocoso o reg. hamada Lomos de ballena inselberg GLACIS Y PEDIMENTOS Como el escurrimiento es ocasional, hay escasos canales y el agua escurre en manto produciendo el lavado y desmantelamiento de los materiales superficiales, especialmente en las rocas menos consolidadas. Hay tres elementos geomorfológicos esenciales que expresan la morfología árida: el cerro isla o inselberg, los planos inclinados en que se reconocen los glacis y pedimentos y, la depresión salina o salar hacia la cual convergen las aguas. Los glacis y pedimentos son planos inclinados que se extienden desde la base de los relieves más altos constituyendo enormes rampas. Un glacis es un plano inclinado de débil pendiente, menor a 10º, y recubierto por material detrítico. En su parte superior ocurren procesos de arroyada en surcos del tipo rill wash, y en su parte parte media e inferior arroyada en manto del tipo sheet flood. Los glacis son excelentes acuíferos naturales. Un pedimento o glacis rocoso, es un plano inclinado labrado directamente en la roca fundamental de tipo cristalino, y que está ligeramente cubierto de material disgregado. Un pediplano es una planicie que resulta de la yuxtaposición de varios pedimentos. La formación de un pedimento se debe a procesos de erosión y transporte de materiales en manto o sheet flood, por el cual la lámina de agua se esparce como un flujo turbulento. A esto se agrega la arroyada difusa del tipo rill wash, a través de pequeños canalículos anastomosados. También la coalescencia de grandes conos de deyección contribuye a la formación de glacis y pedimentos. DEPRESIONES SALINAS, SALADAR El endorreísmo de las áreas desérticas favorece el estancamiento de las aguas para dar origen a lagos cuyas aguas llevan disueltas gran cantidad de sales. Los planos inclinados de glacis y pedimentos pueden converger hacia estas depresiones conformando salares que son depresiones salinas cerradas, lagos salados cuyas aguas se han evaporado, a veces rodeados de vegetación halófita. Los salares están alimentados por napas subterráneas cuyas aguas ascienden por capilaridad cuando hay altas temperaturas y debido a la fuerte evaporación, los salares muy lentamente, van concentrando las sales disueltas. El aire seco del desierto actúa como una esponja obligando al agua subterránea a subir por capilaridad generando los encostramientos superficiales, en los que hay explotación mineral de cloruros, nitratos, carbonato de calcio, litio, y otros. Salar de Uyuni (Bolivia) Salara de Maricunga (Chile) MODELADO EOLICO La superficie desnuda de los desiertos favorece la circulación del viento por ascenso, subsidencia o, lateralmente. En los desiertos subtropicales o tropicales como Sahara, Kalahari, Australia, y en los desiertos litorales, los alisios soplan de manera regular, ellos son secos y su velocidad promedio de 20 km/hora. La dinámica eólica ejerce una acción de deflación sobre las arenas y de corrosión sobre las rocas compactas produciendo efectos de pulido, estriado y facetado de la superficie de las mismas. El modelado de ablación, con pérdida de materia, típico es el yardang, que son formas esculpidas por el viento en materiales blandos con alguna compactación, similares al casco de un barco invertido pueden tener tamaños muy variados de algunos metros hasta decenas de metros de altura y largo. En cuanto al modelado por depósito de materiales, en las regiones áridas, las arenas eólicas pueden quedar atrapadas por la vegetación y dar origen a dunas del tipo nebka. Las dunas móviles son los barjanes, que en los desiertos se desplazan individualmente o en conjunto sobre superficies descubiertas. En el centro de los desiertos, los ergs son verdaderos macizos arenosos complejos que son construidos de manera progresiva, como el Gran Erg occidental sahariano que posee 80 000 kilómetros cuadrados de superficie o el de Rub el Kahli en Arabia. En su interior se encuentran las grandes dunas piramidales llamadas ghourds. Los ergs a su vez pueden presentarse como cadenas de dunas longitudinales del tipo seif, separadas por amplios pasillos o corredores; o bien constituir ergs más compactos en que los pasillos están cerrados porque las alas de los barjanes forman brazos de dunas que se apoyan en las dunas longitudinales originando una malla y creando una estructura compartimentada con profundos alvéolos de paredes abruptas, este conjunto recibe el nombre de dunas en aklé. Debido a su extensión la génesis de los ergs es muy compleja, y probablemente estos grandes campos dunarios se explican por la diversidad de combinaciones dinámicas efectuadas por vientos de fuerza y direcciones diferentes. A diferencia de las dunas elementales, los ergs representan edificaciones cuya historia se extiende en el tiempo y en que los vientos actuales solo modifican la superestructura de estas grandes construcciones de arena. Nebka Duna seif ghourd erg MEDIOS TROPICALES HUMEDOS Abarca toda la zona intertropicalal 23-24º de latitud en ambos hemisferios, pudiendo extenderse a latitudes que sobrepasen los trópicos en las fachadas orientales de los continentes en el sudeste asiático, Africa, América y Australia oriental. Aproximadamente un 20 % de las tierras emergidas evolucionan bajo este dominio morfogenético el cual comprende un ámbito tropical húmedo en la zona ecuatorial lluviosa de la selva tropical y un dominio tropical con estación seca de la sabana. De acuerdo a Coque, R (1977) las características comunes para este dominio: • • • • • La coexistencia del calor y las lluvias, que durante 3 o 4 meses son superiores a la evapotranspiración. Las lluvias abundantes con o sin estacionalidad. La ausencia de invierno. Una temperatura media mensual superior a 18ºC. La amplitud térmica anual no sobrepasa los 10ºC. Todas las condiciones climáticas anteriores permiten la existencia de formaciones vegetales densas ya sea de selva tropical (pluvisilva), bosques, o sabanas arbustivas o herbáceas. La sabana se relaciona con la existencia de una estación seca a medida que el territorio se aleja del ecuador, lo que tiene consecuencias fundamentales en el sistema morfogenético y en el modelado del relieve. TROPICAL HUMEDO La persistencia del calor y la humedad determinan la existencia de procesos intensos de alteraciones físico químicas y bioquímicas. Son regiones que permanecen en biostasia. El aspecto del relieve es suave con laderas cubiertas por potentes alteritas formadas bajo la pluvisilva, emergiendo a veces algunos afloramientos rocosos. La meteorización química ocurre por efecto de la hidratación e hidrólisis de los silicatos. En la hidratación la molécula de agua se inserta como cuerpo extraño entre dos moléculas del mineral componente del suelo. En la hidrólisis, se produce alteración química por la acción del agua cargada con ácidos provenientes de la vegetación. La hidrólisis afecta particularmente a las rocas cristalinas y las rocas con alto contenido de silicatos. En las zonas tropicales húmedas la meteorización continua se intensifica por la descomposición del humus, generándose una laterita y la formación de suelos ferralíticos que son típicos de la selva densa, pudiendo alcanzar hasta 40 metros de espesor. En estos suelos los horizontes son poco marcados, pasando progresivamente de uno a otro. El horizonte A humífero, es delgado debido a la rapidez de descomposición del humus. Bajo él se desarrolla el horizonte B de varios metros de espesor y textura muy arcillosa, rico en arcillas de neoformación (monosialíticas/monosialitización) tales como caolinita, óxidos de hierro, hidróxidos de aluminio. Estas arcillas ocres y rojas pasan finalmente a un horizonte C de transición con la roca madre. En los escasos afloramientos rocosos observables en este medio, las paredes rocosas están afectadas por desagregación granular, descamación y exfoliación que se produce en láminas gruesas a partir de las diaclasas curvas de las rocas cristalinas. Debido al impacto de las gruesas gotas de lluvia también ocurren procesos de reptación en las alteritas, este fenómeno es muy imperceptible debido a la protección y poder estabilizador de la vegetación de la selva. Cuando disminuye la cubierta vegetal se producen movimientos en masa localizados, debido a condiciones favorables como las fuertes lluvias y el carácter arcilloso del manto de alteritas, las formas resultantes son nichos de desprendimiento y coladas de solifluxión. Las formas que caracterizan al dominio tropical húmedo se diferencian entre las que se producen en las alteritas como las media naranja, y las formas de los afloramientos rocosos, como los pan de azúcar. Las planicies de los escudos cristalinos se encuentran fuertemente meteorizadas formando un manto de alteración o alterita. En los lugares que las aguas corrientes logran incidir el terreno, ellas separan suaves colinas de laderas en formas convexas que reciben el nombre media naranja. Estas colinas tienen forma circular, con un radio de varios kilómetros y altura de unas decenas de metros. Ellas constituyen domos de laderas convexas, cuya principal característica es que su base presenta una pendiente muy pronunciada, de alrededor de 25º, generando una notable discontinuidad en el contacto con los anchos pasillos que las separan por donde circulan las aguas corrientes. Estas formas son comunes en las plataformas graníticas de Brasil, Guayanas, Camerún, Costa de Marfil. El modelado de media naranja, es el resultado de la lenta erosión areal producida por la reptación y el escurrimiento difuso laminar. En las partes bajas de las colinas la pendiente no se atenúa debido a la textura fina del material derivado de la alteración; este ángulo basal resulta del lavado de los materiales finos acumulados, el cual es efectuado por las aguas de inundación y por el afloramiento de agua de las napas freáticas lo cual, genera la activa corrosión química en las bases de las media naranja que están permanentemente húmedas. En los afloramientos rocosos que sobresalen de las plataformas de los escudos cristalinos, emergen algunas formas estructurales dispersas que ocupan escasa superficie en el conjunto. Estas formas son muy características por sus aspecto de morros, cúpulas o domos de laderas curvas y fuerte pendiente, llamadas pan de azúcar. Se les encuentra en las plataformas cristalinas de las Sierras brasileras, en Amazonía y Guayanas, Costa de Marfil, Este de Madagascar. Los pan de azúcar son formas de erosión diferencial cuyo cuerpo está compuesto por intrusiones graníticas o cuerpos de gneiss, los cuales son más resistentes que las rocas encajantes. Desde el punto de vista estructural un pan de azúcar equivale al inselberg de las zonas áridas, pero difiere en el modelado de detalle porque sus laderas se forman por exfoliación de diaclasas curvas e intensa meteorización química. En las laderas de los domos rocosos se observan procesos de desagregación granular, descamación, y exfoliación laminar gruesa de las paredes, la cual está guiada por las diaclasas curvas que definen la forma de las laderas. En la base de los domos no hay bloques ni restos de materiales de granulometría gruesa y, los elementos finos que son generados por la meteorización son continuamente lavados por el escurrimiento difuso. Por este motivo, se forma un ángulo de contacto entre la ladera y las espesas alteritas cubiertas por el bosque tropical, como se explicó precedentemente Mozambique Conjunto de los Kata Tjuṯa (montes Olga, 1070 m), Australia: inselbergs (arcosas neoproterozoico) y pédiment (llano) dominando desde los 400 a 600 m; modelados en domos redondeados, barrancos y trazas de descompresión, mega-viruta inselbergs de tres tipos: • de posición/fernlinge (sobresaliendo por encima del manto de alteración), por retroceso del escarpe por erosión fluvial • de resistencia/hartlinge (por debajo de él, sólo visibles cuando la erosión ha arrastrado las arenas) por alteración diferencial y exhumación de la alterita. • Tecto erosivos, o horts residuales, por limitaciones por fracturas Pan de Azúcar y Corcovado, Rio de Janeiro, Brasil Los rios poseen numerosos canales entrelazados en llanuras de inundación. La importancia de las lluvias permite la formación de grandes ríos como el Amazonas y el Congo, a pesar de la infiltración del agua de lluvias en las alteritas y de la fuerte evapotranspiración. Como en este medio morfoclimático no hay meteorización mecánica, los ríos actúan esencialmente como agentes de transporte ya que la ausencia de carga gruesa impide los efectos abrasivos de los mismos. Poseen gran cantidad de materiales finos en suspensión, como las arcillas confiriéndole coloraciones ocres o rojizas a las aguas, lo que es un testimonio de los materiales en suspensión. Los ríos se caracterizan por sus lechos amplios de límites imprecisos. En particular, destaca la irregularidad de los perfiles longitudinales, los cuales se presentan en sucesión de aguas calmas en las cuencas areno-limosas de baja pendiente, con rápidos y cascadas en los afloramientos rocosos como por ejemplo en las cataratas de Iguazú en la frontera entre Brasil y Argentina. El río Iguazú, mediante un amplio arco en forma de herradura de 4 km de longitud y unos 70 metros de altura, se precipita dentro de la garganta del Diablo, cañón que luego continúa por 20 km hasta la desembocadura en el Paraná. La altura oscila entre 60 y 80 metros. Rio Amazonas Varzea El perfil transversal de los ríos posee un lecho menor muy móvil, sinuoso y divagante con canales anastomosados e islas; el lecho mayor se extiende en planicies forestales inundables las cuales son cubiertas por las arcillas de decantación después de cada inundación, en el Amazonas se les conoce como varzea. Estas llanuras de inundación poseen una red de canales, lagos y sus formaciones arbóreas son anegadas estacionalmente. KARST TROPICAL El modelado de las rocas calizas en el dominio tropical húmedo, ocupa superficies pequeñas en los bordes de los grandes escudos, o fuera de ellos. Son relieves originales de espigones verticales llamados mogotes en Cuba. Al igual que en los relieves cristalinos, el ataque permanente del agua en la base de los mogotes explica la verticalidad de sus laderas y la abrupta ruptura de pendiente. El aspecto fundamental del Karst tropical es la presencia de restos calizos de pendientes escarpadas, los kegel que emergen de una llanura degradada y cubierta por residuos de descalcificación. Para la realización de este proceso se hace necesaria la transformación del carbonato en bicarbonato soluble y la eliminación de este bicarbonato. Las depresiones para la mayoría de los autores se han derivado de una red hidrográfica con un frecuente régimen de crecidas, siendo los kegel montículos de los restos de la disección en los interfluvios. Según Corbel (1954) hay dos tipos de Karst tropical: • unos que derivan de una capa calcárea delgada, donde los montículos son testigos finales sobre la superficie insoluble; • otro tipo son los que emergen de la llanura aluvial, donde la disolución está frenada por los aluviones, siendo la actividad de disolución más intensa en la base de los escarpes, lo que aumenta sus pendientes. Según Renault (1958), es una corrosión físico-química y bioquímica merced a la cubierta vegetal limitada en profundidad por el débil encajamiento de los cursos de agua, dolinas al nivel de los ríos activos y galerías superficiales, indicando que al pasar a niveles más profundos las aguas pierden agresividad. La erosión fluvial es predominante y la causa de los aislamientos de los montículos, a cuyos pies se extienden las superficies de las dolinas. Bajo condiciones de lluvias tropicales y evaporaciones altas, las zonas calizas residuales se recubren con una coraza de carbonato cálcico secundario, con lo que las elevaciones se hacen así más resistentes y las depresiones más profundas, donde se acumula la "terra rossa". Según Lehmann (1954) y Pannekoek (1948), se pueden identificar tres fases en la evolución del Karst tropical. - La primera corresponde al desarrollo de la red hidrográfica superficial, orientada según las direcciones tectónicas, dejando en las rocas compactas suaves lomas que van siendo degradadas por la erosión lateral de la acción fluvial. - La segunda corresponde a un rápido retroceso de los escarpes, dando cerros tabulares. - La fase final corresponde a una reducción de los cerros que aumentan sus escarpes y se transforman en los kegel TROPICAL DE ESTACIONALIDAD CONTRASTADA La existencia de una estación seca marcada, provoca un proceso de encostramiento típico de los medios tropicales de sabana. Estas costras o corazas provienen de la concentración y fijación permanente de sales metálicas liberadas por la alteración provocada por las lluvias estacionales abundantes. A su vez, la evaporación intensa favorece las migraciones internas y la acumulación y precipitación en la superficie por aspiración climática, dando origen a suelos ferruginosos de perfiles bien diferenciados los cuales tienen : - - Un horizonte A: humífero y empobrecido por el lavado de las sustancias mas solubles Un horizonte B: rico en kaolinita que resulta de la transformación en arcilla de los silicatos, y en óxidos de fierro. Un horizonte C: en proceso de alteración localizado sobre la roca sana , a menos de 10 metros de profundidad El afloramiento de las concentraciones de fierro en la superficie del suelo, provoca su endurecimiento por deshidratación y desecación en la estación seca; según la intensidad de la compactación se generan corazas muy duras o costras de hierro más quebradizas. Un modelado característico del medio tropical seco son las plataformas con coraza denominadas bowal en Guinea; son extensas superficies tabulares que en el detalle poseen una morfología discontinua. En las superficies donde no se forman corazas, las acciones mecánicas son importantes y producen movimientos en masa que generan grandes cavidades de paredes abruptas en forma de nichos de desprendimiento como por ejemplo en el Mato Grosso brasilero. Un ejemplo típico de estas formas son las lavakas (denominación dada en Madagascar) o voçorocas (en Brasil) originadas en las alteritas espesas del escudo cristalino. Son grandes cavidades ovoides o lobuladas de 10 a 120 metros de ancho y 150 a 200 metros de largo; sus paredes verticales alcanzan 30 a 40 metros de alto. Este tipo de formas resulta de la combinación de procesos morfogénicos tales como: escurrimiento concentrado, deslizamientos, solifluxión. En los perfiles del suelo de las regiones bajo este dominio tropical, se observa en ocasiones un horizonte pedregoso sobre y bajo el cual hay otros materiales de constitución diferente, estas líneas de piedras o stone line, resultan de diversos procesos como la sepultación por un coluvión de un pavimento de piedras formado por el escurrimiento. Estas líneas de piedras son indicadores de oscilaciones climáticas, en las cuales ha variado la cantidad de lluvia disponible. Las acciones de algunos organismos como las termitas pueden ser de gran importancia geomorfológica puesto que contribuyen a la desintegración y movimiento interno de las formaciones arcillo- limosas o de las arenas finas. Estos insectos movilizan activamente el material superficial en sus primeros metros, construyendo termiteros de grandes dimensiones con los granos de arena, limos y arcillas. Estos edificios requieren muchos metros cúbicos de materiales minerales que son extraídos del subsuelo por medio de galerías.
