apuntes de geomorfología unidad 1 a 3 2014

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CATAMARCA FACULTAD DE TECNOLOGÍA Y CIENCIAS APLICADAS

CATEDRA DE GEOMORFOLOGIA

Apunte de Geomorfología-Autoras: Dra. Adriana Niz- Aux. Nazaria Barbieri 1

APUNTES

DE

GEOMORFOLOGÍA

Dra. Adriana Niz

Alumna Nazaria Barbieri

AÑO 2014




UNIDAD N° 1UNIDAD N° 1UNIDAD N° 1UNIDAD N° 1

LA GEOMORFOLOGÍA, SUS ALCANCES Y LA RELACIÓN CON OT RAS CIENCIAS

Tiene como objeto el estudio de las formas de la superficie terrestre enfocado a describir,

entender su génesis y entender su actual comportamiento. Por su campo de estudio, la

geomorfología tiene vinculaciones con otras ciencias. Uno de los modelos

geomorfológicos más popularizados explica que las formas de la superficie terrestre es el

resultado de un balance dinámico —que evoluciona en el tiempo— entre procesos

constructivos y destructivos, dinámica que se conoce de manera genérica como ciclo

geomorfologico. La geomorfología se centra en el estudio de las formas del relieve, pero

dado que éstas son el resultado de la dinámica litosférica, en general integra,

como insumos, conocimientos de otras ciencias de la Tierra, tales como la climatología,

la hidrografía, la pedología, la glaciología, sedimentología, geología estructural, hidrología

y también de otras ciencias, para abarcar la incidencia de fenómenos biológicos,

geológicos y antrópicos, en el relieve. La geomorfología es una ciencia relacionada tanto

con la geografía física como con la geografía humana (por causa de los riesgos naturales

y la relación hombre medio)

LA EVOLUCIÓN HISTÓRICA DE LOS CONCEPTOS DE GEOMORFO LOGÍA

En un comienzo inseparable de la geografía, la geomorfología toma forma a finales del

siglo XIX de manos de quien fue su padre, el renombrado geógrafo William Morris Davis,

quien también es considerado el padre de la geografía americana. En su época la idea

predominante sobre la creación del relieve se explicaba a través del catastrofismo como si

fuera el supuesto de la gran inundación bíblica. Davis y otros geógrafos comenzaron a

creer que otras causas eran responsables del modelamiento de la superficie de la Tierra y

no eventos catastróficos. Davis, dentro del marco del uniformismo, desarrolló una teoría

de la creación y destrucción del paisaje, a la que llamó ciclo geográfico. Trabajos tales

como The Rivers and Valleys of Pennsylvania, The Geographical Cycle y Elementary

Physical Geography, dieron un primer y fuerte impulso seguido por sus numerosos

sucesores tales como Mark Jefferson, Isaiah Bowman, Curtis Marbut, quienes fueron




consolidando la disciplina, sin dejar de participar en el contexto de la geografía y también

profundizando en otras ciencias.

FACTORES GENERADORES DE LOS PROCESOS GEOMORFOLÓGICO S

El relieve terrestre va evolucionando en la dinámica del ciclo geográfico mediante una

serie de procesos constructivos y destructivos que se ven permanentemente afectados

por la fuerza de gravedad que actúa como equilibradora de los desniveles; es decir, hace

que las zonas elevadas tiendan a caer y colmatar las zonas deprimidas. Estos procesos

hacen que el relieve transite por diferentes etapas. Los desencadenantes de los procesos

geomorfológicos pueden categorizarse en cuatro grandes grupos:

• Factores geográficos: El relieve se ve afectado tanto por

factores bióticos como abióticos, de los cuales se consideran propiamente geográficos

aquellos abióticos de origen exógeno, tales como el relieve, el suelo, el clima y los

cuerpos de agua. El clima con sus elementos tales como la presión, la temperatura,

los vientos. El agua superficial con la acción de la escorrentía, la acción fluvial y

marina. Los hielos con el modelado glacial, entre otros. Son factores que ayudan al

modelado, favoreciendo losprocesos erosivos.

• Factores bióticos: El efecto de los factores bióticos sobre el relieve suele

oponerse a los procesos del modelado, especialmente considerando la vegetación,

sin embargo, existen no pocos animales que colaboran con el proceso erosivo tales

como loscaprinos.

• Factores geológicos: tales como la tectónica, el diastrofismo, la orogénesis y

el vulcanismo, son procesos constructivos y de origen endógeno que se oponen al

modelado e interrumpen el ciclo geográfico.

• Factores antrópicos: La acción del hombre sobre el relieve es muy variable,

dependiendo de la actividad que se realice, en este sentido y como comúnmente pasa

con el hombre es muy difícil generalizar, pudiendo incidir a favor o en contra de los

procesos erosivos.

Aunque los distintos factores que influyen en la superficie terrestre se ven incluidos en la

dinámica del ciclo geográfico, sólo los factores geográficos contribuyen siempre en

dirección al desarrollo del ciclo y a su fin último; la penillanura. Mientras que el resto de

los factores (biológicos, geológicos y antrópicos) interrumpen o perturban el normal




desarrollo del ciclo. De la interacción de estos elementos resultan los procesos

morfogenéticos o modelado, dividido en 3 etapas o tres procesos sucesivos, a saber,

la erosión, el transporte y la sedimentación.

EL CICLO GEOMÓRFICO

Consiste en los sucesivos estados por los cuales evoluciona un paisaje. Las distintas

fases o estadios suelen denominarse con términos aplicados a los seres vivos; así, un

paisaje en la etapa de juventud es típicamente montañoso, de grandes desniveles, de

vertientes escarpadas, y con valles estrechos en forma de garganta. Un paisaje en la

etapa de madurez sigue siendo montañoso, de vertientes menos inclinadas, sus valles

han desarrollado un lecho de inundación amplio y plano, y los ríos ya no presentan saltos

ni rápidos como en la etapa anterior. Un paisaje en la etapa de vejez se ha rebajado

intensamente, los ríos discurren por valles mucho más amplios y las antiguas montañas

se han convertido en colinas de poco desnivel; se dice entonces que un paisaje ha

alcanzado el estadio de la peniplanicie, es decir, un paisaje de topografía suavemente

ondulada. La evolución de los paisajes es compleja y una región determinada no

necesariamente atraviesa por todas las etapas, ya que el ciclo puede ser interrumpido por

movimientos tectónicos. El ciclo completo requiere de varias decenas de millones de años

y las distintas etapas no son de igual duración.

EL CLIMA

El clima hace referencia al estado de las condiciones de la atmósfera que actúan en una

determinada región. En general cuando nos referimos cotidianamente al clima lo

asociamos a la temperatura y precipitaciones (nieve, lluvia, nevizca, etc). Y muchas veces

se utiliza este término como sinónimo de tiempo, sin embargo su significado es diferente,

el tiempo se refiere al escenario de los factores atmosféricos que ocurren en un

momento y en una región determinada. En tanto que cuando nos referimos a clima, se

refiere a estos factores concurriendo en un periodo de tiempo más extenso, no de días

sino más bien de décadas

Por ejemplo, “el tiempo en la capital es freso a frio, la temperatura variara entre 2º C de

mínima y 12º C de máxima”, no es lo mismo que decir “el clima de la región es semiárido

rigurosos con precipitaciones escasa en la época humeda”




El conjunto de los factores meteorológicos, astronómicos, geográficos del clima

determinan la el tipo de distribución de los frentes de aire, lo que determinará a su vez los

distintos elementos climáticos, tales como temperatura, radiación, presión del aire,

precipitación, humedad relativa, evapotranspiración. La distribucion

Todos estos elementos combinándose unos y otros en mayor o en menor medida,

determinan los climas del planeta y la mayor o menor acción de los agentes naturales en

el modelado del paisaje.

Es importante para el geomorfólogo la apreciación de los climas del mundo o de una

región determinada, con la finalidad de entender con mayor precisión el funcionamiento

de los distintos procesos geomorfológicos, para lo cual es necesario tener un

conocimiento sobre los índices fundamentales como: precipitación, temperatura,

evaporación y velocidad y dirección de los vientos.

Hay diversas clasificaciones climáticas, para un conocimiento general se dan aquí dos de

ellas

CLASIFICACION DE THORNTHWAITE

La clasificación de Thornthwaite (1949) se basa en la consideración de la eficacia

térmica, dada por la ETP (Evapotranspiración Potencial), y la humedad disponible,

expresada como índices de humedad y de aridez a partir del balance hídrico. El autor

utiliza sus trabajos previos en la estimación de la ETP y el balance de humedad del suelo.

Supone un gran avance respecto a otras clasificaciones ya que parte del clima que afecta

al suelo y a la planta, es decir, la evaporación, la transpiración y el agua disponible en el

suelo; en vez de medias mensuales de parámetros meteorológicos clásicos.

Esta clasificación define unos tipos según la humedad (representados por letras

mayúsculas) y su variación estacional (letras minúsculas), y otros tipos según la eficacia

térmica (letras mayúsculas con comilla) y su concentración estival (letras minúsculas con

comilla).

El tipo de humedad está basado en un índice de humedad global que combina dos

índices, uno de humedad

y otro de aridez. Para su definición es necesario realizar un balance hídrico mediante le

método directo y con reserva máxima climática de 100 mm. El índice de humedad se




define como el conjunto de los excesos de agua (Ex; según un balance hídrico directo con

reserva máxima de 100 mm) en porcentaje respecto a la ETP anual, es decir:

Ih = 100�ΣXIIi=I Exi /ETP

El índice de aridez de define como el porcentaje de la falta de agua (F) de los distintos

meses respecto a la

ETP del año, es decir:

Ia = 100�ΣXIIi=I Fi /ETP

El índice de humedad global se define como el porcentaje de excesos menos el 60 % del

porcentaje de falta de agua, es decir:

Im = Ih - [0,6�Ia]

A partir de estos índices se define el tipo de humedad según las siguientes condiciones:

La variación estacional de la humedad da lugar a los siguientes tipos:




Según la evapotranspiración potencial ó eficacia térmica (ETP) se definen los siguientes

tipos:

La concentración de la eficacia térmica en el verano se define como el porcentaje de ETP

correspondiente al

ETPverano% = 100⋅(ETPVI+ETPVII+ETPVIII)/ETP

Y genera los siguientes tipos de concentración estival de la eficacia térmica:

Para interpretar correctamente sus índices y valores clave es necesario tener en cuenta

que, el índice de humedad es un porcentaje pero relaciona dos parámetros

independientes (P y ETP) por lo que puede tomar valores superiores a 100; el índice de




aridez no, porque la falta de agua se define respecto a la evapotranspiración máxima: la

ETP. En el índice de humedad global se combinan el índice de humedad y el de aridez

considerando que un exceso de humedad en un período puede compensar la falta en

otro; empíricamente se parte de que 6 mm de exceso en una estación pueden

compensar, con una transpiración reducida, 10 mm de falta en otro. Los límites del Im 100

y -60 son racionales desde el punto de vista de que la humedad compensa todas las

necesidades de agua en el primero y la falta llega al 100 % de las necesidades en el

segundo (afectado por 0,6 en el Im); el 0 marca el límite entre el exceso de agua y la falta

de agua. El resto de los límites son convencionales.

Para la distribución estacional de la humedad nos fijamos en la falta de agua, para los

climas que globalmente tienen exceso, y en el exceso, para los climas que tienen falta.

Téngase en cuenta la dificultad para encontrar climas con exceso en verano, pues aunque

los hay con período de lluvias en verano las necesidades de evapotranspiración también

aumentan.

Las categorías térmicas se definen atendiendo a la eficacia térmica representada por la

ETP como ya comentamos. La clasificación consta de cuatro letras matizadas, o no, con

comillas o subíndices en el siguiente orden: tipo de humedad, tipo de eficacia térmica,

distribución de la humedad y concentración estival.

CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA DE KOPPEN

Publicada en 1918 por el

climatólogo, geógrafo,

meteorólogo y botánico ruso Dr

Wladimir Köppen. Modificada

varias veces hasta su publicación

definitiva en 1936. Se basa en la

temperatura y precipitación

media mensual y anual. Se usa

la vegetación nativa para

denominar los tipos de climas.

Köppen observó y reconoció los

efectos de la efectividad de la




precipitación y la intensidad de la evaporación en la vegetación local: la misma cantidad

de RR es mas efectiva en un clima frio que en un clima cálido. Para representar este

efecto combinó las variables de temperaturas y precipitación.

Podemos destacar como fortaleza que: Es representativa de la composición de los climas

del mundo y que un número grande de tipos climáticos coincide razonablemente bien con

la circulación atmosférica y pueden ser explicados por ella

Sin embargo, es rígida en sus límites por lo que a veces suceden diferencias en las

subdivisiones climáticas y algunos límites son arbitrarios

Para establece la clasificación Koppen divide el planeta en cinco grandes zonas que se

distribuyen desde el Ecuador a los Polos. Se denominan con letras mayúsculas desde la

A a la E ordenadas en latitudes crecientes





TEORÍAS GEOMORFOLÓGICAS Y EL CICLO DE DAVIS

La geomorfología es una ciencia geológica que estudia el relieve de la superficie terrestre

bajo el punto de vista de sus mecanismos genéticos. Las condiciones en que estos

ejercen, los agentes externos que los determinan y las formas topográficas que de estos

resultan.

Se creía que la tierra tenía ese relieve por causa del diluvio. Luego, a principios del XIX se

dio importancia a las redes fluviales como moldeadoras del terreno y a finales del XIX

Davis propone el ciclo de la geomorfología moderna.

La geomorfología es una ciencia geológica que estudia el relieve de la superficie terrestre

bajo el punto de vista de sus mecanismos genéticos. Las condiciones en que estos

ejercen, los agentes externos que los determinan y las formas topográficas que de estos

resultan.

Se creía que la tierra tenía ese relieve por causa del diluvio. Luego, a principios del XIX se

dio importancia a las redes fluviales como moldeadoras del terreno y a finales del XIX

Davis propone el ciclo de la geomorfología moderna.

Davis propone el ciclo de erosión normal o ciclo de Davis, lo describe para un dominio

climático húmedo. Se trata de una sucesión progresiva de etapas de configuración del

relieve. Estas etapas están influenciadas y controladas por el nivel base regional.

Propone un ciclo que consta de las siguientes etapas:

• Etapa inicial: viene después del levantamiento inicial y el terreno queda elevado

sobre su nivel base, tiene una red fluvial indefinida y poco desarrollada y la superficie

sería más o menos horizontal.

• Etapa de juventud: los ríos se van encajando pero todavía quedan restos de la

llanura inicial.

• Etapa de madurez: apenas quedan zonas de la llanura inicial, los valles se han ido

ensanchando y la red fluvial está bien desarrollada.




• Etapa de senilidad o senectud: las pendientes de los valles se reducen más, la

topografía es suave con pocos desniveles y se llega a formar una penillanura.

El resultado final del ciclo de Davis es una penillanura y al agente principal es la red fluvial

que se va encajando en el terreno.

Complicaciones del ciclo de Davis:

Estas complicaciones son de dos tipos:

• Interrupciones: en ocasiones el ciclo de Davis necesita un largo periodo de

inestabilidad pero puede paralizarse porque el terreno vuelva a subir entonces las

redes fluviales se rejuvenecen y vuelven a encajarse dando lugar a relieves

policíclicos que son relieves escalonados porque están compuestos por penillanuras

escalonadas.

• Discrepancias: para que se produzca es necesario un clima húmedo por el agua,

entonces en las zonas glaciares (agua helada) y áridas (no hay agua) este ciclo no

puede desarrollarse, al menos por igual. También en zonas volcánicas no puede

darse.

En zonas con rocas calizas no tiene lugar una erosión fluvial como la descrita en el ciclo

de Davis ya que estas se disuelven, por lo que el resultado no es igual.

El ciclo de Davis ha sido cuestionado, modificado e incluso rechazado, pero no ha sido

sustituido por otro ciclo más amplio.

Se critica el ciclo de Davis por parte de la Escuela Alemana. La geomorfología alemana

propone la teoría del nivel de cumbres la cual no son restos de una llanura fluvial.

La Escuela Francesa, segunda mitad del siglo XX, le da un valor fundamental al factor

climático formando la geomorfología climática. El paisaje de una zona va a ser

consecuencia del clima, de los materiales según se comporten y de la influencia de la

estructura geológica del terreno como pueden ser fallas, diaclasas, pliegues, etc.

Dividen la tierra en grandes dominios climáticos y en cada dominio climático va a existir

una morfogénesis especifica con unos procesos y unos mecanismos erosivos propios y

característicos de cada uno de ellos. Los dominios climáticos tienen unos dominios o

límites graduales y difusos y que no existen unos agentes, procesos y mecanismos

estrictamente peculiares.

Tipos de agentes, procesos y mecanismos:




• Zonales: exclusivos de un dominio climático (acción de un glaciar al avanzar).

• Azonales: comunes a cualquier dominio climático.

• Polizonales: propios de más de un dominio.

• Extrazonales: característicos de un dominio pero que se pueden dar de manera

accidental en otros dominios.

La geomorfología francesa divide las cosas en sistemas morfoclimáticos.

Un sistema morfoclimático es el conjunto de acciones, procesos y mecanismos erosivos

operativos en las condiciones ambientales propias de cada una de las divisiones

climáticas establecidas a efectos geomorfológicos. Dan origen a relieves con

características propias pero pueden quedar formas reliptas, formadas en condiciones

distintas a las actuales.

Tipos de sistemas morfoclimáticos:

• Templado-húmedo o normal:

• Periglaciar: se da en regiones frías donde la nieve no persiste en verano.

• Glaciar: se da en zonas donde la nieve persiste en verano.

• Árido y subárido: se da en regiones secas, donde no haya precipitaciones ya sean

zonas frías o secas.

• Intertropical: se da en latitudes bajas, cerca del ecuador en temperaturas altas y

precipitaciones abundantes.




LAS FORMAS PEDEMONTANAS DENUDATIVAS

GLACIS: GÉNESIS Y TIPOS

Las regiones pedemontanas, aquellas que se ubican en la transición entre un área

de relieve montañoso y un territorio más llano, constituyen la clave para comprender la

génesis y evolución del relieve de una gran región. Esto es así porque en la evolución

paleogeomorfológica de Piedemonte, se encuentra registrada la historia climática tanto de

la zona montañosa como de la llanura. Su reconstrucción paleoambiental constituye de

esta manera la base para reconstruir a través de las evidencias geomorfológicas,

estratigráficas, paleoedáficas, y otras, la secuencias de eventos climáticos que actuando

sobre el relieve, permiten definir la historia ambiental de una región. Para alcanzar este

objetivo es necesario, primero analizar las características morfoestructurales y los

procesos que han intervenido en la génesis y evolución de las formas que constituyen la

zona pedemontana.

La mayoría de los piedemontes extendidos de la región NOA, se caracterizan por

el predominio de formas denudativas o de aplanamiento, conocidas como pedimentos en

la terminología anglosajona, y como glacis, en la denominación de la escuela europea o

mas propiamente francesa.




Por otra parte, aparecen recurrentemente formas de acumulación como los conos

o abanicos aluviales que al coalescer y perder actividad, constituyen una bajada o un

glacis de acumulación.

Finalmente es evidente la actividad eólica que se manifiesta en áreas sujetas a

deflación en las zonas medias-bajas de los piedemontes, y acumulación posterior en los

sectores distales.

El pedimento es un término primariamente acuñado para la arquitectura, que al

introducirlo al campo de la geomorfología adquiere rápidamente un significado

completamente diferente, reconociéndola como una superficie erosiva, suavemente

inclinada y de relieve bajo. Morfológicamente, existe una correspondencia entre el

significado de una superficie de erosión suavemente inclinada en geomorfología y la

terminación vertical de un tejado suavemente inclinado para arquitectura.

Los pedimentos son fenómenos mundiales azonales, presentes en una amplia

variedad de ambientes litológicos, neotectónicos, y climáticos, tienden a desarrollarse

bajo condiciones de estabilidad geomórfica relativa, de tal forma que los procesos de

erosión, transporte y deposición, se contrarrestan por un período prolongado.

No obstante ello, son más frecuentes en ambientes áridos y semi-áridos donde las

precipitaciones son estacionales y la cobertura vegetal es escasa o nula, lo que favorece

la meteorización mecánica principalmente y la meteorización química superficial.

El origen de los pedimentos es discutido ya desde Gilbert (1877), que fue el

primero en reconocerlos y describirlos. (Cooke y Warren, 1973, citado por Dohrenwend)

expresan " Los pedimentos han atraído más estudio y controversia, y ha encendido la

imaginación de los geomorfólogos, que otras formas del relieve en el desierto", atención y

debate potenciado por una variedad de factores que son inherentes a la naturaleza misma

de estas geoformas. (Niz 2.003)

Dada la extensa variedad y características de ambientes geomórficos en los que se

presentan, las definiciones de pedimentos son generalizadas. La definición de Whitaker

(1979) es un poco más específica " El pedimento es una superficie de erosión al pie de

una pendiente terrestre, que inclina con un ángulo bajo y sin relieve significativo,

usualmente se contrapone con una pendiente alta, por una línea de corte angular, que

se cubre con material de acarreo"




Tator (1953) señala que el término pedimento se debe comprender como una

superficie de degradación extensa (pero individualmente diferente), elaborada por

procesos subaéreos (incluso la influencia del agua) en regiones secas.

Twidale ( 1983) presenta una clasificación morfogenética basada en la relación

entre el material de superficie y la litología subyacente, que son adoptadas para inferir los

procesos de formación del pedimento como sigue:

1.- Un pedimento cubierto con un manto sucede donde el lecho de roca

cristalina es revestido por un manto residual producto del desgaste, y qué se infiere, pudo

haber sido formado por desgaste de la subsuperficie que meteorizó el lecho rocoso

cristalino y el transporte de los detritos resultantes por lavado.

2.- Un pedimento rocoso se forma donde el lecho de roca cristalina está

expuesto en la superficie, que se puede inferir que representa el desgaste expuesto de

un pedimento anteriormente cubierto con un manto

3.- Un pedimento cubierto se caracteriza por poseer un revestimiento de

escombros groseros, que cubren una superficie erosiva que corta discordantemente con

los estratos sedimentarios.

En general se admite el pedimento, como el resultado del desgaste de la roca

madre en las cuencas imbriferas, y particularmente en las tierras altas; y el consecuente

transporte de ese material hacia tierras topográficamente más bajas, con rasgos

típicamente deposicionales por la acumulación de los sedimentos derivados de aquellas.

Se define como una superficie casi plana de transporte de masa y/o erosión

lateral uniforme, que funciona como una zona de transición entre las tierras altas

degradables o erosionables y un nivel de la base estable, o de agradación lenta, en las

tierras topográficamente inferiores.

Estas geoformas son motivo de análisis y discusión referidas, tanto en el sentido

de la terminología utilizada para su descripción/ definición, según las corrientes

propuestas por las escuelas anglosajona y europea, como a los criterios a tener en

consideración para definir el significado de los términos “glacis” y “pedimento”.

En tal sentido, se agrupan en general, del siguiente modo




A – Por un lado, la tendencia a asumir al glacis como una expresión aislada sin considerar

la dinámica ambiental, particularmente las que se manifestaron en el Cuaternario, por lo

que no se valoran las condiciones tanto climáticas como ambientales que han incidido en

la génesis de dichas superficies.

B - También están quienes sobrevaloran las condiciones de inestabilidad o

estabilidad en las que se encuentran dichas superficies, al respecto y en función de

dichos parámetros Adams (1975, citado por Gerrad, 1992), realiza una clasificación en la

que distingue: superficies activas, dormidas, exóticas, muertas, sepultadas y exhumadas

o fósiles; según estas se encuentren ya sea en proceso de formación, calma

geomorfológica, soterradas por otros sedimentos o queden expuestas luego de un

periodo de estar cubiertas por otros depósitos.

C – Finalmente estas superficies erosivas no se incluyen en el registro estratigráfico

del cuaternario, aún cuando para su formación necesitan un periodo relativamente largo,

ignorado comúnmente cuando se realizan las interpretaciones litoestratigráficas,

paleoambientales y cronoestratigráficas

Los glacis, una forma pedemontana ampliamente representada en el contexto

mundial, han sido definidos por Viers (op cit.) como superficies de aplanamiento cuya

pendiente longitudinal neta oscila entre 2 % y 8 %, originados en general en climas áridos

a semiáridos, con una ligera concavidad, poco perceptible en aquellos glacis muy

extensos.

Derruau (1966) en tanto lo describe como una topografía de pendiente longitudinal

neta ( media entre 1 y 5%) constante o ligeramente cóncava, pero sin pendiente lateral,

donde los rill los recorren paralelamente sin hundirse sensiblemente en la superficie del

glacís, de tal forma que lecho e interfluvio no pueden distinguirse. Referido a la unión

entre el glacis y la pendiente abrupta, en ocasiones describe una línea de ruptura neta a

la que los geógrafos alemanes denominan knick.

Derreau propone incluso distinguir entre glacis de erosión (a los que designa

también como rampas) y pedimento, asegura que los primeros se desarrollan en rocas

blandas al pié de un relieve estructural, en tanto que, por el contrario, el pedimento es un




glacis modelado en una roca uniformemente dura que por la acción de desgaste se

convierte en arena.

Van Zuidam (1976) contemplando no solo la forma, sino centrado también en los

procesos, sugiere como significado de glacis, a una sucesión de formas y procesos que

pueden actuar tanto en zonas de erosión, como de acumulación. Enfatiza incluso la

flexibilidad del término para introducir tipos especiales de formas, tales como cono glacis,

glacis rocoso, etc., que incluyen además de la forma superficial y extensión areal, las

características genéticas.

Calmels y Carballo (1991), definen en el léxico geomorfológico el concepto de

glacis, como una geoforma caracterizada por un plano topográfico inclinado, con perfil

longitudinal ligeramente cóncavo y uniforme, independientemente de su origen y

características del sustrato geológico. Asimilan también el término knick para designar el

contacto del glacis y el frente montañoso o relieve dominante, y hacia la zona distal pasa

transicionalmente a materiales aluviales. (tomado de Niz 2003)

Para las actividades de catedra en lo que se refiere a la terminología a tener en

cuenta, como así también las descripciones de tipo conceptual de estas geoformas en

particular, se realizan basadas en lo formulado por Viers (1973), quien prefiere una

terminología en función al medio bioclimático donde, además, su interpretación se realice

teniendo en cuenta un análisis integrado del paisaje, que incluya la exploración de todos

los factores que se considere intervinieron en su génesis y posterior desarrollo, y no solo

basada en las características exclusivamente topográficas. El mencionado autor llevó a

cabo estudios en el piedemonte andino mendocino, que tiene características comunes

con las formas pedemontanas del área de trabajo.

Los Procesos

Como se estableció, los pedimentos comprenden una clase bastante general de

geoformas, que se presentan en variados regímenes climáticos y escenarios

geomorfológicos distintos. Resultan de la acción de una diversidad de procesos, cuya

importancia relativa está en función de cada ambiente climático / geomorfológico en si

mismo.

Los procesos que actúan en la superficie del pedimento, ya sea manteniéndola y/o

modificándola, comprenden: la meteorización tanto superficial como subsuperficial, los




flujos areales o no canalizados (tales como flujo laminar, sheetflooding ( inundación

mantiforme), el lavado por surcos y los flujos lineales, también llamados canalizados,

entre los cuales tenemos: flujo de corrientes, lavado en cárcavas, flujos de detritos.

Normalmente, los procesos relativamente difusos de desgaste y flujos laminares, se

dispondrán más uniformemente en la superficie que los procesos más concentrados de

flujo canalizados.

Dado que constituyen geoformas de transición, en ellas se observan por lo general

algunos sectores activos, y otros en gran medida inactivos, a veces disectados por

corrientes más jóvenes y/o actividad tectónica reciente, o bien pueden estar parcialmente

cubiertos o sepultados por los revestimientos discontinuos de depósitos aluviales. Sus

bordes son irregulares, a veces gradacionales y pobremente definidos.

Se comporta como una superficie activa, allí donde el efecto combinado de los

procesos descriptos actúa uniformemente sobre la superficie del pedimento.

En ocasiones los distintos procesos no inciden uniformemente en la superficie, sin

embargo, pueden haber modificaciones locales y la incisión probablemente ocurrirá como

consecuencia, ya sea de un aumento en el flujo de corriente o una disminución en la

carga de sedimento en dicha corriente; generando así áreas parcialmente activas, entre

ellas se originan localmente, superficies inactivas con una relativa estabilidad donde

dominan los procesos de meteorización subsuperficial y superficial (química y física).

La Energía

En la mayoría de los piedemontes en ambientes áridos y semiáridos, las proporciones

de desgaste y suministro de detritos está principalmente determinado por procesos de

flujo canalizado; es así que la magnitud relativa y posición de cada zona del proceso

general, reflejan con el tiempo, la ubicación media del umbral de poder crítico para cada

componente del sistema de desagüe de piedemonte. En promedio, la energía del arroyo

excede la energía crítica en la zona de erosión, es aproximadamente igual a la energía

crítica en la zona de transporte, y desciende brevemente respecto de la energía crítica en

la zona de agradación (Bull, 1979, tomado de Niz 2003).

En términos generales, la sección proximal del piedemonte es la zona de erosión,

donde típicamente dominan los procesos de flujo canalizado, y comúnmente resultan en

una disección desde poco profunda (o superficial) a moderada.




En la sección media, predominantemente corresponde a la zona de transporte, la

energía del arroyo y la energía crítica están esencialmente equilibrados a largo plazo, de

tal manera que la erosión neta de superficie es casi indetectable. Los procesos de

superficie en esta zona, probablemente son dominados por movimiento lateral de flujo

canalizado en cárcavas poco profundas anastomosadas y lavadas (Rahn 1967, Cooke y

Mason 1973, Dohrenwend et al 1986).

Este escenario general es avalado por: a) Los modelos regionales de disección del

piedemonte proximal en los desiertos de Mojave y Sonorah; b) las tendencias a largo

plazo de piedemontes y de la erosión de pedimentos, documentadas por relaciones

espaciales entre las geoformas volcánicas y las superficies de piedemonte activas (

Dohrenwend et al 1985, 1986, Dohrenwend 1990a, 1990c) y c) las relaciones morfo-

estratigráficas en el área de Valle de Manzana del desierto de Mojave occidental (Cooke y

Mason 1973)

En Argentina

Garleff, Karsten (1.987) describen el piedemonte Andino de la Argentina como una

zona de transición entre la cordillera de Los Andes por el oeste y las amplias llanuras del

este, dominada por planicies modificadas por escalones, valles, depresiones, lomas y

crestas. El sector del piedemonte, al Norte de los 30º, en el NOA, está dominado por el

régimen de lluvias de verano; como consecuencia del efecto de barrera orográfica, las

precipitaciones descienden anualmente por debajo de los 200 - 400 mm., por lo que las

condiciones hídricas del piedemonte andino de la Argentina se caracterizan de este modo

como semiáridas y áridas, salvo algunos sectores reducidos del piedemonte patagónico.

Otro factor a contemplar es que, en el noroeste argentino, se evidencia una

permanente relación entre el relieve preexistente y la formación del glacis, avalada por la

manifestación de un sustrato terciario, sobre el que se labra discordantemente el glacis.

Del mismo modo, en la génesis de los glacis cubiertos, frecuentemente asociados a

procesos periglaciares (solifluxión, flujos, etc.) está siempre presente una superficie

aplanada por debajo de la capa clástica, indudablemente vinculada con diversos

procesos erosivos precedentes en un contexto paleoclimático diferente.




Desde un punto de vista funcional y atendiendo a las condiciones de

aluvionamiento, materiales y génesis, los glacis pueden agruparse en tres grandes

grupos:

1. Glacis de erosión o ablacción

Se trata de glacis en los que se puede observar la roca madre, no existiendo por

tanto una cubierta sedimentaria.

2. Glacis de acumulación.

Estan formados a partir de una deposición aluvial, siendo la base de esta

deposición irregular y encontrándose labrada sobre el substrato rocoso

subyacente, dando origen a lo que se denomina la base erosiva, que se encuentra

normalmente fosilizada por la cubierta vegetal.

3. Glacis cubiertos.

Se trata de glacis de erosión cuya superficie aparece enmascarada por un manto

de materiales de origen aluvial o coluvial que lo han focilizado. La superficie

topográfica del glacis es paralela a la superficie fosilizada del glacis de erosión.

Los factores que controlan la amplitud de la superfice de estos, son los siguientes:

1. Factor temporal.

Este factor consiste en la persitencia de unas condiciones climáticas

favorables, responsables de la formación de estas formas. De este modo las

condiciones optimas para su formación serían un clima cálido o frío pero seco,

con lluvias torrenciales.

2. Estabilididad tectónica.

En función de ésta, las dimensiones del glacis serán mayores o menores,

puesto que a mayor estabilidad tectónica mayor será la extensión de éste.

3. Tipo de roca y su estructura.

Según la litología y estructura de la superficie topográfia sobre la que se

desarrolla.

FACTORES QUE CONTROLAN LA PENDIENTE DE LOS GLACIS.

1º La litología

La mayoría de los investigadores coinciden en afirmar que los glacis tienen un perfil

longitudinal más o menos con una pendiente homogénea, cóncava en su tramo alto,




donde registra una inclinación de 5º-10º y suave entorno a los 2º aproximadamente en su

tramo bajo. Sin embargo este perfil longitudinal no siempre presenta los mismos rasgos,

ya que a menudo se puede presentar segmentado en varios tramos en función de sus

peculiares características, siendo una de las más importantes la litología de modo que la

pendiente será mayor en rocas duras y menor en rocas blandas.

2º La extensión superficial

Un segundo factor es su extensión superficial; en general tanto las características

morfológicas como su extensión, así como la naturaleza del material detrítico, varían

según las condiciones climáticas, de modo que se pueden encontrar tres tipos:

� Glacis de tipo periglaciar.

Se desarrollan al píe de las vertientes montañosas de vertiente acusada (20º-40º),

presentan un tamaño reducido. Un ejemplo de estos son los desarrollados en el

Prepirineo español y francés.

� Glacis de tipo subárido o de terraza.

Estos glacis presentan una fuerte pendiente en la zona de la raiz, presentando

normalmente un perfil más suave cuya vertiente desciende paulativamente entre los 20º-

10º. Alcanzan una extensión variable, llegando a ser esta de unos 2-3 Km.; buenos

ejemplos de estos se localizan en la Depresión del Ebro y en general en gran parte de

Cataluña.

� Glacis de tipo árido o de piedemonte.

Están caracterizados por las grandes proporciones que alcanzan, por poseer una

pendiente extremadamente suave (<5º) y por aparecer cubierto por costras calizas. En

este dominio pueden apreciarse hasta tres o cuatro niveles diferentes de glacis,

observándose los más representativos en el Levante Valenciano y en el SE. Peninsular.

Algunos autores, como VIERS, afirman que la pendiente de los glacis de gran desarrollo

superficial suele estar comprendida entre 1 y 4º, mientras que en el perfil de los más

pequeños ésta varía entre 4º y 8º, de lo que se deduce que exite una correlación entre

extensión y pendiente

3º El calibre de los materiales .




Como tercer y último factor a destacar, hay que considerar el calibre del

material detrítico ya que tiene una peculiar importancia en la relación carga-volumen,

pues en función de ésta existirá un menor o mayor gradiente.

LOS GLACIS DE EROSION

Viers (op cit.) define como glacis de erosión, a aquellas superficies labradas

sobre roca firme que puede o no estar cubierta por un manto detrítico de poca

potencia; considerando el concepto como tal, en el área de estudio se reconoce un

nivel de glacis de erosión:

Como ejemplo se cita el piedemonte de la Sierra de Zapata en la localidad de

Tinogasta, departamento Tinogasta, provincia de Catamarca, constituye una superficie

de erosión suavemente inclinada, aplanada, esculpida también en sedimentitas del

Terciario, se trata de estratos de areniscas pardo rojizas, de grano mediano a fino y

estratificación regular, alternando con niveles arcillosos o limolíticos, cuyo rumbo

presenta valores entre 10º y 25º al NO e inclinaciones de 15º a 60º SO; como el

anterior, el contacto con la sierra es neto, determinado también por la fractura de

rumbo aproximadamente NNE –SSW. En general se encuentran cubiertos por

fanglomerados

Los sedimentos Terciarios han sido nivelados por la acción de la meteorización

mecánica y química de las rocas, tales como, escurrimiento mantiforme (sheet flood) y

arroyada difusa (rill wash), conjunto de procesos a los que Viers (1973) ha englobado en

un proceso general designado como glaciplanación; el glacis se encuentra cubierto

generalmente por depósitos fanglomerádicos recientes de 0,20 a 0,50 m. de potencia,

proveniente de la erosión en el área montana.

LOS GLACIS CUBIERTOS




Los glacis cubiertos, son geoformas de piedemonte con un relieve que va de plano

a ondulado, si bien presentan una morfometría semejante a la de un glacis de erosión, se

diferencian de ellos por poseer sobre el glacís un depósito clástico, con potencias que

superan los diez metros.

Van Zuidan (1976), explica esta geoforma como un glacis mixto que muestra en su

parte superior una superficie de aplanamiento, cuya pendiente oscila entre ½° a 7°, y que

puede presentar ondulaciones suaves; lo denomina asimismo como un “glacis enterrado”.

Viers (1973) define los glacis cubiertos, como una superficie de erosión tapizada por

un manto aluvial con un espesor tal que oculta al sustrato completamente.

En el piedemonte de la Sierra de Zapata, representa el nivel más antiguo, se

manifiesta por relictos de entre 500 mts y 2 Km. de longitud y entre 400 y 1300 mts de

ancho; el contacto con la sierra es neto determinado por la fractura de rumbo

aproximadamente NNE –SSW. La potencia de este nivel es de 90 mts.; en la base unos

75 mts de sedimentitas terciarias rojizas y hacia el techo, yaciendo discordantemente con

los sedimentos terciarios, un depósito de entre 10 y 15 mts de sedimentos cuaternarios

procedentes de la ladera de Zapata.

Con respecto a los sedimentos Cuaternarios que integran esta geoforma, cabe

señalar que Polansky (1966), ha designado con el término “fanglomerado” a los

materiales sedimentarios vinculados a esta geoforma, transportados y depositados por la

acción de las aguas corrientes, y que luego Calmels y Carballo (1.991) lo incorporan al

Léxico Geomorfológico y lo definen “Fanglomerado: conglomerado fluvial polimíctico,

depositado en un cono aluvial”.

Se trata de un depósito con estratificación gradada granodecreciente; presenta

matriz de textura arenosa, con bajo contenido de sedimentos de granulometría fina (limo-

arcilla) y mayor proporción de arena de fracción media a gruesa. Se observan clastos en

dimensiones de bloques, subredondeados a redondeados y de composición

predominantemente granítica (fundamentalmente potásicos, con presencia de granitos

calco – alcalinos). La capa fanglomerádica es tabular, y el contacto con las sedimentitas

Terciarias es de tipo erosivo, generando una discordancia angular con las mismas.




Según Sayago (1986), un factor importante a considerar en el desarrollo de

paleoformas del tipo de los glacis cubiertos y los materiales asociados a ellos, es la

relación que existe entre los procesos morfodinámicos y el clima. Ya que el aporte de una

gran cantidad de detritos desde los niveles elevados aledaños, y las variaciones tanto en

el grado de fluidez como en la competencia del agente de transporte, se relacionan con

características paleoambientales que favorecieron la meteorización física, y la disposición

de la cantidad de agua necesaria para transportar los detritos que resultan de ella.

LOS GLACIS DE ACUMULACIÓN

Viers (1973) designa como glacis de acumulación, a una superficie de erosión

con una cubierta sedimentaria, que pasa la decena de metros y recubre el relieve

subyacente totalmente.

Van Zuidam (1978), si bien reconoce este mismo concepto, asimila el glacis de

acumulación como el equivalente a una “bajada” de la terminología norteamericana;

describiéndola como una superficie de aplanamiento que presenta una pendiente de 1°

a 7°, con ondulaciones suaves y cauces; también lo llama “glacis enterrado”.

Comunmente, los niveles de glacis de acumulación son producto de la coalescencia

de antiguos conos de deyección (paleoconos), cuya superficie fue disecada por

corrientes fluviales generadas por las precipitaciones en las subcuencas.

Conocemos que el piedemonte es un área de transición, dado que el material que

se acumula en él es susceptible de ser desgastado, principalmente por acción de

fragmentación mecánica en los materiales dispersos en su superficie, que luego es

retransportado y redepositado aguas abajo, por ello la actividad hídrica se hace muy

evidente en estos glacis, manifestada por la labor erosiva de los numerosos riachuelos

con flujos efímeros (wadis), formados principalmente durante las tormentas típicas del

ambiente semidesértico; las que, si bien escasas, son torrenciales, de manera que

provocan una enérgica acción fluvial y generan la crecida de los wadis y torrentes, los que

ensanchan sus lechos y aportan, en época de crecidas, caudales importantes facilitando

el transporte de gran cantidad de materiales de diversa granulometría, que posteriormente

al cesar el aporte hídrico, deposita sin ningún tipo de selección.

Considerando las pendientes suaves que dominan esta extensa subunidad

geomorfológica, son comunes las crecientes laminares (sheet - flood), proceso frecuente

en la actualidad en los periodos de precipitaciones, durante las cuales la superficie del




glacis se recubre de un manto de agua de lluvia, que circula por el mismo, arrastrando el

material suelto producto de la meteorización; esa creciente en manto, posteriormente

tiende a concentrarse en riachuelos pocos profundos y divagantes (rill wash) generando

así una arroyada difusa, representada por surcos de drenaje pequeño, denominados

avenidas de crecientes, que en ocasiones dejan colinas remanentes, observables en las

plantas en pedestal; la erosión laminar conduce aquí a la denudación y a remoción

parcial de la capa superficial del suelo, e incluso en algunas oportunidades llegan a

eliminarla; estos procesos actuando en forma conjunta y/o alternada, provocan el

ahondamiento y zapado lateral de las laderas en sus tramos distales, y origina los

abarrancamientos que evolucionaron localmente al carcavamiento.




Glacis de Erosión

Cubierta sedimentaria

Superficie del glacis

Glacis Cubierto Glacis de erosión




Glacis de erosión

a- Superficies de deflación tapizado con detritos, fracción gravilla; b- abanico aluvial en la quebrada de El Puesto; c- afloramiento Terciario.





GEOMORFOLOGÍA ESTRUCTURAL

La geomorfología estructural trata de los fundamentos litológicos y tectónicos que definen

el relieve en la Tierra, de las formas estructurales elementales, de las grandes unidades

morfoestructurales y sus contactos, y de las relaciones de la hidrografía con la estructura

geológica

Es la rama de la Geomorfología que estudia los relieves condicionados por la Estructura

de las rocas. Cuando el relieve coincide en superficie con la estructura se denomina:

estructural o concordante; si coincide parcialmente se denomina sub estructural y si no

coincide se denomina discordante.

RELIEVE PLEGADO:

Compresión de dos placas tectónicas que se mueven en sentido opuesto, como

consecuencia de lo cual las rocas tienden a plegarse.

Los RELIEVES PLEGADOS son aquellos originados en los complejos fenómenos

derivados de la

Se forman en estructuras preferentemente alargados, en bandas estrechas, en arcos,

donde la deformación vertical es intensa, rápida y cambiante, llamadas geosinclinales .

Éstos se localizan preferentemente en correspondencia con los sectores de convergencia

de las corrientes de convexión del manto, y donde el encuentro de las placas tectónicas

produce las zonas de subducción .

Ésta es la que genera inicialmente la formación de la depresión longitudinal, con

tendencia al hundimiento, debido a lo cual la evolución del geosinclinal se inicia en forma

subacuática, en mares poco profundos. Como resultado es muy frecuente encontrar

sedimentos de origen marino, más precisamente variedades de caliza de cientos de

metros de espesor. A ellas se sumarán luego otros materiales a partir de la depositación

de sedimentos terrestres, efusiones magmáticas endógenas y exógenas y procesos de

metamorfismo.

En los geosinclinales se distingue:




A.- Una 1º fase de acumulación de potente serie de sedimentos en facies marinas y

continentales, precisamente sobre el área de subducción. La presión litostática de los

sedimentos acumulados, más el esfuerzo del hundimiento generado por la placa

subducente, deforman cada vez más la depresión, que se hace más profunda, y contiene

cada vez más sedimentos, con lo cual el ciclo se renueva. La presión ejercida por las dos

placas, produce la fusión de los minerales, debido a lo cual hay aumento de presión y

temperatura en todo el paquete rocoso, lo cual favorece procesos de formación de

magma a grandes presiones.

B.- Una 2º fase de levantamiento progresivo , que determina la lenta elevación del

geosinclinal. Durante la misma: 1- En profundidad, las rocas se rigidizan mucho debido a

la inyección de magma y a los procesos de metamorfismo; 2- afloran a la superficie las

rocas sedimentarias, deformadas al estilo plástico, constituyendo una estructura

plegada, caracterizada por la existencia de pliegues volcados, fallados y de sobre

escurrimiento, simples o complejos, cuyo radio de curvatura es muy estrecho; 3- en

superficie se producen intensos procesos de vulcanismos de tipo andesítico,

caracterizado por la fuerte explosividad y las

lavas de magma ácido; 4- los esfuerzos de

compresión a que son sometidas las rocas,

sumada a la presión litostática de la pila

sedimentaria (que puede alcanzar los 15.000

metros) produce roturas por acomodación de

las rocas, lo cual se traduce en fallas y

movimientos diferenciales de bloques

tectónicos, en estructuras de graven y horst

de variable complejidad.

C.- Una 3º fase de erosión que se produce

en la medida que el geosinclinal emerge,

debido a la interaccción con los agentes

atmosféricos. La cubierta de materiales

sedimentarios plegados se va quitando

lentamente, y es transportada lejos de su

fuente de origen por los agentes de erosión:




el agua, el hielo y el viento.

D.- Una 4º fase de desmantelamiento profundo debido a la desaparición de las rocas

sedimentarias por erosión, deja aflorando las antiguas raíces del plegamiento, constituida

por el zócalo cristalino y parte de los primitivos depósitos marinos y continentales, todos

muy metamorfizados y fallados. Quedan también en evidencia antiguas estructuras

magmáticas y volcánicas (diques, domos, conos, chimeneas, lavas, rocas piroclásticas,

etc.).

Los geosinclinales pueden formase entre dos escudos o cratones (como intra

cratónicas) (como en el caso de los Montes Urales) o en su periferia (peri cratónicas.)

Los geosinclinales también reciben el nombre de “cuencas tectónicas” por su forma y

dinámica y pueden clasificarse, Según Schuert, W. en:

1.- Macro geosinclinales: grandes cuencas lineales, con subsidencia muy marcada, y

localizadas paralelas a las márgenes continentales. Ejemplo: geosinclinal Apalacheano.

2.- Poli geosinclinales: complejo de varios geosinclinales alineados casi paralelos, aunque

no simultáneos en el tiempo. Por ejemplo, La Sierra Nevada, las Black Mountains y la

CoastRange en los Estados Unidos.

3.- Meso geosinclinales: depresiones que se sitúan en el mar entre dos continentes: como

ejemplo la cuenca Mediterránea.

4.- Para geosinclinales: depresiones discontinuas adyacentes a un área continental, de

marcada subsidencia, pero de corta historia geológica. Ejemplo: Mar del Japón.

La evolución del RELIEVE PLEGADO se traduce en continuos procesos de ascenso,

debido a lo cual alcanza grandes alturas. Ese asenso, que como fenómeno típico del

geosinclinal responde a una tendencia tectónica, se ve favorecido porque la erosión a que

se ven sometidas las formas elevadas, libera a la unidad de la presión litostática ejercida

por la pila sedimentaria. Se produce en consecuencia, un proceso de “descompresión”

que tiende a fracturar a las rocas, con grandes diaclasas y fallas y además a que se

produzcan procesos de exfoliacion en los estratos plegados.

Todo ello favorecerá la posterior erosión y la progresiva exhumación de las raíces más

profundas del geosinclinal. Estas han pasado por procesos de rigidización por la acción

de intrusiones magmáticas y del metamorfismo, por lo cual predominan las rocas

metamórficas.




Surge así un nuevo estilo de deformación, no ya plástico sino rígido, del cual nos

ocupamos a continuación.

2- RELIEVE DE PLATAFORMA:

En todo el globo, el sustrato de los relieves de plataforma , está formado por las raíces

de las antiguas estructuras plegadas originadas en los geosinclinales. Cailleux y Tricart

han definido algunos aspectos que los caracterizan:

1.- Son el producto de la evolución de un sustrato plegado, más o menos metamorfizado y

convertido en más o menos rígido, al cual sucedió un período de deformación a gran radio

de curvatura, de velocidades generalmente menores que las de los geosinclinales.

2.- Esas deformaciones permiten diferenciar: 1-áreas con tendencia positiva o de

ascenso, es decir, con una predominancia del levantamiento y por consiguiente, a la

acentuación de los procesos de erosión y desmantelamiento del sustrato profundo. Esas

áreas son llamadas de ANTECLISE; 2- áreas con tendencia negativa o de descenso, con

una predominancia al hundimiento o subsidencia, llamadas de SINECLISE. Debido a su

tendencia al hundimiento, son más deprimidas y reciben los materiales erosionados de los

relieves más elevados que la rodean, plegados y de anteclise y es por ello que poseen

una cubierta de sedimentos tanto más modernos cuanto más superficiales.

3.- En el Relieve de Plataforma son predominantes las deformaciones verticales, con

fallamiento que favorece el descenso y levantamiento de bloques, en estructuras de

gravens y horst y ausencia de plegamientos debido a la rigidez de los materiales y que las

fuerzas actuantes son verticales y no de compresión. Las ondulaciones típicas del relieve

de plataforma son a gran radio de curvatura, a las que nos hemos referido, son mucho

más durables que las de los pliegues y el tiempo de evolución es más largo, lo que

conduce a que estén más expuestos a sufrir las influencias endógenas y exógenas a lo

largo de millones de años.

4.- En cuanto a la velocidad de las deformaciones comparadas con las de los

geosinclinales puede decirse que: en períodos geológicos cortos, las velocidades pueden

ser comparables; a largos plazos, son 5 a 10 veces más lentas y en períodos muy largos,

de millones de años, las velocidades medias son 5 a 16 veces más elevadas en el

Geosinclinal.




En el relieve de plataforma se pueden diferenciar unidades de 3º orden: 1- Las cuencas

sedimentarias; 2- Los macizos antiguos o escudos cristalinos y 3- Las tablas.

“Son regiones de deformación lenta y poco acentuada que sólo se traduce luego de largos

períodos geológicos. Para comprender su trazado actual debemos remontarnos a un largo

tiempo e incorporar el estudio a una reconstitución paleogeográfica detallada que explique

no solamente la naturaleza de las rocas sino también su disposición estratigráfica, sus

deformaciones tectónicas y las tendencias morfogenéticas generales”.

1- Las Cuencas Sedimentarias:

En ellas predomina:

1.- Una tendencia tectónica a la subsidencia, o negativa, con algunas fluctuaciones o

inversiones temporarias. Las condiciones de hundimiento favorecen la depositación inicial

de sedimentos los cuales debido a la presión litostática favorecen la tendencia tectónica

del sustrato, que puede ofrecer mayor o menor resistencia.

2.- Actualmente se considera que todo ocurre como un proceso de compensación

isostática, frente al ascenso de los macizos cristalinos.

3.- El hundimiento no es continuo, ni generalizado, ni homogéneo en toda la cuenca.

Generalmente existe un área más hundida, que comanda el gradiente topográfico regional

y que es conocida como “centro de subsidencia” aunque que no siempre es central. Este

centro no permanece fijo, frecuentemente migra, haciendo que con ello cambie el espesor

de los sedimentos acumulados y las características de los bordes.

4.- A lo largo de su evolución, la cuenca se ve afectada no sólo por la tendencia tectónica

al hundimiento, sino que inciden factores tales como: el clima, el gradiente topográfico

regional, la vegetación y la litología de las fuentes de origen. Todos ellos configuran: 1- las

condiciones de los ambientes en que se produce la sedimentación 2- el orden en que se

depositan los sedimentos; 3- las fuentes de origen de los mismos (fluviales, eólicos,

glaciares, marinos, palustres, volcánicos, etc.); 4- sus características de granulometría y

estructura.

5.- Todo ello confiere a las cuencas una gran variabilidad litológica a diferencia de los

geosinclinales, en los cuales existen potentes largas series de estratos homogéneos en

su composición.

6,. En el centro de la cuenca las rocas están dispuestas de modo casi horizontal, por lo

que la estructura recibe el nombre de “tabular” . Hacia la periferia, donde se sitúan los




relieves más elevados y con tendencia a ascender, los estratos se deforman, inclinándose

hacia el centro de la cuenca con ángulos cada vez mayores, constituyendo una estructura

llamada “monoclinal” u “homoclinal” cuando el buzamiento se da en una sola dirección.

7.- Los valores de buzamiento de los estratos de las cuencas son generalmente bajos, y

cuando alternan rocas blandas y resistentes, es frecuente que en las primeras se vea

facilitada la erosión fluvial. En este caso es típica la existencia de una morfología

asimétrica llamada “cuesta” en la cual el estrato más resistente conforma un escarpe

más empinado hacia el valle llamado “frente” y uno más tendido hacia el sector opuesto

llamada “reverso”. Se considera que una cuesta está sustentada por estratos cuyo

buzamiento no pasa de los 35º, si es mayor, el relieve resultante, con iguales

características, se llama hogbak y si es casi vertical “cresta”.

8.- Los sectores de la cuenca sedimentaria en que los estratos están horizontales o

subhorizontales, conformando estructuras tabulares , dan relieves concordantes

llamados tabulares . Cuando en ellos se produce la entalladura fluvial, quedan definidos

dos compartimientos: Los valles y los interfluvios planos o casi planos .

9.- Para que los ríos puedan entallarse, hace falta que la estructura sufra un proceso de

ascenso epirogénico. Esto permite que en las paredes de los valles, pueda verse toda la

pila sedimentaria, como ocurre en el cañón del Colorado.

10.-La estructura tabular y la presencia de interfluvios tabulares puede estar determinada

por la existencia de coladas basálticas, como ocurre en la Cuenca del Paraná. En muchos

casos los interfluvios cuentan con una cubierta protectora, que a veces puede ser un

paleo suelo, costras lateríticas, o sedimentos calcáreos en los cuales el calcio fue

reemplazado por sílice en un proceso de silicificación.

11.- Las rocas metamórficas y cristalinas que constituyen el basamento de las cuencas,

pueden fallarse debido al esfuerzo provocado por el hundimiento y el aumento progresivo

del peso de los sedimentos que recibe desde las áreas más elevadas. Las fallas pueden

ser activas, por lo cual es posible que se registren sismos, aún en zonas de llanura, que

pueden ser consideradas “asísmicas”.

12.- Si las fallas determinan bloques que ascienden, constituyen “dorsales” , que en

superficie se traducen en “dorsos” . Si los bloques descienden, en forma de “teclas de

piano”, constituyen fosas o graven, que en superficie se traducen como “depresiones




intradorsos” . Pueden aparecen compartimientos mayores conocidos como

“subcuencas” .

Entre otras características de las cuencas puede mencionarse que: 1- generalmente están

en los continentes, aunque a veces puedan estar sumergidas como es el caso del mar de

la Mancha o mar del Norte o Golfo de México. 2- Pueden estar incorporadas a la

tendencia al ascenso de macizos como ocurre en el sector oriental de la cuenca del

Paraná. 3- La velocidad de sedimentación es 7 veces menor que en los geosinclinales:

mientras que en la cuenca de París se depositaron 2000 m en el geosinclinal alpino se

depositaron 15000m.

Debe hacerse, por último, una diferencia entre las cuencas sedimentarias a las que

aludimos acá y las cuencas hidrográficas (unidades que representan la organización

espacial que adopta el agua de escurrimiento) y las cuencas oceánicas (originadas por

procesos tectónicos en los fondos oceánicos)

2-Los Macizos Antiguos o Escudos cristalinos:

“Son parte del relieve de plataforma, formado por el sustrato de cadenas plegadas en el

Precámbrico, elevadas a alturas superiores a aquellas de las regiones vecinas, y muy

entallados por la erosión”. Como ejemplos existen en Rusia, centro y NE de América del

Norte; oeste y centro de Australia, el este de América del sur, y África occidental.

Macizo antiguo: Se da este nombre a los relieves plegados en el Paleozoico superior,

que pasaron a Plataforma en el Triásico. Ejemplo: zona Herciniana de Europa centro

occidental. El ángulo de buzamiento de sus los pliegues está entre 20º y 50º.

Escudo cristalino: Planicies poco elevadas también llamada plataformas plegadas en el

Precámbrico y que ya en el Cámbrico pasaron a formar relieve de Plataforma.

En todos ellos predomina la tendencia al ascenso, o positiva, por lo cual están

intensamente erosionados, tienen poca cobertura sedimentaria y están constituidas por

rocas muy metamorfizadas. Se caracterizan por su rigidez y su forma casi poligonal.

Pueden distinguirse los llamados “boucliers” o “shields” son macizos antiguos de edad

precámbrica, que jamás han estado cubiertos por sedimentos y la continua erosión hace

que permanentemente aporte materiales hacia las áreas periféricas más bajas.

Los pliegues precámbricos tienen un buzamiento de 50 a 70º y presentan algunas otras

particularidades: 1-más regularidad de rumbo, 2- las rocas más resistentes constituyen

“crestas” 3- tienen asociadas gran cantidad de filones, diques y milonitas así como varios




tipos de cuerpos intrusivos; 4- cuando son denudados por la erosión, presentan un relieve

asimétrico denominado “pan de azúcar”, ejemplo típico en Río de Janeiro.

En el desarrollo de los Macizos Antiguos intervienen factores de tipo: Tectónicos:

responsables de las ondulaciones a gran radio de curvatura, y del fallamiento; Litológicos:

debido al metamorfismo, que generalmente da rocas esquistosas; Externos: debido a la

acción del clima y los sistemas de modelado que los afectaron.

3. Las Tablas: Por su rigidez también llamadas Zócalos

En ellas no siempre es fácil diferenciar las unidades de cuencas sedimentarias y

macizos antiguos debido a que: 1- las tendencias al ascenso o al descenso no siempre

han sido constantes 2- a veces conservan buena parte de su antigua cubertura

sedimentaria y 3- Presentan abombamientos con afloramientos del trasfondo.




METEORIZACIÓN FÍSICA

La meteorización física produce desintegración o ruptura en la roca, sin afectar a su

composición química o mineralógica. En estos procesos la roca se va fracturando, es

decir, se va disgregando en materiales de menor tamaño y ello facilita el proceso de

erosión y transporte posterior. Las rocas no cambian sus características químicas pero sí

las físicas. Está causada por las condiciones ambientales (agua, calor, sal, etc.). Los

agentes que la provocan son:

• La descompresión: Es la expansión y el agrietamiento que se producen en rocas

que se han formado a gran profundidad, al encontrarse en la superficie donde la

presión es mucho menor. A causa de esta dilatación comienzan a experimentar la

formación de grietas o diaclasas con lo que se forman losas horizontales.

• Termoclastia es la fisura de las rocas aflorantes como consecuencia de la

diferencia de temperatura entre el interior y la superficie. La diferencia térmica día-




noche es la causa: durante el día, al calentarse, la roca se dilata; sin embargo, por

la noche, al enfriarse, se contrae. Al cabo de un tiempo acaba rompiéndose. Este

tipo de meteorización es importante en climas extremados con gran

oscilación térmica entre el día y la noche (como en el desierto). La termoclastia da

origen a una forma típica de meteorización mecánica en rocas graníticas que se

denomina exfoliación en bolas, en inglés onionweathering (meteorización en capas

de cebolla) debido a que la radiación solar penetra muy superficialmente en el

granito, calentando apenas uno o varios centímetros a partir de la superficie, que

es la zona que se dilata, mientras que al enfriarse, se va separando del núcleo

interno que conserva la misma temperatura más tiempo.

• Gelifracción: es la rotura de las rocas aflorantes a causa de la presión que

ejercen sobre ellas los cristales de hielo. El agua, al congelarse, aumenta su

volumen en un 9%. Si se encuentra en el interior de las rocas, ejerce una gran

presión sobre las paredes internas que acaba, tras la repetición, por fragmentarlas.

Este tipo de meteorización es importante en climas húmedos y con repetidas

alternancias hielo-deshielo (+0 °C/-0 °C), como los montañosos.

• Haloclastia: es la rotura de las rocas por la acción de la sal. En determinados

ambientes hay una gran presencia de sal. Esto es en los ambientes áridos, ya que

las lluvias lavan el suelo llevándose consigo la sal, la cual se precipita sobre el

suelo al evaporarse el agua. La sal se incrusta en los poros y fisuras de las rocas

y, al recristalizar y aumentar de volumen, aumenta la presión que ejercen sobre las

paredes internas (similar a la gelifracción) con lo que se puede ocasionar la

ruptura. El resultado son rocas muy angulosas y de menor tamaño, lo que

generalmente da lugar a los procesos de erosión.




METEORIZACIÓN QUÍMICA

Produce una transformación química de la roca provocando la pérdida de cohesión y

alteración de la roca. Los procesos más importantes son los atmosféricos, el vapor de

agua, el oxígeno y el dióxido de carbono que están implicados en:

• Oxidación . Se produce al reaccionar algunos minerales con el oxígeno

atmosférico.

• Disolución . Es muy importante en minerales solubles como cloruros, nitratos, en

rocas calcáreas y en el modelado kárstico.

• Carbonatación . Se produce al combinarse el dióxido de carbono con el agua

formando ácido carbónico, el cual se combina con ciertos minerales como

el carbonato de calcio que se transforma en bicarbonato: el primero es insoluble

en el agua pero el segundo no lo es, por lo que es arrastrado por ella.

• Hidratación . En esta reacción, el agua es incorporada a la estructura de algunos

minerales aumentando de volumen como como sucede con el yeso o sulfato de

calcio hidratado. Este proceso es fácil de ver, por ejemplo,

mezclando anhidrita con agua, lo que produce una reacción exotérmica

(desprende calor) al transformarse en yeso (sulfato de calcio hidratado).

•

• Hidrólisis . Es la rotura en la estructura

de algunos minerales por la acción de

los iones de H+ y OH- de agua,

fundamentalmente en la meteorización

del feldespato, que se transforma en

arcillas y del granito que puede llegar a

la caolinización (transformación en

arcillas, especialmente en caolín).

•

• Bioquímica . La acción de los ácidos orgánicos procedentes de la descomposición

de materiales biológicos en el suelo o por la acción físico - química de los propios

vegetales vivos.




METEORIZACIÓN BIOLÓGICA

Algunos seres vivos contribuyen a transformar las rocas. Así, las raíces de las plantas se

introducen entre las grietas actuando de cuñas. Al mismo tiempo segregan sustancias que

alteran químicamente las rocas, como puede verse en la imagen: la decoloración de la

pared por la acción de los ácidos (carbónico y de otros tipos) de las raíces nos muestra

claramente este proceso. También algunos animales, como las lombrices de tierra, las

hormigas, las termitas, los topos, etc., favorecen la alteración in situ de las rocas en la

superficie.

A ese tipo de alteración, a veces química, que realizan los seres vivos la llamamos

meteorización externa.

INFLUENCIA DEL CLIMA EN LA METEORIZACIÓN

El clima juega un papel muy importante no sólo en la tasa y tipo de meteorización, sino

también en la superficie de roca alterada. El agua interviene en la mayoría de procesos de

alteración química y disgregación mecánica de las rocas, de ahí que la precipitación en

forma de lluvia sea un factor muy importante en la meteorización. Sin embargo, además

de la precipitación, otros factores tales como intensidad de la lluvia, infiltración, tasa de

evaporación y acidez de la lluvia influyen en el grado y tipo de meteorización.

TEMPERATURA Y VEGETACIÓN

Además de estos factores, la temperatura y la vegetación condicionan la meteorización de

las rocas. Un aumento de temperatura eleva la velocidad de las reacciones químicas, es

decir, favorece la meteorización química; asimismo, las variaciones de temperatura

influyen en la meteorización mecánica a través de la acción del hielo o de la precipitación

de sales. La vegetación es otro factor a considerar, puesto que contribuye a la

fragmentación de las rocas a través de la acción de las raíces de las plantas y en la

meteorización química a través de procesos biológicos que influyen en el balance de

oxígeno, di óxido de carbono y de algunos ácidos que intervienen en las reacciones

químicas.

En zonas con temperaturas y precipitaciones altas predomina la meteorización química;

por el contrario, en zonas con temperaturas bajas y escasa precipitación la fragmentación

mecánica domina sobre la descomposición de las rocas. La interrelación de los factores




climáticos con la meteorización se muestra en la figura 4. Al igual que en el ejemplo

anterior, observamos cómo la mayor tasa de meteorización química se localiza en zonas

ecuatoriales, con temperaturas altas y un elevado índice de precipitación y vegetación.

Por el contrario, en las zonas desérticas (latitudes medias) y frías (latitudes altas), se

registran las tasas más pequeñas de meteorización química coincidiendo con índices de

precipitación muy bajos. En las zonas templadas (latitudes medias altas) las condiciones

climáticas y el tipo de vegetación favorecen ambos tipos de meteorización.




MORFOGENESIS: La formación vegetal característica de esta zona es la sabana, que se

adapta a la estación seca, con algunos grupos de árboles que rompen la monotonía del

paisaje.

Los procesos y agentes que distinguen al sistema tropical son la intensa meteorización

química y biológica, aunque la mecánica tiene también una cierta presencia, y las aguas

de arroyada al atacar la superficie seca y descubierta. Los ríos son de régimen irregular y

poseen poco caudal, su carga es de arcilla y limos con cantos gruesos. La acción

humana, con el sobrepastoreo, potencia la erosión. En estas condiciones las acciones

mecánicas tienen una mayor relevancia, aunque las formaciones de gramíneas altas y

densas ofrecen una protección ante los agentes erosivos muy notable. No en vano

continúa siendo un régimen de biostasia.

Durante la estación seca se forman corazas ferruginosas, que son suelos muy

endurecidos por el depósito de sales minerales. Son muy duras y favorecen que se

produzca erosión diferencial. Así, quedan a modo de cornisas que coronan taludes

cóncavos.

SISTEMA DE ALTERACION QUIMICA PRESENTE:

La alteración química, requiere siempre agua y calor , y en algunos casos, ácidos

disueltos u oxígeno. Esto implica que al menos ha de existir cierta cantidad de humedad y

que las temperaturas deben ser superiores a 0º C. El agua es necesaria, como agente de

disolución y transporte de los productos resultantes de la alteración y como vehículo de

agentes químicos activos (oxígeno, dióxido de carbono, ácidos orgánicos, etc.)En esta

región como el agua es abundante y cae a elevada temperatura se dan todas las

condiciones para que la alteración química se lleve a cabo.

Los distintos procesos de alteración química en la zona intertropical son: disolución,

hidrólisis, lixiviación, y oxidación .




La disolución , se puede produce a causa de la gran cantidad de agua y a la elevada

temperatura que hay en esta región. Como consecuencia de esto la sílice se disuelve con

mayor rapidez y es arrastrada por las aguas de infiltración. No así la alúmina que es

prácticamente insoluble para los pH comprendidos entre 4,5 y 6,5, los más frecuentes en

el medio ácido intertropical, por esta razón permanece in situ luego de que es liberada de

la estructura de los silicatos a causa de la hidrolisis. El hierro ferroso es soluble y

arrastrado por las aguas, pero el hierro férrico es casi insoluble, aunque puede serlo bajo

condiciones especiales como por ejemplo la presencia de ciertas bacterias. Como

consecuencia emigra a cortas distancias y no tarda en inmovilizarse.

La hidrólisis se produce en el horizonte del suelo que siempre permanece húmedo y que

se sitúa por encima de la roca madre. Este proceso consiste en la reacción de cualquier

sustancia con agua, en este caso la sustancia son los silicatos. Durante este proceso, la

red cristalina del mineral se modifica, y se liberan iones como el K, Na, Mg, Fe y Ca , y

grupo de átomos como la sílice y alúmina. Se producirá la formación de nuevos

minerales, en este caso los minerales de alteración son las arcillas , sustancias muy

estables en condiciones superficiales, por ello es que son sustancias formadoras de

suelo. Cabe destacar que la hidrólisis solo libera la sílice de los silicatos no así la del

cuarzo puro.

La lixiviación o lavado, es el fenómeno de desplazamiento de sustancias solubles

(arcilla, sales, hierro, humus) causado por el movimiento de el agua en el suelo, y es, por

lo tanto, característico de climas húmedos. Este proceso se potencia o no dependiendo de

que el medio tenga o no un buen avenamiento, ya que si hay un mal avenamiento los

cationes disueltos permanecerán in situ.

La oxidación de los minerales constituyentes de las rocas se produce por contacto con

el oxígeno que esta disuelto en el l agua. Este proceso es muy efectivo, y ataca sobre

todo a los minerales ferromagnesianos. Los óxidos de hierros característicos de las zonas

intertropicales producto de la oxidación son por lo general menos hidratados que las

limonitas (Fe2O3 + 2H2O), tratándose de goethita o inclusive hematita. La deshidratación

de los óxidos queda explicad por la intensidad de la evaporación debida a las altas

temperaturas.

apuntes de geomorfología unidad 1 a 3 2014

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