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Geomorfología - Monografía



 
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Estructuras tectónicas. Ondulaciones pliegues. Movimientos. Fallas. Cuencas sedimentarias. Modelado fluvial



2.ESTRUCTURAS TECTÓNICAS



La tectónica es el estudio de las distorsiones en la disposición original de las rocas. Pueden ser plásticas o rígidas.

Estas distorsiones pueden ser: fuerzas orogénicas en la superficie terrestre, hundimientos, resultado de un deslizamiento y por inyección de una masa rocosa bien un batolito o un diapiro.

2.1.ESTRUCTURAS PLEGADAS.


Los movimientos alpinos dieron lugar a las grandes zonas de plegamientos.

Los pliegues se producen en materiales plásticos que han sufrido un empuje y una superficie de referencia plan se transforma en una superficie curva.

Las ondulaciones de las capas producidas por el pliegue reciben el nombre de anticlinal y sinclinal. Y se diferencian según el buzamiento de sus flancos.

Una anticlinal corresponde a una ondulación de los estratos que ofrecen buzamientos divergentes. El núcleo del pliegue está constituido por las capas más antiguas.

En el sinclinal la ondulación de los estratos ofrece una concavidad y su núcleo está constituido por las capas más recientes.

Elementos de un pliegue:


- Flancos: son los lados que forman un anticlinal.
- Charnela: línea de máxima incurvación de un pliegue donde se articulan sus flancos.
- Plano axial: plano de simetría de un pliegue en el que están contenidas todas las charnelas. La situación de ese plano con la superficie del terreno es lo que determina el eje del pliegue.
- Eje del pliegue: intersección de un plano axial y de un plano horizontal.
- La inclinación de los flancos es el plano perpendicular al plano axial; que puede variar desde un valor nulo que se da en la cresta hasta uno máximo que depende del pliegue considerado.

Las características de los pliegues varía con la naturaleza de las rocas y de los esfuerzos que han registrado.

Así en función del plano axial podemos definir los pliegues verticales y los pliegues disimétricos.

Los pliegues verticales se producen cuando le eje es simétrico

En los pliegues disimétricos la arista se sitúa a mayor altura que le eje y el plano axial será una superficie más o menos curva.

Tipos de pliegues:



- Isoclinales cuando sus flancos quedan paralelos.
- Inclinados cuando el plano axial no es vertical.
- Volcado cuando la inclinación del plano axial es grande.

Mantos de corrimiento se producen cuando los pliegues constituidos por espesos paquetes de estratos son empujados hasta grandes distancias. La zona en la que se origina este empuje y en la que quedan materiales se llama zona de raíces y la parte anterior del manto se llama frente.

Cuando el anticlinal se erosiona por la charnela y quedan los flancos, da lugar a una combe. Cuando lo que se erosiona son los flancos se produce un barranco y da lugar a una cluse.


2.2.ESTRUCTURAS FALLADAS



En la gama de rupturas se distinguen las fallas, las fracturas y las diaclasas

Una falla es una ruptura o accidente tectónico acompañada de un movimiento relativo de los dos compartimentos que determina en los terrenos que afecta; el orden de magnitud de este desplazamiento varía considerablemente.

Se forman a partir de rocas que se van endureciendo y transformándose en materiales rígidos. Corresponden a una respuesta frágil de la roca ante los esfuerzos aplicados; la roca alcanza esta flexión de una forma aparentemente instantánea, pero pasa antes por los estados plástico y elástico.

Cuando la fragilidad va acompañada de movimiento se produce una falla; si no hay movimiento se trata de una diaclasa.

Que una roca se fracture depende del tipo de roca y de la profundidad.

Las fallas surgen de dos maneras:



- Fracturas por compresión cuando hay un impacto demasiado fuerte para la plasticidad de las rocas.
- Fracturas por distensión, cuando hay una separación que determina el hundimiento del bloque intermedio.
Si la rotura no es completa se llama pliegue de falla o flexión, que son cambios bruscos de la pendiente de los estratos, estirados y adelgazados pero sin ruptura.

Elementos de una falla:



- Plano de falla: la superficie de ruptura; si aparece pulida o estriada por los movimientos de los bloques se le llama espejo de falla.
- Salto de falla: recorrido efectuado por el desplazamiento de una falla
- Altura de falla: diferencia de cotas ocasionado por la falla
- Ángulo de falla: valor del buzamiento del plano de falla.
- Labio de falla: rocas situadas a cada lado del plano de falla
- Labio levantado: el situado en la cota más elevada.
- Labio hundido: el situado a cota más baja.
- Labio suprayacente: el que se sitúa por encima del plano de falla.
- Labio infrayacente: el que se encuentra por debajo del plano de falla.

Tipos de falla:



- Vertical: Buzamiento de la falla de 90º; plano de falla vertical.
- Directa: Plano de falla inclinado, el labio hundido es el subyacente. Corresponde a movimientos distensivos; en un mapa la falla buza hacia los materiales más jóvenes.
- Inversa: Plano de falla inclinado, donde el labio levantado es el suprayacente. Corresponde a movimientos distensivos. Cartográficamente buza hacia donde están los materiales más antiguos.

Según nos acercamos a la línea de falla, aparecen las milotas que son una especie de calizas que cuando se rompen forman esquistos; las milotas nos enuncian que hay una falla cerca; también en línea de falla nos encontramos un horst que son bloques fallados levantados. La fosa tectónica que es una estructura distensiva limitada por fallas normales.

Las fracturas son rupturas importantes sin separación apreciable de los bloques desunidos.

Las diaclasas son pequeñas grietas, abiertas o no.

2.3.CUENCAS SEDIMENTARIAS



Están definidas por grandes llanuras estructurales formadas por rocas cristalinas que se han hundido y rellenado posteriormente de materiales blandos, muchas veces cubiertos por capas de rocas más duras. Comportan formaciones sobretodo detríticas con conglomerados y areniscas, arcillas y esquistos en alternancia.

Los relieves se organizan en función del dispositivo estructural, pueden distinguirse las regiones con estratos horizontales y aquellas en que los estratos han basculado o se han ondulado.

Las series horizontales protegidas por una capa superior resistente origina mesas o páramos que son desmantelados por las redes fluviales dando lugar a cerros testigos o antecerros.

En las series sedimentarias ligera o moderadamente inclinadas, las capas duras forman relieves asimétricos denominados cuestas; que es la pendiente anaclinal abrupta que limita las depresiones ortoclinales.

El perfil de una cuesta está en relación con las condiciones bioclimáticas pero también intervine la relación entre le espesor de la capa resistente y el de la capa blanda en la que la pendiente se suaviza. Con una capa resistente gruesa, el frente estará un poco recortado por los barrancos anaclinales y el trazado será rígido; en el caso contrario como la erosión lineal habrá acabado fácilmente con la losa superior, la cuesta será muy zigzagueante. Las cuestas sinuosas siempre están precedidas de muchos cerros testigos.

3.MODELADO TERRESTRE



El modelado terrestre hace referencia a las formas más pequeñas motivadas por el trabajo de la erosión; el modelado depende del clima, la sequedad y la humedad; por eso se habla del modelado climático y así podemos hablar del modelado glaciar (acción permanente del hielo), modelado periglaciar (acción del hielo y el deshielo), intertropical (combinación de humedad o temperatura), árido (extrema sequía) y el mediterráneo (lluvias torrenciales y aridez en verano).

Los agentes de erosión son los agentes que dan o han dado forma al modelado terrestre, así tenemos el agua, el aire, el hielo o la acción del hombre, pero no todos los agentes trabajan del mismo modo.

Los procesos de erosión tienen distintas categorías, los procesos mecánicos que no modifican la naturaleza fisicoquímica de la roca y los procesos químicos que modifican su naturaleza y su resistencia.

3.1.MORFOLOGÍA Y MORFOGÉNESIS



La morfología estudia las formas actuales y la morfogénesis estudia los agentes y los sistemas de erosión junto con las crisis climáticas.

Las dos fases por las que puede pasar un relieve son la biostasia y la rexistasia.

En los dominios de la biostasia la vida subsiste por la humedad y la duración de la vida vegetativa, es decir el clima es favorable al mantenimiento de la cobertura vegetal continua, y esto contribuye a crecimiento de los suelos y a la fijación de polvaredas llegadas de otras partes así como a la alteración de las rocas, por lo que los suelos van siendo más espesos y podemos hablar de la pedogénesis porque los suelos van siendo más espesos. No hay erosión mecánica, hay una alteración isovolumétrica y la sedimentación es débil. Es el descanso morfogénico.

En la rexistasia, las condiciones climáticas son difíciles para la vegetación donde es casi inexistente por lo que los suelos son destrozados y no se vuelven a formar, los agentes de erosión son activos, el modelado está en plena evolución y se da la morfogénesis, la sedimentación correlativa es abundante, de origen mecánico, detritica y grosera.

Debido a los cambios de clima, los relieves están en continuo cambio de la rexistasia a la biostasia y viceversa, por lo que los modelados son heredados.

Davis propone un ciclo geográfico, lo describe para un dominio climático húmedo. Se trata de una progresión sucesiva de etapas de configuración del relieve. Estas etapas están influenciadas y controladas por el nivel base regional; el ciclo que propone tiene 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 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 el agente principal es la red fluvial que se va encajando en el terreno.

3.2.MODELADOS POLIGÉNICOS Y MONOGÉNICOS



Cada crisis morfogénica ha dado origen a un sistema de formas del que es puede reconocer su especificidad entre todas las herencias que pueden estar en relación con un determinado tipo de clima, por lo que se puede hablar de modelado zonal; a esto lo llamamos modelado poligénico.

Frente al modelado plogénico tenemos el modelado monogénico, del que le único caso que se conocen son los escudos.

3.3.MODELADO FLUVIAL



Los tres actos de la erosión son trabajo de los ríos, en su parte alta erosionan, en la parte media transportan y en la baja sedimentan.

La erosión se produce por fricción, el golpear los cantos con el agua. Podemos distinguir la erosión vertical que es la que profundiza en el río de la horizontal que es la que lo ensancha. La erosión depende de las modalidades y de las posibilidades de transporte.

La carga de una corriente es la masa de los materiales que evacua. La naturaleza de la carga depende de la naturaleza petrográfica de la cuenca, del clima y de la velocidad del agua entre otras cosas. La carga comprende sustancias orgánicas y minerales disueltas que son los que tiñen el río de colores pardos y rojizos como los materiales en suspensión.

Los transportes en solución dependen de las variaciones de temperatura y de la actividad biológica, bacteriana y vegetal, que modifican el contenido del agua en carbonato cálcico.

El transporte en suspensión se mantiene con remolinos moderados; en los remolinos los materiales son arrancados del fondo y lanzados más lejos, es la saltación que colabora con el arrastre fragmentando y desgastando tanto el lecho como la carga gruesa.

La acumulación empieza donde termina el transporte aunque no se puede definir el punto donde se pasa de uno a otro.

La competencia es la propiedad de una corriente de agua de transportar en un punto dado bloques de determinado tamaño.

El aluvionamiento o deposición de una parte de la carga se hace a medida que disminuye la competencia, es selectivo y se efectúa de arriba abajo haciendo una selección entre los materiales. La máxima competencia se alcanza durante las crecidas ya que en ese momento el agua circula a más velocidad, las corrientes circulan durante todo el año sobre un fondo aluvial, es el empedrado. El aluvonamiento es un fenómeno discontinuo.

Los elementos transversales de los ríos son los lechos fluviales; estos lechos son permanentes o semipermanentes, se descomponen en sentido transversal en un sector siempre sumergido que es el canal de estiaje ocupado por las aguas más bajas, y un lecho aparente que es el de las aguas medias y altas. En llanuras con una lluvia regular, el canal de estiaje y el lecho aparente se confunden y las aguas suben y bajan de entre las márgenes; en los demás casos el lecho aparente está accidentado por bancos de aluviones con una vegetación prácticamente nula. Más allá de las orillas a veces se extiende el lecho de inundación que solamente es ocupado por el agua en los momentos de crecidas.

Las corrientes de agua con carga gruesa y las que tienen un lecho móvil van rodeando las sinuosidades longitudinales de su lecho; en algunos casos estas sinuosidades forman meandros cuya situación va modificándose gradualmente por la erosión de las orillas cóncavas y el aumento de las convexas. Los meandros tienen un carácter activo por lo que emigran aguas debajo de la corriente, acusando progresivamente la sinuosidad de tal manera que es posible que dos lóbulos contiguos puedan llegar a cortarse produciéndose la estrangulación del meandro.

El nivel de base es el lugar donde termina una corriente de agua, se dice que provoca una modificación a lo largo de todo el perfil por erosión regresiva si baja el nivel de base o por sedimentación o acumulación si el nivel de base se eleva; pero la erosión regresiva no funciona nada más que en cortas distancias y sobre rocas blandas o alteradas. Cada corriente de río excava una garganta a partir del escarpe inicial.

Las terrazas fluviales son los rellanos separados por taludes que pueden seguirse en grandes trechos de arriba hacia abajo del curso. Es un lecho abandonado por incisión donde la corriente circula más debajo de la terraza que se mantiene contrariamente al lecho mayor fuera del alcance de las crecidas.

Las terrazas escalonadas tienen un sustrato y un talud de roca in situ, son las más abundantes. Las terrazas encajadas están esculpidas en masas de aluviones superpuestas.

La captura es la desviación de la parte superior de una corriente fluvial por el afluente de otro río; están producidas por periodos de rexistasia con acusada actividad morfogénica y afectan a cursos fluviales estorbados pos una carga de aluviones que levantan su lecho y terminan por verterse en un talweg vecino, estas son las capturas por relieve, también se producen capturas por erosión regresiva en las que le ataque por abarramiento regresivo de un reborde de meseta o de una llanura más elevada que la vecina acaba por desviar algún río.


3.4.MODELADO INTERFLUVIAL


Se dan dos situaciones:

- La biostasia, caracterizada por la pedogénesis y el descanso morfológico.
- La rexistasia, caracterizada por una gran fuerza erosiva y una morfogénesis.

En los países en biostasia donde hay una vegetación continua y cerrada, se observan en las vertientes de arriba abajo hasta seis estratos de vegetación, así tenemos: arbórea, arbustiva, de matorral, herbácea y musgosa, mantillo y el suelo; debajo del suelo aparee la roca troceada, regolita, con derrubios y suelo.

La estratificación compleja de las vertientes en biostasia es lo mejor par ver ese descanso morfogénico. Son vertientes estables con evolución positiva pero muy lenta; y aunque hay pérdida de sustancia por los efectos de la arroyada, esta se ve compensada por el aumento de la regolita y del suelo debido a la incorporación de materia orgánica. Pueden presentar algunos accidentes de erosión actual como pueden ser barrancos, nichos de desprendimiento etc., la mayoría asociados a la acción humana, cuando ocurre esto hablamos de erosión antrópica.

En las vertientes rocosas en biostasia, los escarpes rocosos accidentan las pendientes; a los pies de las canteras encontramos taludes de derrubios cubiertos de vegetación o musgosos recubiertos de líquenes. Después de las grandes lluvias o al termino de las grandes heladas se desprenden bloques marcando en la pendiente un surco en el que pronto crece la hierba y se detienen al final de la vertiente, de un río o de una carretera; los elementos de la vertiente representan una herencia.

En las vertientes rocosas en rexistasia, los escarpes rocosos forman unos derrubios que no son fijados por la vegetación y que surgen desde lo alto.

En las montañas de clima frío se pueden distinguir dos tipos:

- La muralla rocosa poco mellada o pared, dominando una vertiente de derrubios casi llana.
- Los escarpes recortados en espolones que separan corredores, chimeneas y diedros; a los pies de los diedros se extienden unos conos de derrubios o canchales.

Las vertientes se descomponen en cárcavas, estrechos regueros separados por interfluvios agudos o bien por cortes convexos denudados, llamados lomos de elefante. Los abarrancamientos se desarrollan en las arcillas, las margas, los esquistos mal consolidados, las arenas arcillosas, es decir en todas las rocas no compactas. Estos son los abarrancamientos. En grandes pendientes donde puede concentrarse la arroyada la confluencia de los barrancos en una cuenca de recepción forma un torrente que cuando llega ala valle construye un cono de deyección.

En las vertientes pedregosas los derrubios grandes forman un empedrado y la vertiente solo está surcada por pequeños regueros poco espaciados; si las capas tienen una disposición favorable, se descompone en multitud de pequeños escarpes separados por ínfimos taludes de derrubios.

En los países fríos y nevosos de las altas latitudes y con débiles precipitaciones, la arroyada no es lo suficientemente violenta para abarrancar las vertientes; se producen varias formas de deslizamiento que ocasionan vertientes abolladas por pequeñas coladas de barro o bien la vertiente se descompones en pequeñas terrazas naturales. Esto es el modelado de solifluxión que puede afectar a los suelos de tundra. Cuando en la vertiente se encuentran bancos rocosos, las capas de derrubios finos recubren la vertiente como en las montañas de las latitudes medias.

La existencia de derrubios al pie de los escarpes en medios climáticos distintos va unida ala fisurado previo de la roca, a la existencia de juntas de estratificación o a la esquistosidad. Las diaclasas tienen distintos orígenes; se pueden formar por los movimientos tectónicos u orogénicos que fracturan las rocas compactas; por el enfriamiento de los magmas que crea discontinuidades; el relajamiento de las presiones en función de la erosión entraña otras rupturas.

La erosión en los países en rexistasia se produce por disgregación mecánica (gelivación, cambios de temperatura, acción de los organismos) o por descomposición química (disolución de las rocas por el agua, alteración del estado físico); como resultado de esta erosión surgen los canchales, la descamación, la descomposición de bloques en granos, bloques y pastas arcillosas por el hielo y disoluciones coloidales.


Modelado glaciar:



Los glaciares son restos de grandes fenómenos de mediados de la era cuaternaria; por esta crecida glaciar, el modelado glaciar se extendió. Se debió a dos tipos de organismos: el casquete glaciar regional o inlandis de las altas latitudes, o al río de hielo o glaciar de valle de las montañas.

Los glaciares son poderosos agentes de erosión y transporte que evacuan masas de hielo, bajo la influencia de la gravedad, se deslizan a partir de los campos de nieve en la cuenca de alimentación donde se originan; los glaciares arrastran los derrubios de los relieves supraglaciares. El nivel por debajo del cual la nieve funde en verano se llama el nivel de las nieves perpetuas y delimita el dominio glacionival.

La acción de los glaciares está limitada en el espacio y en el tiempo, son unos agentes anexos de la evolución morfológica de los continentes.

Tipos de glaciares:


· Casquete glaciar o islandis:

constituye la forma principal del glacial. Son mantos de hielo esparcidos en regiones continentales o de meseta, y que se deslizan hacia los márgenes con un movimiento en masa muy lento; el espesor puede ser muy considerable.

· Glaciares de tipo intermedio:

Entre el casquete glaciar y la ausencia de glaciares existe todo un conjunto de estados intermedios; corresponden a formas de retroceso a partir de la última glaciación. Estos glaciares están bajo la dependencia de la topografía y de las condiciones climáticas.

El hielo de los glaciares procede de la compactación y recristalización de la nieve, acompañada por fusión y rehielo. Este hielo tiene propiedades mecánicas intermedias entre las de un cuerpo viscoso y las de un cuerpo plástico; por ello los glaciares no están inmóviles.

La acción erosiva del glaciar se marca se marca en el modelado de los valles con su perfil transversal en U; en ellos las laderas más elevadas pueden conservarse a modo de bancos de gran altura que prolongan las paredes de la artesa a modo de hombreras, mientras el fondo es relativamente plano y ancho.

El perfil longitudinal de esto valles se caracteriza por sus irregularidades y contrapendientes. Los valles glaciares sobreexcavados durante las glaciaciones y que llegan a la costa por debajo del nivel del mar y se han convertido en largos brazos de mar que penetran interiormente hacia el continente entre las laderas rocosas escarpadas se les conoce con el nombre de fiordos.

La erosión glaciar se mantiene sobretodo en la actividad de diversos procesos mecánicos de abrasión que se ejercen en los lechos glaciares.

El glaciar transporta los materiales y después los deposita; de esta manera se forman las morrenas que son fragmentos de rocas procedentes de la meteorización de las laderas abruptas situadas por encima del glaciar que se desploman sobre el hielo y son arrastrados sobre los bordes. La unión de dos lenguas glaciares forma una morrena central mientras que los materiales incorporados a la masa del glaciar o arrancados por él son las morrenas internas y las de fondo, éstas forman acumulaciones o montículos generalmente alargados en el sentido del avance del glaciar que se conocen con el nombre de drumlins y cuando estos depósitos tienen forma de colina alargada y aplanada se les llama esker.

Los derrubios transportados al llegar al final del glaciar son abandonados por este y quedan amontonados cuando se funde el hielo, originando una colina arqueada que se llama morrena frontal o terminal cuando el frente glaciar permanece estacionario; forman anfiteatros que hacia abajo del valle pueden originar conos de transición fluvio-glacial y pasar a terrazas fluviales.

Los circos glaciares escotan las altas crestas limitadas por murallas de circo con pendientes abruptas con fondos estriados algunas veces sobreexcavados tras un umbral de circo, que contiene un lago a menudo recargado con morrenas. Pueden distinguirse muchas variedades de circo cuya diversidad depende de la amplitud de la glaciación y de los factores estructurales. Circos en anfiteatro, en criba, en embudo; los primeros frecuentes en rocas cristalinas y calizas compactas, los segundos en los esquistos o el flysch.


Modelado periglacial:


Su morfología se desarrolla en aquellos territorios en los que no se registran condiciones para la formación de glaciares pero que se hallan próximos a serlo; no es necesaria la proximidad de glaciares par que se den condiciones periglaciares.

El sistema periglacial está caracterizado por dos fenómenos:

- Por la actuación temporal del hielo y por las alternancias del hielo-deshielo; esto se traduce en un predominio de la gelivación sobre los demás procesos, la roca es fragmentada en derrubios que se acumulan en conos.

- Por la presencia en profundidad del permafrost. Este suelo más o menos saturado de agua tiene tendencia a deslizar según un proceso de solifluxión que empasta progresivamente los relieves de las pendientes. Las vertientes son modeladas en función de su litología y de las combinaciones de procesos que las afectan; vertientes de gelifracción, debidas a la acción del hielo sobre paredes de rocas compactas; vertientes de gelifluxión modeladas en material arcillo-limoso favorables a los desplazamientos en masa; terrazas de altiplanación cuando la evolución geomorfológica forma rellanos escalonados limitados por taludes de fuerte pendiente; vertientes de derrubios ordenados generalmente cóncavas; vertientes de coladas fangosas constituidas por una masa de derrubios en estado solifluidal que se desplaza.

Al pie de los relieves importantes están los conos de derrubios y glacis de acumulación que son formas de transición hacia las llanuras de acumulación fluvial periglaciares modeladas por los desbordamientos estivales de los ríos.

Otras formas están relacionadas con el hielo de superficie como el fenómeno pipkrake, por el cual el hielo en forma de columnillas crece debajo de los aquellos cantos buenos conductores, ocasionando su desplazamiento vertical en algunos centímetros; cuando el deshielo, el pipkrake funde y la piedra bascula y cae, este fenómeno es el responsable del movimiento del material en superficie y el que origina figuras geométricas como el enlosado nival, cuando los cantos se disponen unos al lado de otros y recubren toda la superficie del suelo son los suelos poligonales, si los cantos se reúnen en el límite de formas poligonales.


Modelado mediterráneo:



El modelado mediterráneo se caracteriza por la acción de las precipitaciones irregulares y violentas con cubierta vegetal escasa y con fuertes contrastes litológicos, se caracteriza por la predominante acción modeladora de las aguas de escorrentía aunque los sistemas morfogenéticos no son muy activos.

Los cursos de agua como agentes de erosión transporte y acumulación son los que originan los modelados mejor caracterizados en los dominios templados; los factores de modelado son variados. Según la velocidad que depende del flujo del agua puede ser laminar o turbulento de acuerdo en como se deslicen, ya sea unos sobre otros más o menos deprisa o se entrecrucen describiendo trayectorias complicadas en forma de torbellinos; estos movimientos de torbellinos son muy activos en las crecidas repentinas de los torrentes, de las ramblas y de los grandes arroyamientos difusos de pie de monte; en los ríos el movimiento turbillonar se intensifica con la aceleración del flujo ligado a las ondas de crecida, mientras que se atenúa con el descenso de las aguas. Aunque es la turbulencia la que desarrolla casi todo el trabajo de erosión.

Una actividad esencial de las aguas es el transporte de materiales; los materiales más gruesos son acarreados por el fondo del lecho de los cursos de agua o por el de los canales de arroyamiento difuso, el arrastre es discontinuo y se acelera por los impulsos suministrados por las corrientes rápidas.

El valle de un curso de agua comprende tres segmentos: una parte alta donde la erosión es preponderante, una parte media donde alternan los períodos de erosión y de sedimentación y una parte baja donde predomina la sedimentación.

En los torrentes esta disposición se diferencia claramente correspondiendo a la cuenca de recepción, canal de desagüe y cono de diyección donde se depositan los materiales arrancados en las partes superiores.

Cuando el arranque o el deposito de materiales que acompaña al transporte predomina en uno u otro sentido el resultado de la actividad de las aguas corrientes es una ablación.

Los galcis se encuentran descansando sobre un relieve montañoso con una pendiente que va moderándose lentamente de arriba hacia abajo.

El modelado más extendido es el de las cárcavas, las grietas de contracción facilitan la impregnación por el agua en profundidad cuando vuelven las lluvias y la licuefacción de las capas inferiores; , esto provoca corrimientos de tierra.

Modelado desértico:



El viento solo trabaja las superficies sin cobertura vegetal, solo desplaza materiales finos y actúa en climas muy secos con vegetación discontinua.

El viento elige los materiales deleznables abandonando las partes gruesas, haciendo rodar o saltar las arenas levantando nubes de partículas muy finas, es el aventamiento; cuando trabaja en capas aluviales, el aventamiento consigue formar regs: en un suelo apisonado y sin polvo yacen esparcidos los cantos; en las mesetas rocosas o hamadas sólo quedan los guijarros angulosos.

La corrosión eólica es el desgaste provocado por el choque y el paso de los granos de arena en las rocas coherentes. Crea un modelado de erosión diferencial al vaciar las partes deleznables de las rocas y dando concavidades de todo tamaño, así se forman los nidos de abeja.

Las dunas móviles o barjanas son construcciones elementales en forma de media luna, cuyos cuernos se alargan en sentido del viento y avanzan en extensiones llanas no arenosas.

Las nebaks son características de las estepas con matorrales, son microdunas de pocos decímetros de altura que se extienden protegidas por las matas de vegetación.

Estos dos tipos de dunas son formas de transporte.

Los campos de dunas o ergs son las formas más populares de los desiertos, y entre ellos se pueden distinguir:

- Las dunas en olas separadas o no por pasadizos. Se cree que corresponden a regiones de vientos violentos y constantes.
- Las dunas piramidales con aristas afiladas torcidas en espiral. Se atribuyen a regiones de torbellinos verticales predominantes.

Ambas se tratan de acumulaciones antiguas de arena que el viento ha ido modelando y que todavía está modelando, pero que ya no traslada.

Influencias de las rocas en el modelado:



Rocas Cristalinas: se dividen en rocas plutonitas y vulcanitas.

- Plutonitas: las plutonitas afloran en amplias extensiones de los escudos y de los macizos antiguos, pero también se pueden encontrar en las zonas internas de las cordilleras recientes. Son rocas resistentes cuando están sanas pero se alteran profundamente bajo ciertas condiciones. El granito es el mejor ejemplo de plutonita.

Los rasgos comunes de los modelados graníticos están en los contrastes:

- Hay una oposición entre las vertientes pronunciadas de roca sana y las concavidades tapizadas de sábulo, la única excepción que existe es el fondo de los circos glaciares en los que le estado del granito es el mismo que en las murallas que lo cierran; pero en este caso es debido a una abrasión reciente.
- En los medios fríos la destrucción de los relieves graníticos se hace por derrumbamiento de bloques geométricos y las formas existentes son angulosas. Actúa la erosión mecánica; mientras que en los medios tropicales se produce una destrucción grano a grano y masa enormes de sábulo recubriendo bolas y masa en las que sólo existe la línea curva. La erosión mecánica estuvo precedida por una fuerte alteración química.

El ataque de los granitos por los agentes de erosión se produce por la heterogeneidad mineralógica de estas rocas y su diaclasado. Las diaclasas dejan penetrar el agua y tanto si se hiela y separa los trozos como si se altera la roca, cuanto más numerosas son las diaclasas más rápida y eficaz es su acción.
También es importante la composición mineralógica de los granitos; el cuarzo resiste la mayoría de los procesos de ataque pero los feldespatos se hidratan aumentando el volumen y se alteran convirtiéndose en pulverulentos, la mica también se hincha y se exfolia al hidratarse.
Bajo los climas fríos en dominios de rexistasia predomina la gelifracción pero la alteración es nula; en los climas cálidos el proceso es la arenización.
Los inselbergen son herencias graníticas y su formación se hace en tres pasos: primero hay un plegamiento y una erosión; posteriormente se procede a la fosilización del relieve primitivo y el tercer paso es la exhumación de los picos más elevados del relieve primitivo que afloran entre los sedimentos recientes; cuando ocurre esta exhumación surge el inselbergen; lo encontramos a partir de los 800 metros ya que si no, estaríamos hablando de un cerro testigo.
El granito sólo es una roca dura en las canteras y en las edificaciones; en la naturaleza varía mucho su resistencia.

La composición química condiciona la resistencia de estas rocas; las rocas más ricas en cuarzo y en sílice combinada son las más resistentes.

- Vulcanitas:

Cada vulcanita tiene su homóloga plutonita. Dependiendo del contenido de sílice hay distintos tipos de vulcanitas.

Se enfrían rápidamente y dan lugar a los volcanes.

El proceso de formación de un volcán se puede estudiar en cuatro pasos:

1. EL batolíto profundo emite magma
2. Magma asciende por las grietas hasta la superficie terrestre.
3. Se solidifica en las inmediaciones de su punto de emisión.
4. Origina por su acumulación un volcán.

El magma antes de ascender por los conductos de emisión, tiene en disolución una serie de gases y productos volátiles debido a las altas presiones del interior; al acercarse a la superficie, la presión disminuye y se desprenden los gases facilitando la ascensión del magma; los gases inflamables en contacto con la atmósfera originan las llamaradas.
Hay diferentes tipos de erupciones según sea la lava; la lava muy viscosa es rica en sílice y da lugar a las erupciones vulcanianas y a las peleanas. En las vulcanianas, la lava se solidifica parcialmente en el punto de emisión y forma una costra que va siendo arrojada en forma de finos fragmentos arrastrados por los gases dando lugar a las nubes de cenizas; en las peleanas la lava se solidifica en la chimenea formando un tapón que al ser empujado por las nuevas emisiones de lava surge formando una cúpula que queda como una aguja o pitón. Si la lava es más fluida da lugar a las erupciones hawaianas y strombolicas; en las hawaianas la lava se esparce rápidamente y con gran extensión originando pocas cenizas volcánicas; en las strombolicas los gases proyectan a la atmósfera numerosas salpicaduras de lava, que se solidifican antes de hacer al suelo formando los lapilli y las bombas volcánicas, las coladas de lava no tiene gran extensión.

Los materiales que proyectan los volcanes son variados y nos podemos encontrar:

- Cenizas que son arrastradas por los vientos a grandes distancias, recubren el relieve con una capa que no lo modifica apenas.
- La piedra pómez que es el resultado de explosiones violentas; pueden sepultar amplias extensiones.
- Las escorias que se acumulan cerca de los cráteres
- Las bombas se encuentran aisladas en el seno de las acumulaciones
- Las ignimbritas que son proyectados a levadas temperaturas soldándose en el suelo antes de enfriarse.

Según Max Derreau existen diferentes tipos de relieves volcánicos:

Los relieves en construcción basados en la acumulación de materiales; se
distinguen: la colada, constituida por la lava que se extiende a partir del cráter; los campos de escoria, formados por acumulación de escorias volcánicas que luego desaparecen ante la vegetación; el lago volcánico; los cumulovolvanes cuando las lavas ácidas no fluyen y se amontonan en la boca eruptiva; los conos formados por la acumulación de lapillis, cenizas y lavas.; los estratovolcanes que son antiguos volcanes de historia larga.
Los relieves en destrucción donde destacan los cráteres que son aperturas por donde fluye el magma y las caldeiras que se forman cuando el cráter debido a las fuertes explosiones se destruye y se forma un cono volcánico.
Relieves de excavación donde tenemos el espigón y los diques o mesas volcánicas.

Los gases que surgen tras una erupción volcánica son los sulfateros, la fumarola, y el géiser.


Rocas metamórficas:



Estas rocas sea cual fuere su naturaleza original han sufrido una transformación llamada metamorfismo; esta transformación es el resultado del calor y la presión y consiste en una recristalización

Hay tres tipos de metamorfismo:



- Contacto en las proximidades de una masa eruptiva: las rocas que engendran se llaman corneanas y afectan a zonas estrechas.
- Dinametamorfismo, debido a fuerzas tectónicas a lo largo de las fallas, afecta a una zona estrecha. Son las Milonitas.
- General o regional, tiene lugar en profundidad debido a los mazizos y al calor interno. Son los gneis

Estas aureolas se dividen en dos conjuntos de rocas:

- Las migmáticas que son el resultado de una mezcla.
- Las ectinitas están más alejadas del magma y no están enriquecidas.

El límite entre la zona migmáticas y ectinita se llama frente migmatización.

La roca metamórfica más importante es el gneis que es el granito transformado en una estructura de esquistos.


Rocas sedimentarias:



Las rocas sedimentarais se dividen en rocas detríticas y en rocas con granos cementados.

Rocas detríticas:

son aquellas cuyas partículas no están cementadas y las componen las arenas, arcillas, margas y pizarras.

- Las arcillas y las margas: las arcillas fijan el agua hinchándose y fluidificándose; la sequedad las hace contraer y provoca fuertes fisuras de desecación o grietas de contracción; las margas siempre contienen arcilla. En los medios secos con precipitaciones escasas y violentas, predomina el modelado de los abarrancamientos o cárcavas. Cuando la sequía es estacional, las grietas de contracción facilitan la impregnación por el agua en profundidad cuando vuelven las primeras lluvias y la licuefacción de las primeras lluvias y la licuefacción de las capas inferiores; esto provoca corrimientos de tierras.
- Las arenas están constituidas por granos finos y dan lugar al modelado dunar, los barrancos y las arroyadas.

Rocas con granos cementados:

podemos distinguir los conglomerados, las areniscas y las calizas.

- Conglomerados:

Cantos rodados que se han sedimentados dando lugar a los torreones, se producen por una erosión vertical.

- Areniscas:

nos da una topografía a base de tablas, se produce por una erosión horizontal.

- Calizas:

procede de las grandes transgresiones marinas que se dan en la era secundaria. Es una roca permeable y en ella se da una erosión de tipo químico. Forman lapiazes que adquieren formas muy diversas dependiendo de la naturaleza, el estado de las calizas y del clima.

Diferentes tipos de lapiazes como los cubiertos en los que las rocas denudadas emergen de un suelo y una vegetación discontinua. Los lapiazes denudados que son característicos de los medios fríos; se distinguen dos modelados especiales que frecuentemente se interfieren, el lapiaz de fractura en el que la roca está rota por la diaclasa en bloques geométricos, la disolución ha ensanchado las grietas suavizando los ángulos; y los lapiaz de arroyada donde la roca compacta está surcada de estrechos y sinuosos regueros adaptados únicamente a la pendiente y a las irregularidades de los bloques.

Las dolinas tienen tamaños y formas variados; las dolinas de embudo con poco diámetro y poca profundidad; dolinas de cubeta con vertientes muy cortas.

BIBILOGRAFÍA


Geografía general I. Introducción y geografía física” Vicente Bielza de Ory
“Geomorfología” Georges Viers
Enciclopedia Larousse 200, editorial planeta
Apuntes de clase

Autor:

Karol





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