Capítulo 3   (Segunda parte)

Agua y Relieve

Los movimientos de masa.

Los movimientos de masa son característicos de ciertas áreas húmedas, aunque pueden darse en otros sistemas morfogenéticos  (árido, litoral, periglaciar y glaciar). Se pueden producir en pequeñas áreas o a lo largo de extensos territorios. Algunos son lentos y graduales, mientras que otros pueden asumir dimensiones catastróficas.

Los principales movimientos de masa que describiremos a continuación son los siguientes: reptación, solifluxión, deslizamientos, derrumbes, coladas de barro y lavas torrenciales.

La reptación 

Uno de los procesos más frecuentes en las laderas húmedas con pendiente fuerte, es el movimiento de masas denominado reptación o soil creep.  Es un fenómeno de acción lenta pero que frecuentemente demuestra una gran eficiencia en el modelado de ciertas laderas.

La reptación se produce por la combinación del movimiento de expansión del suelo durante la humectación o la congelación (normal a la ladera) y del movimiento de contracción del mismo durante de desecación o fusión (vertical). El resultado de estos dos movimientos alternativos es un descenso de los materiales ladera abajo.

De lo antedicho, se desprende que hay una hidro-reptación y una geli-reptación, que pueden en ciertos casos darse en el mismo sitio en diferentes períodos del año.

En muchas zonas húmedas la reptación colabora para posibilitar el desencadenamiento de fenómenos de movimientos de masa instantáneos al acumularse los suelos y las formaciones superficiales en posiciones inestables.

En otros casos, la reptación es concurrente con otros movimientos para dar lugar a una dinámica compleja sobre las laderas, cuya interpretación es enmascarada a veces por la atenuación morfológica  que genera este proceso genera.

La solifluxión

La solifluxión ocurre en áreas pequeñas, a veces de unos pocas decenas de metros cuadrados. El proceso está asociado generalmente al alumbramiento de una napa hipodérmica o freática. En este caso la colmatación del suelo crea condiciones de liquidez dando lugar a un flujo de barro, acarreando la cobertura vegetal en su marcha. Frecuentemente este proceso se produce en el sitio en donde mana una napa al pie de la ladera cuando se ha eliminado el bosque natural con fines de pastoreo y donde existe una cobertura vegetal de enraizamiento poco profundo (por ejemplo de tipo herbáceo).

Este tipo de movimiento de masas es conocido por el nombre de solifluxión, y cuando se produce provocado por la hiper-abundancia de aguas de fusión de la nieve recibe el nombre de gelifluxión (fenómeno característico del sistema geomorfológico periglaciar).

Una ladera que evoluciona por solifluxión adquiere un modelado ondulado en el detalle, con irregularidades de pocos metros cuadrados de superficie, y algunos centímetros (a lo sumo decímetros) de desnivel entre las cimas y las depresiones.

A pesar de estas irregularidades, el aspecto general de la ladera es homogéneo, sin valles laterales torrenciales ni afloramientos rocosos.

Los deslizamientos:

Generalmente actúan sobre una superficie limitada (algunos cientos de metros cuadrados), pero en algunos casos pueden afectar a todo un panel de ladera. Se producen cuando un “paquete” de suelo y formaciones superficiales (a veces incluyendo bloques del sustrato)  resbala sobre una base húmeda y lisa desplazándose a la parte baja de la ladera o del valle

Los derrumbes o desmoronamientos

Ocurren cuando predomina la acción directa de la gravedad en laderas muy empinadas, a menudo desprovistas de cobertura vegetal debido a la acción previa de movimientos de masa. En general, los derrumbes o desmoronamientos son asistidos por el agua de escurrimiento o freática o por la ocurrencia de sismos.

Las coladas de barro

Las coladas de barro tienen lugar cuando todo el material de ladera está sobre-humedecido y fluye hacia el fondo del valle en forma catastrófica. Este proceso que es común en el sistema húmedo, también puede darse en el sistema árido, cuando el escurrimiento debe transportar una carga que pasa cierto "umbral" de masa porcentual.

Las lavas torrenciales:

Las lavas torrenciales ocurren cuando los movimientos de masa se desarrollan en una zona amplia abarcando simultáneamente varias laderas. Las consecuencias pueden ser catastróficas también a nivel del valle.

Para que se produzca, es necesaria la concurrencia de varios factores favorables, particularmente lluvias intensas y/o movimientos sísmicos, que dan lugar a un flujo generalizado en vastos sectores de las laderas en una misma cuenca, así como a la ocurrencia concomitante de deslizamientos y desmoronamientos.

Los represamientos de los valles

En las zonas tropicales cuyo modelado es regido por las leyes del sistema húmedo, son frecuentes los movimientos de masas que afectan paneles de laderas. Los deslizamientos y  coladas de barro pueden dar lugar a la obstrucción parcial o total de los cursos de agua a nivel de los valles. En los casos de obstrucción parcial, el río simplemente se desvía, pero en los casos de obstrucción total se produce un represamiento detrás del dique natural con formación de un lago temporario. Generalmente el episodio culmina con la ruptura o desborde del dique provocando inundaciones aguas abajo. Sobre las laderas el impacto más visible es la exhumación de extensas superficies de roca más o menos fresca, que en ciertos casos pueden alcanzar pendientes casi verticales, expuestas a futuros derrumbes y desmoronamientos.

Gran parte de los paisajes de "panes de azúcar" tienen su origen en la acción de un modelado de este tipo (aunque en ciertas condiciones los sistemas áridos pueden generar relieves de cierta similitud).  La génesis de estos paisajes puede ser deducida del estilo de los perfiles transversales de los valles principales, que es sensiblemente diferente en ambas regiones climáticas.

Interacción entre ambos sistemas morfogenético: las zonas semi-áridas y mediterráneas.

Los sistemas y procesos áridos y húmedos pueden interferir en el espacio y en el tiempo.

Las zonas intermedias suelen presentar características transicionales, producto de la alternancia de los mecanismos húmedos y áridas.

La interferencia en el tiempo se puede dar en períodos relativamente cortos ( interferencia instantánea o semi-instantánea) o en tiempos geológicos.

La interferencia de tipo instantáneo o semi-instantáneo es relativamente frecuente en las áreas transicionales.  Los principales ejemplos de zonas transicionales son las zonas semiáridas de latitudes tropicales, y la zonas mediterráneas de latitudes medias. En ambas el control vegetal de la dinámica de la superficie es variable según la época del año y por esa razón el relieve funciona según uno u otro sistema en momentos diferentes del ciclo anual. Cuando las precipitaciones son moderadas, el control vegetal alcanza para impedir el escurrimiento superficial, condicionar una infiltración total y dar lugar a un funcionamiento general de los factores del modelado, según los mecanismos del sistema húmedo. Durante esos lapsos, los ríos llevan un caudal relativamente constante, sus aguas están poco cargadas en sedimentos y como resultado de ello se elabora un cauce de entalle de profundidad variable. Este cauce de entalle es denominado habitualmente "lecho menor".

Cuando las lluvias son muy copiosas y sobrepasan un cierto límite, la napa hipodérmica colmata las formaciones de superficie y la vegetación no da a basto para controlar la dinámica que se genera.

En ese momento, el agua comienza a escurrir, primero superficialmente y luego torrencialmente, sin dar lugar a ningún fenómeno de infiltración.

En ciertos casos puede suceder que en las zonas no protegidas por la vegetación, el golpeteo pluvial con sus efectos de removilización de partículas, provoque una impermeabilización de la superficie (aún sin colmatación del manto superficial) que de lugar al desencadenamiento de los procesos de escurrimiento superficial y torrencial.

En otros casos, la presencia de un horizonte pedlógico impermeable puede impedir la infiltración dando lugar a una saturación casi inmediata de la porción superior permeable.

Como resultado de la acción concurrentes de todos estos factores( en particular el primero de mencionados) el aporte de aguas se comienza a hacer entonces por la vía superficial y los volúmenes de agua que llegan lateralmente se multiplican incesantemente. En ese momento, el cauce menor no da a basto para contener las aguas y éstas desbordan, todo el paisaje comienza luego a funcionar según las leyes del sistema árido: hay ablación en los interfluvios, los ríos se cargan de materiales provenientes de las laderas, y van creando una planicie de inundación de origen sedimentario que no es más que el cause de funcionamiento árido. Este es el que habitualmente se denomina "cauce mayor" o "lecho mayor".

Durante los momentos de funcionamiento árido, el cauce menor de entalle también es afectado recibiendo una carga aluvial sedimentaria que modifica la morfología del lecho. Esta aluviación,  interferirá más adelante cuando el curso recupere su dinámica "húmeda" disminuyendo la competencia y por ende dificultando el entalle. Ello sucede debido a que gran parte de la energía de las aguas fluviales se gasta en hacer rodar los cantos, poner en saltación las arenas o mantener en suspensión los limos y arcillas que habían sido dejados en el fondo del cauce de entalle por la crecida anterior.

Además de esta interferencia de tipo casi-instantáneo, existe otra interferencia de carácter geológico. Es la interferencia producida por la existencia de variaciones climáticas alternadas.

Se encuentran con frecuencia pruebas de alternancia de períodos de entalles y aluviación en los thalwegs, que pueden ser relacionadas con épocas de formación y de decapitación de suelos.

Así, es posible observar escalonamientos en las laderas de áreas con comportamientos tectónicos ascendentes, con formación de terrazas producto de los sucesivos episodios de incisión y de relleno.

Las épocas de relleno corresponden a momentos de aridez (débil control vegetal de la dinámica) y se manifiestan mediante planicies aluviales extensas, mientras que las épocas de entalle se caracterizan por la erosión fluvial de las planicies, y ascenso relativo de éstas con relación al nivel del río que excava sus propios aluviones, correspondiendo a épocas húmedas con fuerte control vegetal de la dinámica del paisaje.

Este es el origen de gran parte de los sistemas de terrazas existentes en las zonas templadas y tropicales.

Cuadro Características Eco-físicas de los Ambientes Geomorfológicos
Sistema    Geomorf.	Energía de Relieve	Escasa (zonas llanas)	Moderada (zonas onduladas)	Fuerte (zonas quebradas)
Sistema Húmedo		Relieve plano	Relieves convexos	Relieves muy convexos
		Vegetación de selva y de humedales	Vegetación de selva	Vegetación de selva en las cimas
		Lagos abundantes	Lagos escasos o inexistentes	Lagos efímeros represados por deslizamientos
		Drenaje pobre	Drenaje de densidad escasa a media	Drenaje de densidad media a elevada
		Evaporación biológica intensa	Evaporación biológica intensa a moderada	Evaporación biológica moderada
		Formaciones superficiales perman. saturadas	Napas hipodérmicas libres	Napas hipodérmicas discontinuas, manantiales en paredes rocosas
		Lechos fluviales mal definidos, meandros	Lechos fluviales bien definidos, a veces rocosos	Lechos fluviales muy bien definidos, casi siempre rocosos
		Ríos con lechos mal definidos, meandros	Valles definidos, poco profundos	Valles entallados, profundos
		Alteraciones y suelos muy profundos	Alteraciones y suelos profundos	Suelos profundos en cimas y laderas Suaves, rocosos en laderas empinadas
		Biodiversidad elevada	Biodiversidad elevada	Biodiversidad media a elevada
Sistema Subhúmedo a Semíárido		Relieve plano	Ondulaciones concavo-convexas	Valles cóncavos, cimas convexas, laderas empinadas
		Vegetacíón  de sabana, pradera y estepa densa. Plantas xerófilas	Vegetación de sabana, pradera, estepa densa, árboles en los valles	Vegetación herbáceo-arbustiva en laderas y cimas, árboles en los valles
		Lagos temporarios, a veces salobres	Lagos ausentes (exc. zonas volc., calc.,etc)	Lagos ausentes (exc. zonas volc.,calc., etc)
		Drenaje pobre	Drenaje torrencial	Drenaje torrencial
		Evaporación intensa	Evaporación moderada a escasa	Evaporación escasa a moderada
		Napas saturadas estacional y localmente, a veces salobres	Napas hipodérmicas presentes, en general no saturadas	Napas hipodérmicas discontínuas, en general no saturadas
		Lechos fluviales mal definidos	Lecho menor de base y lecho mayor de crecientes	Lecho mayor y menor. Presencia común de terrazas fluviales
		Alteraciones y suelos de prof. media	Alteraciones y suelos de prof. media y escasa	Alteraciones y suelos de prof. escasa y media
		Biodiversidad media, homogeneidad ecosistémica	Biodiversidad media	Biodiversidad media, heterogeneidad ecosistémica
Sistema Árido		Relieve plano	Valles  plano-cóncavos, laderas abruptas, cimas plano-convexas	Valles en V con fondo plano, laderas abruptas y acantiladas,  cimas escarpadas, mesas
		Vegetación de estepa desértica, “dikakas”	Vegetación esteparia rala, freatófitas en los valles	Vegetación esteparia muy rala, freatófitas en los valles
		Lagos salados, sabkhas, salinas	Lagos escasos o ausentes, salobres y salados (exc. zonas volcán. y calcáreas)	Lagos muy escasos o ausentes, salobres y salados
		Drenaje pobre	Drenaje torrencial	Drenaje torrencial
		Evaporación e infiltración intensa	Evaporación e infiltración moderada	Evaporación e infiltración escasa
		Ausencia de napas hipodérmicas, napas lenticulares en las dunas y profundas	Napas hipodérmicas casi inexistentes. Aguas subterráneas geológicas	Napas hipodérmicas  inexistentes. Aguas subterráneas geológicas
		Escasas alteraciones, suelos superficiales. Desagreg. mecánica Suelos arenosos y pedregosos desnudos (ergs y regs)
		Lechos secos la mayor parte del año, flujo esporádico, cauces mal definidos	Lechos generalmente secos, flujo esporádico, cauces moderad. definidos	Lechos generalmente secos, flujo esporádico, cauces definidos
		Biodiversidad escasa. Plantas especializadas (xerófilas y halófilas)	Biodiversidad escasa Plantas especializadas (sobre todo xerófilas, también halófilas)	Biodiversidad escasa, plantas muy especializadas (xerófilas)
Dominio Hiperárido		Relieve eólico dominante (campos dunares), relictos de llanuras aluviales y lagos antiguos	Relieves eólicos y heredados. Yardanes, dunas.	Casi exclusivamente relieves heredados, solo “retoques” eólicos
		Vegetación prácticamente inexistente	Vegetación prácticamente inexistente	Vegetación prácticamente inexistente
		Sólo sabkhas y salinas en zonas de afloram. de napas geológicas	En raros casos de afloram. de napas, sabkhas y salinas	No hay
		Drenaje inexistente	Drenaje heredado  inactivo, a veces sepultado por depósitos eólicos	Drenaje heredado inactivo
		Evaporación potencial muy intensa	Evaporación potencial muy intensa (en zonas cálidas)	Evaporación potencial muy intensa (en zonas cálidas)
		Formaciones superficiales casi siempre secas	Suelos y formaciones superficiales secas	Suelos y formaciones superficiales secas
		Lechos fluviales activos ausentes	Lechos fluviales activos ausentes	Lechos fluviales activos ausentes
		No hay ríos	No hay ríos	No hay ríos
		No hay alteraciones. Sólo desagregación mecánica	No hay alteraciones. Sólo desagregación mecánica	No hay alteraciones. Sólo desagregación mecánica
		Biodiversidad muy escasa, extrema especialización	Biodiversidad muy escasa, extrema especializaciòn	Biodiversidad muy escasa, extrema especialización

 

 

 

El dominio hiper-árido

Cuando el volumen de precipitaciones desciende por debajo de un umbral mínimo (generalmente menor a 10-50 mm anuales dependiendo de la situación latitudinal e insolación) se produce un cambio cualitativo en la dinámica del paisaje.

 En general, se trata de lugares donde la lluvia es tan escasa que se puede despreciar su incidencia en el modelado.

En este dominio, no existe ningún tipo de control vegetal de la morfogénesis actuando casi exclusivamente los factores físicos. La alteración es prácticamente nula, aunque en los desiertos hiperáridos brumosos, la presencia de condensaciones nocturnas y matinales puede dar lugar a fenómenos de hidrolisis aunque en ningún caso de profundidad importante.

Los procesos actuantes

Los procesos actuantes en el dominio hiper-árido son fundamentalmente los siguientes:

     a) Desagregación granular de las rocas y fragmentos de rocas.

     b) Fractura de granos por termoclastismo.

     c) Deflación.

     d) Acumulación eólica.

     e) Precipitación de sales traidas por corrientes de agua alóctonas.

Estos factores actúan a menudo en forma complementaria dando lugar a una lenta y paulatina evolución del paisaje. De todos modos, comparada con la dinámica del sistema árido, es una evolución de una extrema lentitud.

Como resultado de su desagregación y fractura, los materiales expuestos en superficie proveen partículas de diversos tamaños de grano (gravas, arenas y limos). A medida que la desagregación continúa la acción del viento permite la selección y evacuación parcial de los detritos. Las partículas más pesadas permanecen in-situ formando pavimentos residuales. Las arenas son transportados a zonas de acumulación  relativamente cercanas donde se forman campos dunares y sabanas de arena (sand sheets).

Los limos son transportados más lejos, fuera de la zona hiperárida que les dio origen, en general en lugares en donde un tapiz vegetal de cierta densidad permite la fijación. Las acumulaciones limosas se procesan con bastante lentitud y generalmente van siendo "digeridas" por el suelo que crece en sentido vertical ascendente por sepultamiento de sus horizontes pre-existentes y generación de nuevos horizontes.

Cuando hay corrientes de agua que llegan desde zonas exteriores al ambiente hiperárido éstas ven  considerablemente disminuido su caudal por evaporación y/o infiltración.

Cuando ello sucede, se desarrollan concomitantemente procesos de acumulación de sales que precipitan a partir de las aguas saturadas.

Así, aparecen áreas salinas en donde alternan acumulaciones de carbonatos, sulfatos, nitratos, fosfatos, este, según el contenido en sales de aguas evaporadas.

Interferencia con otros dominios.

Las precipitaciones salinas en áreas hiper-áridas son el resultado de la interferencia entre este dominio y dominios vecinos más húmedos que proveen el agua para nutrir las corrientes susceptibles de ser evaporadas. Lo mismo se puede decir de las acumulaciones loéssicas de áreas periféricas el dominio hiper-árido, que sufren un aporte alóctono, que también interfiere en la dinámica local.

Además de esta interferencia "en el espacio" hay una interferencia en el tiempo. Existen zonas que funcionan una parte del año como sistema bio-pluvial árido y el resto del año como dominio hiper-árido.

Como la rapidez de los procesos de modelado en el sistema árido es tan grande, podemos despreciar la influencia hiper-árida, por  lo menos a nivel de las macro y las meso-formas.

Sin embargo, la predominancia de los procesos hiper-áridos durante una parte importante del año, puede generar localmente un modelado de detalle de origen eólico, en donde se eliminan los rastros de la acción del escurrimiento. Este tipo de paisaje es característico de las áreas de transición entre ambos ambientes ( el hiper-árido y el árido).

Del mismo modo, es dable apreciar un tipo de interferencia a escala geológica. Existen paisajes elaborados en sus grandes líneas en el dominio bio-pluvial, que son retocados en las micro-formas por un modelado hiper-árido instaurado a posteriori.

Por regla general, las meso-formas permanecen intactas o levemente degradadas por la acción eólica que es incapaz de destruirlas rápidamente.

Es frecuente que las acumulaciones aluviales pierdan sus materiales finos, dando lugar a la formación de pavimentos de rodados. Los materiales de glacis del sistema árido son afectados en forma similar por procesos de deflación que dan lugar a la aparición de pavimentos de clastos angulosos.

El proceso inverso es menos visible. Cuando una zona hiper-árida se humidifica, se degradan rápidamente las formas menores de origen eólico regenerándose las meso-formas de épocas no hiper-áridas anteriores, lo cual dificulta reconocer el cambio climático operado.

 El Ambito Sub-Glaciar y dominios de interferencia.

Este ámbito se caracteriza por un modelado generado por la dinámica del agua en estado sólido (nieve, nevé, hielo). Las áreas a morfogénesis glaciar, muestran una predominancia de la acción del hielo (en sentido amplio) frente a la del agua líquida.

Ello no quiere decir que no existan en estas zonas procesos ligados a la existencia del agua líquida, sino que dichos procesos se ven subordinados desde el punto de vista morfogenético al modelado provocado por el hielo.

Este dominio se distribuye en el planeta según la latitud y la ocurrencia de las precipitaciones nivosas. A nivel del mar los procesos glaciares ocurren a partir de las latitudes de 65 a 75 aproximadamente.

En latitudes menores, es necesaria una cierta altitud para que estos procesos tengan lugar, aunque en algunos casos pueden entrar las lenguas glaciares en pleno dominio periglaciar o biopluvial, con las interferencias consiguientes en el desenvolvimiento del modelado.

En las regiones tropicales, el dominio glaciar se da por encima de los 5.000 m.

Tanto en latitudes elevadas como en altitud, los procesos de este tipo, exigen un superávit de las precipitaciones nivosas con relación a los procesos de sublimación, fusión y evacuación. Si tomamos dos áreas montañosas similares en altitud y  latitud, notamos que en las zonas con precipitaciones nivosas más importantes, el dominio glaciar desciende mucho más.

Podemos considerar que en el ambiente glaciar, existen tres sistemas geomorfológicos  principales:

1)      Las regiones cubiertas por inlandsis.

2) Las regiones de glaciares locales.

En el momento actual, los inlandsis cubren la isla de Groenlandia y el continente Antártico, aunque tuvieron una extensión mucho mayor durante las épocas glaciares del cuaternario. Durante ese período llegaron a ocupar toda la Península Escandinava y el norte de Europa, el norte de América del Norte, y parte del Sur de América del Sur.   

Se trata de masas de hielo de varios cientos e inclusive miles de metros de espesor que cubren vastas superficies continentales y las plataformas marinas adyacentes.

Las regiones de glaciares locales se dan en general, en las latitudes medias y bajas a partir de ciertos límites altitudinales (algo más de 2.500 ms. en los Alpes, 5.000 en los Andes bolivianos y peruanos y algunos cientos de m. en Islandía).

Durante las épocas glaciares cuaternarias esas altitudes eran sensiblemente menores. Se encuentran depósitos glaciares al pie de los Alpes en Italia del Norte y en las cercanías del Lyon, en el valle del Ródano a altitudes de pocos metros sobre el nivel marino.

En otras regiones de menor dispersión glaciar, p.ej. los Vosgos en Francia, los glaciares no descendieron tanto, y es necesario subir a 1000 m. para encontrar vestigios de su acción. Es de hacer notar que en los Vosgos de hoy , no existen glaciares funcionales.

Los procesos actuantes.

La nieve recién caída tiene una densidad muy baja que oscila entre 0.1 y 0.35 aproximadamente. A medida que dicha nieve es cubierta por nuevas acumulaciones, su densidad aumenta hasta alcanzar valores del orden de 0.5 al pasar el espesor de los 3 m.

En Groenlandia en un pozo de una de una expedición polar francesa se encontraron densidades de 0.6 a 35 m. de profundidad y de 0.8 a 100 m.

Este aumento de la densidad se debe a la compactación de los cristales de hielo al desalojarse las burbujas de aire contenidas. Se considera que cuando la densidad es inferior a 0.5 se puede todavía hablar de "nieve". Cuando la densidad supera a 0.5, se acostumbra utilizar el término de "nevé" y a partir de 0.82  el vocablo "hielo" ( en sentido estricto).

Esta transformación de la nieve en hielo es extremadamente lenta dependiendo en gran medida del espesor de la cobertura niveo-gélida existente.

Una vez que la acumulación de nieve, nevé y hielo son suficientes y cuando las pendientes también lo son, las masas de hielo comienzan a fluir.

La velocidad de flujo es relativamente lenta (entre 10 m. y 20 km. por año) debido a la viscosidad alta del hielo (10 a 14) bastante más elevada que la de las lavas en fusión (10 a 4) aunque mucho menor que la viscosidad promedial de las rocas sólidas (alrededor de 10 a 22).

La acción del hielo se ejerce a través de los siguientes procesos:

a) fracturación mecánica (generalmente aprovechando las diaclasas pre-existentes). Los bloques se individualizan y adquiren un cierto "juego" con relación a los bloques vecinos. Al mismo tiempo hay desagregación y fractura de granos.

b) arrastre: los bloques son barridos junto con los pequeños clastos por el hielo en avance dejando huecos que más tarde son pulidos. Las aristas son redondeadas dando un aspecto aborregado a la pared atacada. Los bloques transportados facilitan la acción de desgaste, la cual se ve expresada a menudo por un conjunto de estrías groseramente paralelas, tanto a nivel de la pared fija, como del bloque en movimiento ( cantos estriados).

c) depósito del material: como no se opera ninguna selección durante el transporte los depósitos presentan una clasificación mínima. Las acumulaciones glaciares reciben en nombre de morrenas ( de fondo, laterales y frontales).

Las laderas de los valles glaciares presentan pendientes muy empinadas ( 20-50%) y en ciertas ocasiones pueden aproximarse a la vertical.

 Los valles glaciares tienen en sus cabeceras un circo ( especie de cono de recepción nival, de la cual se origina la corriente de hielo que gradualmente va profundizando su cauce que tiende a adoptar una forma de U característica.

Las laderas no cubiertas por el hielo (con afloramientos del sustrato rocoso) sufren una evolución mecánica relativamente rápida.

Los procesos actuantes en ellas son la gelifracción (que da lugar a la desagregación y fracturación de bloques, piedras y granos), el termoclastismo (de mucho menos incidencia) y diversos procesos de transporte ladera abajo vinculados en forma más o menos directa a la acción de la gravedad (caídas de derrubios, deslizamientos, derrumbes, avalanchas, etc.).

Cuando las litologías del sustrato, las formaciones superficiales y las temperaturas diurnas lo permitan, pueden haber fenómenos de gelifluxión (flujo de las formaciones superficiales embebidas en agua de fusión). Este último proceso se da fundamentalmente en los límites del dominio.

La configuración orográfica y distribución geológica en el sistema de los glaciares locales está constituido por las siguientes unidades fisiográficas :

1) el área de génesis de los glaciares; conjunto de cumbres escapadas y circos limitados por crestas los unos de los otros.

2) los valles glaciares: que irradian de la zona principal de recepción.

3) las morrenas de fondo, sedimentos glaciares que cubren en forma irregular el fondo de los valles, dando lugar a menudo a elevaciones pequeñas e irregulares alineadas en el sentido del flujo.

4) las morrenas laterales, acumulaciones sedimentarias "colgadas" de las laderas del valle que frecuentemente dan lugar a derrumbes en el fondo del valle cuando el glaciar se retira.

5) las morrenas frontales, que marcan el fin de la lengua glaciar. Debido a las variaciones normales de este límite, suelen encontrarse en diferentes posiciones asumiendo la forma de elevaciones transversales al eje del valle.

6) cuando el glaciar se retira, suelen aparecer lagos detrás de las morrenas frontales. En estos cuerpos de agua se acumulan alternativamente los materiales groseros (época de la fusión) y finos (épocas en las que la superficie está helada) con una frecuencia aproximadamente anual. Estos sedimentos rítmicos son llamados "varves" y cuando se les encuentra consolidados en rocas reciben el nombre de "varvitas".

7) aguas abajo de las morrenas frontales se desarrollan los cursos de agua que se nutren de la fusión de la lengua glaciar. Estos cursos de agua transportan y depositan sedimentos fluvio-glaciares que ocurren como resultado de la interferencia del dominio glaciar con los dominios vecinos.

En las áreas cubiertas por inlandsis el modelado es diferente. En ellas suelen alternar depresiones y elevaciones irregulares no organizadas hidrográficamente, que una vez fundido el hielo dan lugar la aparición de multitud de lagos prácticamente sin ninguna jerarquización fluvial (p.ej. en Finlandia, vastas zonas del Norte de Canadá, etc.). La presencia de un inlandsis determina además la subsidencia de las áreas continentales cubiertas. Cuando éste se retira hay un ajuste isostático que puede durar por varios milenios. Los compartimentos ascienden para recuperar su posición de equilibrio, dando lugar sobre las márgenes costeras a regresiones marinas post-glaciares, como sucede por ejemplo actualmente en el golfo de Bothnia.

El dominio periglaciar

Los procesos característicos del ámbito glaciar prolongan su acción fuera del mismo dando lugar a interferencias con los ambientes adyacentes.

Los valles glaciares culminan en donde termina la lengua glaciar. Esta finaliza en lugares distintos según la época del año (verano o invierno). Por esa razón existe una amplia zona que tiene una dinámica glaciar solamente una parte del año.

Más allá de la lengua glaciar se desarrollan corrientes fluviales originadas  en el agua producida por la fusión del hielo de la extremidad del glaciar.

Gran parte del material arrastrado por dichas corrientes proviene de las morrenas adyacentes.

En las laderas de las zonas no glaciares que rodean las áreas glaciadas se dan multitud de fenómenos típicos del dominio glaciar durante ciertas épocas del año. (gelifracción, avalanchas de nieve)

Ello determina un aporte lateral a los thalwegs que es el resultado de la interferencia de procesos de tipo glaciar con otros procesos diferentes.

En este dominio que llamaremos "periglaciar" los procesos determinados del modelado son los siguientes.

a) En las laderas: hay desagregación de los materiales del sustrato y fractura de granos por la acción del hielo (gelifracción); deslizamiento y flujo de los detritos así formados ladera abajo durante la época de fusión de las nieves y/o lluvias estivales, ablación superficial durante el período estival. En general la evolución de las laderas es relativamente rápida.

b) En los thalwegs: hay aporte de materiales provenientes de las morrenas de los dominios glaciares de altitud adyacentes, y de las laderas contiguas. En estas funcionan procesos glaciares en las zonas más altas dando lugar a acumulaciones complejas,. De acuerdo a los aportes y al caudal en los thalwegs puede haber entalle o relleno aluvial siendo frecuentemente el primer proceso en las zonas de montaña y el segundo en las zonas de menor energía de relieve.

En las áreas adyacentes o macizos, o cadenas las zonas de deyección periglaciar suelen dar lugar a vastas acumulaciones de detritos de origen a la vez glaciar y periglaciar.

Se trata en general de extensas coberturas de cantos rodados apenas alterados a veces con materiales más finos cuyo desarrollo vertical y horizontal suele ser considerable.

Estas formaciones aluviales periglaciares han sido extremadamente frecuentes en Europa en la zona peri-alpina, así como en los pie de los montes de las elevaciones menores (Vosgos, selva Negra, Macizo Central, etc) y en el pie de monte andino en el Sur de América del Sur, apareciendo bajo la forma de terrazas en los Pirineos en el Rin y en muchos otros.

La presencia de vastas planicies de origen aluvial con escasa protección vegetal facilita el desarrollo de una deflación de las partículas finas (arenas y limos gruesos) y menos seleccionada, mientras que en el segundo suelen dar lugar a depósitos loéssicos  típicos (casi exclusivamente limosos con una cierta pedogénesis contemporánea a la deposición).

 Interferencias en la historia geológica reciente

Los límites entre el ámbito  glaciar, el dominio de interferencia periglaciar y las áreas vecinas pertenecientes a otros dominios son variables y han sufrido oscilaciones y desplazamientos durante los tiempos geológicos recientes.                                                 

Existen grandes áreas, hoy húmedas y templadas que estuvieron sometidas en los últimos 15.000 años a la acción de los procesos glaciares, luego periglaciares y sólo más tarde experimentaron la instauración del clima actual. Como resultado de ello el modelado es el  complejo resultado de la interferencia geológica de varios climas sucesivos. Estos cambios  han sido muy frecuentes durante todo el Cuaternario.

 

El dominio litoral

Llamaremos dominio litoral a la zona de discontinuidad entre el ámbito sub-acuático y el  sub-aéreo.

Es un área de gradiente considerable que va desde las zonas donde los procesos actuantes son de tipo continental bien definido hasta aquellas donde éstos son de tipo oceánico. Uno de los rasgos fundamentales del dominio litoral es la zonación existente desde el continente hasta el mar.

Próximo a la zona continental existe un área de acumulación eólica de partículas arenosas finas que se van haciendo más gruesas a medida que nos acercamos a la costa.

Paralelamente se aprecia la aparición de formas dunares que adquieren su desarrollo cerca de la línea de costa. En ellas se encuentra el área de deflación (playa y adyacencias) fuente de los materiales arenosos antes citados.

Definimos la playa como la superficie existente entre la línea de las más altas de las más bajas mareas. Debido a la inexistencia de cobertura vegetal, los fenómenos de deflación son extremadamente intensos.

Más allá de la playa existe una zona permanentemente cubierta por el agua pero a la vez afectada directamente por la dinámica del oleaje. En ella los materiales son también arenosos haciéndose más finos a medida que nos alejamos de la costa y el fondo se hace más profundo hasta llegar a una dominancia limo-arcillosa en plena zona nerítica. La zona litoral no es estable desde el punto de vista geológico, sino que oscila a lo largo del tiempo.

Así, existen zonas hoy alejadas del mar que muestran restos morfológicos, de un nivel marino más elevado, y del mismo modo hay zonas hoy 0cubiertas por el mar que tienen características típicas de antiguos litorales.

Esa oscilación geológica del nivel marino es tal vez el rasgo fundamental del dominio morfogenético litoral.

Los procesos actuantes.

La dinámica del mar asume en las cercanías de la costa modalidades diferentes a las que pueden ser apreciadas mar adentro.

El movimiento de las olas en el interior del océano es un movimiento de formas con oscilación vertical (o aproximadamente vertical) de las partículas (denominado trocoidal). En la costa se transforma en un movimiento de translación que determina una dinámica intensa sobre el fondo en el que actúa.

La erosión marina se debe fundamentalmente a este fenómeno.

Esa dinámica es muy compleja y puede tener un saldo erosivo (áreas de erosión marina) o de sedimentación. Hay zonas de la costa que son susceptibles de ser erosionadas mientras que otras se comportan en forma opuesta.

Las zonas de erosión son las puntas rocosas, acantilados y barrancos.

Las principales zonas de acumulación son las playas, bahías, sabkhas y marismas (cangrejales).

El transporte de los materiales de las zonas de erosión marina a las de acumulación se efectúa lateralmente a los largo de la línea de costa por intermedio de un movimiento de las partículas generado por las olas al romper (oblicuo con relación a la pendiente de la playa al romper, perpendicular a la pendiente al regresar las aguas). El resultado es un desplazamiento lateral de las partículas  en dirección a las áreas de acumulación que se llama “deriva litoral”.

Existe además un aporte directo desde el interior inmediato o más lejano del continente. A menudo los aportes de los cursos de agua que desembocan en el mar son trasladados a los largo de la costa por este mecanismo y se generan acumulaciones de volumen considerable.

En el tipo de erosión marina presente influyen considerablemente las litologías existentes en la costa. Así, p.ej. las rocas tenaces de difícil desagregación dan lugar con preferencia  a puntas rocosas y acantilados, mientras que las litologías friables pueden formar barrancos y taludes de alturas variables según el caso.

Influye también la dinámica de los últimos tiempos geológicos en el área considerada. Esta dinámica puede ser de inmersión cuando el nivel del mar de los últimos milenios ha ascendido, cubriendo los relieves continentales preexistentes. Estos últimos aparecerán en las cercanías del litoral dando lugar a accidentes de las cartas batimétricas y a islas que no tienen explicación por el mero juego de los procesos litorales.

Así, por ejemplo, los relieves del sistema árido cubierto por el mar dan lugar a escarpas (retrabajadas luego de la invasión marina) de origen continental y coronando estas escarpas aparecen las paleo-superficies no atacadas aún por el retroceso árido de las laderas como islas mesetiformes dentro del área cubierta por las aguas

Del mismo modo, los valles estallados en climas húmedos, podrán ser inundados por la transgresión y dar lugar a rías más o menos profundas, relativamente angostas y con un fondo en V característico, que paulatinamente se verá colmatado si el nivel marino persiste el tiempo necesario.

En estos casos de ascenso del nivel marino es frecuente el arrastre por parte de las aguas en ascenso, de materiales litorales y continentales hacia los nuevos niveles más elevados dando lugar a menudo a acumulaciones aparentemente anómalas que tienen ese origen.

Es el caso de las acumulaciones de cantos rodados en la costa del Sur del Uruguay (dpto de Maldonado) donde se encuentran acumulaciones de rodados provocadas por la destrucción de las terrazas fluviales hoy cubiertas por el mar durante la última transgresión post-glacial.

Los fenómenos de ascenso marino provocan a menudo la aparición de acantilados en las costas. Ello se da especialmente cuando el ascenso es suficientemente rápido. Los acantilados se desarrollan debido a la existencia de una dinámica de ablación (marina) al pie del mismo, mucho más intensa que la ablación superficial o torrencial en la ladera que mira el mar, esta aumenta de pendiente hasta acercarse a un límite en donde la acción de los procesos de modelado ligados a la acción de la gravedad (desmoronamientos, deslizamientos, caídas libres) equilibran la velocidad de ablación de pie del acantilado, estabilizando la forma del mismo mientras el mar sigue avanzando a la misma velocidad.

Es de hacer notar que si bien hay una estabilización (en los grandes rasgos) de la forma, ello no quiere decir que el acantilado permanezca estático. Por el contrario, la condición "sine qua non" para existencia de un acantilado es su propio avance.

Si el mar no aumenta su nivel, los propios derrubios del acantilado van obstaculizando lentamente los procesos erosivos en la base del mismo hasta que produce su degradación.

Los acantilados vivos implican, además, por todo lo dicho, un ascenso marino (o una subsidencia del litoral) actual o sub-actual que es el que posibilita su dinamismo concreto.

Las puntas rocosas, pueden generarse tanto en un mar en ascenso como en un mar en descenso y si bien son muchos más frecuentes en las costas de sumersión, pueden encontrárselas también las costas de emersión.

En los mares de ascenso constituidos por sucesión de puntas rocosas y playas, las puntas rocosas están asociadas en general a los interfluvios de los viejos relieves inundados, mientras que las playas se desarrollan en los thalwegs (llanuras aluviales) por que están protegidas del oleaje por las puntas que los marginan. Esto da lugar en ellas (las playas) una dinámica de acumulación preferencial.

Cuando el mar desciende deja abandonados acantilados, líneas de playa, barrancos, etc. que atestiguan la existencia de un antiguo nivel.

La acción continental suele degradar lentamente los vestigios de la acción marina hasta que éstos desaparecen completamente.

En efecto, la existencia de amplias superficies planas en el mar que oponen una débil resistencia (poco rozamiento) al movimiento de las masas de aire, hace que en las cercanías de la costa la acción eólica sea mucho más intensa que en las regiones continentales interiores.

A menudo, los vientos alcanzan grandes velocidades y ese fenómeno se produce con cierta frecuencia en casi todos los litorales, dando lugar a una dinámica particular.

El viento que sopla desde el mar encuentra en las zonas de acumulación de playa, material al alcance de su competencia que puede ser erosionado hacia el interior.

Es entonces que se produce la deflación de los granos de arena que el oleaje abandonó en las zonas de acumulación y los transporta rodando, por saltación o en medio de torbellinos, hacia el interior.

Los granos de arena más gruesos y densos permanecen a corta distancia de la costa, los más finos y ligeros  van mucho más lejos. En algunos casos se puede percibir un aporte de arenas de origen eólico proveniente del litoral a varios kilómetros hacia el interior del continente.

Las formas de acumulación que se originan debido al aporte eólico son variadas y están relacionadas a la vez con la cantidad de aporte recibido, con el tamaño de grano de las partículas, con la selección de las mismas y con las modalidades de la dinámica eólica existente en el área de acumulación.

En las proximidades de la playa tienden a desarrollarse formas dunares relativamente elevadas, que van disminuyendo su tamaño hacia el interior.

Muchas veces las zonas dunares que se encuentran en el interior dejan de recibir aportes y comienzan a desenvolverse procesos de degradación de las formas dunares ( dunas degradadas) hasta su total desaparición.

El conjunto de todos estos procesos (erosión, transporte y acumulación marinas; formación de acantilados, barrancos, puntas rocosas y playas; deflación en estas últimas y acumulación eólica con formación de dunas o no; retransporte de los materiales recibidos de los cursos de agua que desembocan en el litoral) determina la complejidad de este dominio morfogenético en donde si bien existen interferencias de procesos existentes en los otros dominios, su combinación asume tales caractéristicas que justifican su consideración particular.               

 El ámbito sub-acuático

El dominio océanico

Cuando el océano cubre una porción de la superficie terrestre se produce en ella un cambio sustancial de la dinámica morfogenética.

Es tal vez el salto cualitativo más importante, en materia de procesos actuantes y de formas resultantes, que existe en la superficie terrestre.

El modelado oceánico es fundamentalmente un modelado de acumulación. Los océanos son la gran cubeta de decantación planetaria.

Acumulaciones de arcillas, barros, limos, micro-organismos y concreciones se dan en forma habitual en todos los océanos, dando lugar a la cobertura del sustrato rocoso en la mayor parte de los fondos.

El resultado de ello es el desarrollo de vastas llanuras de acumulación. Los estratos así depositados son prácticamnte horizontales y tienen un gran desarrollo lateral.

Desde el punto de vista geológico los fondos marinos son el lugar de génesis de la inmensa mayoría de los sedimentos y rocas sedimentarias hoy existentes sobre la faz de la tierra.

Además, de lo anteriormente expuesto, estas acumulaciones tienen características que permiten diferenciarlas fácilmente de los depósitos continentales.

a) su gran desarrollo horizontal

b) su homogeneidad mucho mayor

c) su granulometría (promedialmente más fina)

d) su composición mineralógica (la mineralogía de las

arcillas es sensiblemente diferente).

e) la presencia de gran cantidad de concreciones, que en la tierra no se presentan de la misma forma (por ej. concreciones de magnesio).

 f) la vida acuática es distinta,  valvas más robustas, por la mayor facilidad de extracción del carbonatos por los seres vivos, y, con frecuencia. más abundantes.

Junto a estas áreas en donde el modelado de acumulación es predominante existen otras en donde se han desarrollado relieves extremadamente fuertes, verdaderas zonas "montañosas" anegadas.

En ellas es frecuente encontrar el sustrato aflorando directamente sin coberturas sedimentarias.

Entre los relieves fuertes de los fondos marinos vale la pena señalar los siguientes:

1) el borde de las plataformas continentales (o talud ) con  pendientes de 4-5 %.

2) las crestas dorsales.

3) las acumulaciones volcánicas aisladas.

4) las cadenas sumergidas, que a son menudo prolongación de las cadenas montañosas continentales.

Morfología

Si bien el acceso a las macro-formas es relativamente sencillo, no se puede decir lo mismo en cuanto al  meso-formas y micro-formas, que son de difícil determinación con los métodos actuales.

De todos modos, en las áreas de menor profundidad ha sido posible la observación de ciertos números de meso-formas y micro-formas-

Entre las meso-formas más definidas  se destacan los cañones submarinos.

Estos son valles de laderas empinadas que nacen en "circos" en plena plataforma continental, y se prolongan en el talud hasta desembocar en los fondos oceánicos  propiamente dichos.

Aparentemente su origen no es sub-acuático sino sub-aéreo y la cobertura oceánica sólo ha posibilitado la conservación de las formas generales, y aprovechándola tienen lugar procesos particulares de las zonas de talud que en otras partes no son tan frecuentes (como las corrientes de turbidez).

Procesos comunes a los ámbitos sub-aéreos y sub-acuáticos

La acción de la tectónica es ostensible en ambos ambientes . En el fondo marino se expresa a través de los siguientes fenómenos.

a) desarrollo de escarpas de falla

b) existencia de zonas de subsidencia (fosas)

c) existencia de zonas de ascenso (mesetas)

d) área de levantamientos producidos por plegamientos de  

corteza (cadenas sumergidas).

e) fracturas de dimensiones planetarias de actividad

importante p.ej. cresta dorsal, sub-atlántica) que dan 

lugar a cadenas volcánicas sumergidas.

f) acumulaciones volcánicas aisladas, como por ejemplo, volcanes sumergidos, localmente sus cimas pueden asomar sobre el nivel de las aguas dando lugar a islas. Este es un fenómeno frecuente en el Océano Pacífico.

Otros procesos.

Uno de los procesos generadores de formas que se dan en este dominio en forma exclusiva es el de la formación de arrecifes de origen biológico.

Los arrecifes coralinos pueden elevarse varios cientos de metros sobre el fondo marino subyacente dando lugar a relieves típicos. Este proceso es frecuente en los mares cálidos (costas de Australia, zonas del Pacífico occidental, etc.)

Las corrientes de densidad son un fenómeno muy importante aunque mal conocido que se da con mucha mayor frecuencia que el mencionado precedentemente.

Se sabe que existen en las zonas de talud corrientes de aguas más densas por temperaturas y/o presencia de partículas en suspensión que descienden hacia las zonas abisales.

Si bien se conoce su existencia se ignora cual es su potencial morfogenético.

Las corrientes de turbidez son corrientes de densidad de características particulares. En ellas las partículas en suspensión son tantas que el elemento resultante es un líquido denso y viscoso que desciende a gran velocidad pegado a la superficie del fondo marino.

Cuando existen cañones submarinos, estas corrientes los pueden aprovechar.

Probablemente con la consecuencia del desenvolvimiento de acumulaciones sedimentarias en los bordes de la plataforma.

Podemos suponer que estas acumulaciones más allá de cierto límite de pendientes, pueden quedar en un cierto equilibrio inestable. El desencadenamiento de la corriente de turbidez puede estar vinculado a un mismo (como ha sido el caso de varias rupturas de cables submarinos en el transcurso de este siglo) o simplemente a la transposición de cierto umbral más allá del cual la corriente comienza a funcionar.

Sea cual sea su origen, el hecho de su existencia es innegable y es muy probable que como B.A. De allí su importancia morfogenética en la zona de talud son considerables.}

Interferencia con otros dominios

Las posibilidades de interferencia con otros dominios se dan exclusivamente en la zona litoral.

Es en ella en donde se da la discontinuidad del ambiente sub-aéreo con el ambiente sub-acuático.

Consideramos de tal importancia dicha discontinuidad que preferimos hacer de ella un dominio separado, caracterizado precisamente por eso: la existencia de la discontinuidad mar-continente.

Consideramos que existen varias formas posibles de interferencia y que en todas ellas se dan a escala geológica.

La forma de interferencia más importante es la que se produce cuando un ambiente de morfogénesis sub-aéreo es cubierto por el mar.

Tal vez la presencia de cañones submarinos en el talud sea el resultado de la persistencia de viejos relieves de borde continental generados en ambientes sub-aéreos retocados por ciertos procesos de índole oceánico.

En las áreas de plataforma es frecuente la observación de valles fluviales hundidos, con sus respectivas terrazas, planicies aluviales, etc.

La interferencia del dominio oceánico con el litoral es mucho más frecuente y se da casi siempre en la zona nerítica actual.

Playas y acantilados costeros sumergidos han podido ser observados en diversas plataformas continentales.

Se pueden considerar también formas de interferencias del dominio oceánico y litoral, gran parte de los procesos que se dan en los arrecifes