guiageomorfologia2009 (victor caballero)

Notas de geomorfología para estudiantes de geología Autor: Víctor M. Caballero O. 26/03/2009

UIS. Geol. Victor M. Caballero Página 1 26/03/2009

NOTAS DE CLASE DE GEOMORFOLOGIA PROFESOR: VICTOR M. CABALLERO

1. INTRODUCCIÓN

Definiciones

Igual que los principios de cualquier disciplina científica Observación - requiere práctica Descripción - requiere vocabulario Cuantificación - requiere Destreza Explicación - requiere entendimiento Correlación - requiere sintesis Predicción - concepto de tiempo

2. PRINCIPIOS BASICOS

2.1 Definiciones � Rama de las geociencias que trata sobre el desarrollo de las formas de la superficie terrestre, en

sentido estricto, de las formas cuyo origen se debe a procesos externos, es decir, por procesos que se originan en el exterior de la tierra conducidos por agentes climáticos o superficiales. Scheidegger, 1991. Este autor solo se refiere a los paisajes de origen denudativo.

� Geomorfología: Estudio de la geoformas del terreno, en particular su naturaleza, origen, procesos de

desarrollo y materiales geológicos componentes. (Cook, et, al, 1990)

� Geomorfología: Es una ciencia que describe genéticamente las geoformas de la superficie terrestre y procesos que llevaron a su formación, e investiga la interrelación de esas formas y procesos en su ordenamiento espacial a través del tiempo. Van Zuidam, 1973.

� Geomorfología: Es el análisis, descripción sistemática y entendimiento de los paisajes y de los

procesos que generan cambios en estos. (Bloom A. L. 2005).

� La geomorfología es una ciencia descriptiva; la descripción explicativa requiere inferencia o análisis sobre los eventos pasados; en este sentido un paisaje se puede entender solo cuando se conoce la historia geológica completa de sus rocas y la evolución de sus formas.

� Geoformas: partes del terreno generadas por procesos naturales, que tienen composición definida y

un rango de características físicas y visuales que ocurren en cada sitio donde se le encuentra. (Way, 1973)

� Geoformas son unidades de terreno a las cuales se les pueden aplicar términos geomorfológicos.

Sin embargo implican más: son verdaderas unidades ecológicas en las cuales las formas, procesos,



rocas, suelos, agua y vegetación se influencian unos a otros para llegar a un equilibrio (natural) particular. Van Zuidam, 1973

Los objetivos de la geomorfología Son:

� Descripción de las formas del terreno � Explicación de su génesis, o su origen y evolución a través del tiempo geológico. � Definición de la naturaleza de los materiales que constituyen las geoformas. � La clasificación de los paisajes, principalmente en base a su morfología, origen, edad y composición. � La descripción y explicación de los agentes y procesos geomorfológicos modeladores.

Agente: lo que actúa o tiene el potencial de actuar (viento, agua, hielo...) Energía: Solar (fusión), geotérmica (fisión), gravitacional, química. Proceso: pasos progresivos por los cuales se logra un fin: meteorización, erosión, transporte, depositación. Sistema: Una asociación de partes que forman un todo complejo, (sistema fluvial, glacial, costero...) Clima: temperatura, precipitación, viento, humedad, nubosidad. Tiempo: evolución de las geoformas Espacio: Escala de actividad. Procesos endógenos: Procesos exógenos: Estructura: en geomorfología es la composición mineral de las rocas, la organización estructural y estratigráfica de capas y masas de roca y el presente estado de deformación.

2.2 Principios de la Geomorfología La geomorfología se base en principios fundamentales compartidos unos con otras disciplinas y otros propios de la geomorfología. Debido a que el relieve y sus formas topográficas son una mezcla de geoformas producidas en el Reciente y otras formadas en el pasado por procesos ahora inactivos, la geomorfología incluye el estudio tanto la mecánica de procesos modernos como la influencia histórica del tiempo geológico. El primero requiere entender la física y la química de los procesos superficiales que generan formas y la segunda agrega el elemento tiempo a las geoformas que evolucionan en periodos de tiempo muy largos para incluirlos en el contexto de los recientes. El origen de las formas se pueden relacionar a procesos geológicos particulares o conjuntos de procesos y las geoformas así desarrolladas evolucionan en el tiempo geológico a través de una serie de formas que presentan características distintas en etapas sucesivas (Davis, 1909).

2.3 Procesos geomorfológicos Un proceso geomorfológico es aquel proceso geológico que otorga unas características distintivas sobre la superficie de la tierra y desarrolla asociaciones características de geoformas a partir de las cuales se puede identificar un origen para dicha asociación, Easterbrook, (1999).



Es como la huella dactilar…. Los procesos superficiales responsables de la mayoría de las características topográficas de la tierra son: meteorización, remoción en masa, erosión por agua corriente, por agua subterránea, por glaciares, por olas, por el viento. Los procesos internos responsables de las características primarias de la tierra son: la tectónica de placas, la isostasia y el volcanismo. Teniendo en cuenta que los paisajes no son eternos, nos conduce inmediatamente a la conclusión de que si está en progreso un proceso de cambio, una masa de roca (estructura), está siendo alterada por algún proceso (proceso), y la alteración ha proseguido hasta un estado definible (Estado) o por un intervalo definido de tiempo (tiempo)

2.4 Las geoformas evolucionan Podríamos decir que las laderas son los elementos primordiales del paisaje, un paisaje sin laderas es una planicie. Algunas laderas pueden haberse formado por procesos endógenos, sin embargo estas laderas rápidamente son modificadas por procesos exógenos como la acción del agua corriente, el hielo, el viento, la gravedad, esfuerzos residuales, de manera que su forma cambia (evoluciona) bajo la influencia de estos procesos.

2.5 La estructura geológica define muchas veces la geoforma Algunas geoformas son el resultado de actividad tectónica sobre la corteza terrestre. Tales formas pueden ser el resultado directo de levantamiento de la superficie o por erosión secundaria (erosión diferencial) de rocas de diferente resistencia. La mayor parte de las características geológicas de gran escala tales como las cadenas montañosas, continentes, océanos, son el resultado del movimiento global de las placas tectónicas. La actividad geotectónica sobre la superficie en tiempo reciente (neotectónica) produce estructuras directamente, por ejemplo Escarpes creados por movimiento de fallas, son formas directas por tectónica. Otras formas de origen tectónico no son tan obvias, por ejemplo el modelado de crestas y valles por erosión de rocas de diferente resistencia (erosión diferencial), cuya configuración espacial está determinada por la estructura geológica que fue una vez configurada por la tectónica.

2.6 El concepto de Sistema geomorfológico Uniformitarianismo A fin de entender el origen de geoformas residuales creadas por procesos antiguos, uno debe entender los procesos modernos y utilizar este conocimiento para extrapolar al pasado. Implícito en esto está el supuesto de que los procesos fisicos y químicos básicos que ocurren hoy en día han ocurrido igualmente en el pasado y seguirán ocurriendo en el futuro (Hutton and Lyell). Sistema en equilibrio (autorregulación o retroalimentación negativa)



Principio de Antagonismo de Penck (1924). Levantamiento y degradación concurrentes: un paisaje representa un equilibrio dinámico entre la acción antagónica de procesos exógenos y endógenos. El hecho de que un paisaje representa normalmente un estado de cuasi equilibrio implica que cualquier cambio de cualquiera de los parámetros característicos induce a otros a cambiar a su vez hacia la dirección de un nuevo estado de equilibrio. De modo que un proceso, actuando sobre un parámetro del paisaje genera una reacción de respuesta en los otros parámetros “Process – Response Theory”. Sistemas de retroalimentación positiva Ocurre cuando un cambio en una variable de entrada produce magnificación de cambio en la dirección del ajuste inicial. Estos llevan la fuente de su propia destrucción o aceleran la autoeliminación. Ej: La curva de un meandro hace que el agua mejore la erosión en la parte externa de la curva, lo cual produce agrandamiento del meandro que a su vez acelera más la erosión hasta que finalmente dos meandros se intersectan y se destruyen el uno al otro.

2.7 Ciclo de Erosión Normal de Davis Cada paisaje representa cierta etapa de un ciclo evolutivo, la degradación por agua, viento, hielo, (agentes exógenos), representan procesos destructivos del paisaje. Como es lógico, antes de que sea destruido algo, ese algo tiene que estar presente previamente, por tanto el levantamiento del terreno debe ocurrir antes de la destrucción, se asume que este levantamiento ha sido causado por levantamiento tectónico (procesos endógenos). Este modelo se concibió asumiendo que ocurren breves pulsos de levantamiento montañoso, seguidos por periodos mucho más largos de inactividad tectónica pero si de gran actividad denudativa (meteorización, erosión, remoción en masa, disección). Un ciclo geomorfológico inicia tan pronto los procesos endógenos ha levantado un sistema montañoso (área levantada, terreno montañoso), la meteorización y erosión comienza a actuar sobre esta montaña levantada y gradualmente procede a reducirla hasta un nivel base. Eso completa el ciclo y un nuevo ciclo inicia y comienza cuando ocurre un nuevo levantamiento. Davis reconoce tres etapas o edades distintas en el ciclo geomorfológico, etapa de juventud, madurez y vejez.



Figura 1., Ciclo de erosión normal en donde el paisaje pasa por tres etapas que son a) juventud, b) madurez, c) vejez, el ciclo fue postulado por William Morris Davis en 1899. Modificado de Keller, 1996. En un clima húmedo ellas son: JUVENTUD: Inicialmente formas no diversificadas en apariencia, las corrientes principales empiezan a formarse, tributarios son cortos, forma en v para sus valles (valles encajonados o gargantas), su profundidad depende de la altura sobre el nivel del mar. Variaciones litológicas locales produce cascadas y rápidos que no han sido erosionados. Gradiente alto y caudal bajo, gran capacidad de erosión vertical o de socavación del lecho de las corrientes. MADUREZ: El sistema de drenaje llega a ser más integrado, la mayoría de rápidos y cascadas han desaparecido y la mayoría de ríos en equilibrio dinámico. La extensión del relieve representa el máximo posible. Los valles son angostos pero ya presentan terrazas y planicie de inundación. Gradientes intermedios, buena capacidad de erosión, pero también depositación, caudales intermedios.

a

b

La superficie inicial puede ser una antigua superficie de erosión levantada (peniplanicie alta inicial).

Al final se produce una peniplanicie; una superficie casi plana con algunas colinas residuales (monadnocks), que dejan ver la antigua litología erosionada.

c



VEJEZ: Valles muy amplios, la mayor parte del relieve ha desaparecido debido a la erosión y planación continental (peniplanicie), el nivel de las cuencas de drenaje se aproxima al nivel base de erosión. La etapa final del ciclo se logra cuando todo el relieve ha sido reducido al nivel base, dejando una planicie suavemente ondulada que Davis la llama peniplanicie que significa una superficie casi plana. El gradiente es bajo y el caudal alto, el río deposita en vez de erosionar verticalmente, erosión lateral. Ocasionalmente permanecen remanentes de la litología original debido a su mayor resistencia o su localización remota respecto a las principales líneas de drenaje, tales remanentes esparcidos son llamados monadnocks o cerros testigos. REJUVENECIMIENTO: Durante el ciclo de vida del paisaje de una región pueden ocurrir interrupciones. Si el ciclo se ha completado ya, se puede iniciar un nuevo ciclo con el levantamiento de toda la región; estos levantamientos producen altiplanicies o tierras altas. Las corrientes de agua inmediatamente empiezan a disectar y comienza un nuevo ciclo. Una región tal se dice que está en la etapa de juventud de su segundo ciclo de desarrollo. La velocidad de levantamiento Vu y la velocidad de denudación Vd, aproximadamente se balancean una con la otra Si: Vu = Vd > 1mm/año Youth age Si: Vu = Vd < 0.1mm/año Old age Si: Vu = Vd = E (0.1 to 1 mm/año) Mature age

2.8 Crítica al Modelo Cíclico de Erosión

� Movimientos tectónicos no breves episodios violentos sino durables y escalonados a lo largo de la historia Geológica.

� No tectogénesis y luego morfogénesis sino interferencias permanentes entre tectodinámica y acción de fuerzas externas.

� El globo terrestre. Evoluciona y no hay ciclos, sino oscilaciones a un lado u otro. � A escala de Tiempo geol. El clima, la cobertura vegetal cambian luego también las modalidades de

erosión en la superficie terrestre. � No hay retroceso alguno, la morfogénesis del Cuaternario con sus glaciaciones no es la misma del

eoceno o plioceno. � Noción de ciclo debe abandonarse por una de evolución con oscilaciones más o menos amplias en

función de tectogénesis (eustasia, tectónica), evolución de vida (cubierta vegetal), evolución del sistema solar (cambios climáticos, cambios en velocidad de rotación, desplazamiento de los ejes de la tierra).

� Válido solo cuando clasificamos toda forma de relieve teniendo como puntos de referencia la trilogía Estructura – Estadio – Proceso quitando todo sentido cíclico al estadio y existir solo una etapa en evolución sin retorno y agregarle a esta evolución y a los procesos el elemento morfoclimático.

2.9 Influencias en el origen del paisaje En el origen del paisaje intervienen varios procesos geomorfológicos y varios parámetros condicionantes de estos. Entre los procesos podemos distinguir unos internos que construyen paisaje y que son antagónicos a otros externos. Los procesos externos modifican ese paisaje levantado por los internos y lo modelan. Existen



también condiciones para que cada proceso genere paisajes diferentes como son el clima, la litología presente y la estructura geológica heredada. Una primera influencia en el desarrollo del paisaje son los procesos geomorfológicos internos como el tectonismo, volcanismo, isostasia. Procesos internos o endógenos: Isostasia

Tectonismo Volcanismo Una segunda influencia son los procesos geomorfológicos externos se pueden agrupar en Procesos externos o exógenos: Meteorización Remoción en masa Erosión por agua corriente Erosión por agua subterránea Erosión glacial Erosión marina Erosión eólica En general los agentes externos son llamados agentes de denudación. La denudación es la suma de meteorización, erosión y remoción en masa. Una tercera influencia son la litología y la estructura geológica los cuales se pueden agrupar en La litología o tipo de material geológico: Rocas ígneas Rocas metamórficas Rocas Sedimentarias La Estructura: Estructuras plegadas Estructuras falladas Estructuras complejas Planicies Una última influencia en la formación del paisaje es que el paisaje depende en gran parte del clima que prevalece en una región. Zonas Morfoclimáticas: Zona intertropical Peritropical zona Zona templada Zona periglacial Zona glacial Para más información sobre la clasificación morfoclimática Ver: Butt and Zeegers. 1992. Chapter 1.1. Según Van Zuidam R.A.1986, existen seis sistemas morfogenéticos a nivel del planeta, los cuales presentan procesos gemorfológicos y paisajes característicos, así como climas equivalentes de acuerdo con Koppen.



Sistema morfogenético

Clima Procesos geomorfológicos dominantes

Paisaje característico

Calido Húmedo (selva)

Af: bosque de lluvia tropical Am: Monzonico

Meteorización química. Movimientos en masa Corrientes de agua.

Laderas de valle escarpadas. Etchplanicies, peniplanicies, Inselbergs, Half Oranges, suelos profundos (lateritas). Arrecifes de coral

Templado Húmedo

Cf: húmedo Df: Frío nival Dw: bosque

Agua corriente, meteorización (química y biológica), reptación y otros movimientos en masa.

Laderas suaves cubiertas de suelo, crestas y valles, depósitos de corrientes de forma característica, terrazas aluviales, etc.

Semiárido y Subhúmedo Subtropical

Cf: templado, Cs lluvioso, BS: estepa, Aw: lluvioso tropical/sabana

Agua corriente, meteorización especial/ mecánica, Rem. Masa rápida, pediplanación.

Piedemontes, abanicos, laderas angulares y con escombros gruesos, tierras malas.

Árido BW: desierto Desecación, acción del viento, Avenidas torrenciales ocasionales (deslaves)

Playas o salt pans, dunas, cuencas de deflación, yardangs, meteorización mecánica (cavernosa), laderas rocosas angulares, tierras malas, piedmont

Periglacial ET: polar/tundra, D: bosque nival frío.

Frost acción, solifluxion, gelifluxion, agua corriente

Laderas de solifluxion, lóbulos y terrazas, planicies de outwash (¿deslaves?)

Glacial EF: Capa de hielo, polar, nieve perpetua.

Glaciación, nivación, acción del viento, (congelamiento descongelamiento)

Erosión glacial, topografía alpina, morrenas, kames, eskers, drumlins,

Tabla 1. Tomado de Van Zuidam R.A. 1986.

2.10 Escala de análisis en geomorfología En general entre más grande sea una geoforma, más tiempo perdurará. Ej los continentes, la forma esférica de la tierra; geoformas más pequeñas se pueden crear y destruir más rápidamente por procesos geológicos, que las grandes. La deformación por un terremoto o el cambio producido por una avalancha son realizadas en minutos o segundos y tienen dimensiones de pocos metros a kilómetros. Los glaciares y capas de hielo de cientos de metros a miles de kilómetros, requieren muchos años hasta miles de años para acumularse, dependiendo de su tamaño. Una cadena montañosa tarda en formarse entre 1 y 30 millones de años, siendo común que la mayoría de eventos geológicos duren entre 1 y 5 millones de años. Bloom, (2005). Hipótesis: la velocidad de los procesos geomorfológicos es inversamente proporcional al tamaño del área afectada. Corolario: la relación de cambio, es decir, cambio total por unidad de tiempo, parece ser progresivamente más rápida a medida que se mide en intervalos de tiempo más cortos. Igualmente el cambio total por unidad de área o intensidad de cambio es más grande cuando se observa dentro de un área pequeña, como por ejemplo, en la corona de una cárcava. Las velocidades establecidas para un intervalo de tiempo corto o intensidades para un área pequeña, generalmente son muchísimo mayores cuando se aplican a periodos de tiempo más grandes o áreas grandes. Bloom, (2005).



La producción de sedimento en cuencas pequeñas siempre excede la producción total de la cuenca hidrográfica grande a la cual pertenece.

Orden Escala espacial Aprox (Km2)

Unidades características

Escala de tiempo de persistencia (años)

1 107 Continentes, cuencas oceánicas 108 -109

2 106 Provincias fisiográficas, escudos, planicies depositacionales.

108

3 104 Unidades tectónicas de mediana escala (cuencas sedimentarias, macizos montañosos, levantamientos Dómicos)

107 -108

4 102 Unidades tectónicas pequeñas (bloques de falla, volcanes, depresiones, sbcuencas sedimentarias, zonas montañosas individuales.

107

5 10 -102 Unidades erosionales, deposicionales de escala grande (deltas, valles principales, piedemonte)

106

6 10 -10-1

( 1Ha-10Km2)

Unidades erosionales, deposicionales de escala mediana o Geoformas (planicies de inundación, abanicos aluviales, morrenas y pequeños valles y cañones)

105 -106

7 10-2 (1Ha)

Unidades erosionales, deposicionales de escala pequeña o geoformas (crestas, terrazas, dunas de arena)

104 -105

8 10-4 Unidades de procesos geomórficos de gran escala (laderas, secciones de corrientes y canales)

103

9 10-6 (1m2)

Unidades de procesos geomórficos de mediana escala (remansos y rápidos, barras de río, surcos de disolución)

102

10 10-8 (100cm2)

Unidades de procesos geomórficos de escala microscópica (ondulitas eólicas y fluviales, estrías glaciales)

Tabla 2. Clasificación de las unidades geomorfológicas de acuerdo a su escala temporal y espacial realizada por Baker, 1986.

3. PROCESOS INTERNOS En la corteza terrestre existen procesos producidos por fuerzas internas que son conducidos por la energía interna de la tierra (calor primordial, desintegración radiactiva), estos procesos son llamados construccionales o constructivos que levantan grandes terrenos por encima del nivel del mar. Estos procesos han existido desde el inicio de la formación del planeta y al parecer se presentan en ciclos denominados ciclos orogénicos que se han repetido a través del tiempo geológico con un periodo de surgimiento de montañas en algunos casos excediendo los 100 m.a. (Ver Tabla 3). Los procesos endógenos que construyen y levantan montañas se basan en varias hipótesis y teorías orogénicas como la isostasia y la tectónica de placas.



3.1 Isostasia Se sabe que el valor de la gravedad en un punto cualquiera de la tierra, depende de la latitud y altitud y se puede calcular matemáticamente. Igualmente que la corteza terrestre presenta variaciones en espesor tanto en continentes como en océanos, sería lógico esperar que el valor real de la gravedad, medido directamente, reflejara precisamente esta desigual distribución de masa cortical siendo mayor en el continente que en los océanos ya que la corteza continental es más gruesa; pero en su momento las mediciones cuidadosas llevadas a cabo dieron exactamente lo contrario, es decir, en los continentes y sobre todo en los macizos montañosos se ha obtenido anomalías negativas de la gravedad y en las cuencas oceánicas anomalías positivas. Esto condujo a deducir que la densidad de la corteza continental es menor que la densidad de la corteza oceánica y estudios sismológicos y gravitacionales posteriores confirmaron la existencia de raices de corteza continental de baja densidad por debajo de algunas cadenas montañosas. El espesor de la corteza continental es normalmente de alrededor de 35 Km, pero se ha determinado que este espesor puede llegar hasta más de 70 Km en algunos cinturones montañosos, algunas regiones elevadas que están soportadas por la naturaleza flotante de las raices profundas son los Andes, la Sierra Nevada y la plataforma tibetana. Surge entonces el concepto de una corteza flotante sobre el manto en balance gravitacional propuesto por George Airy, llamada isostasia. El mejor ejemplo para explicar esto es a través de un experimento con bloques de madera de diferentes alturas flotando en agua. Entre más grueso un bloque sobresale más que uno delgado. De manera similar los cinturones montañosos se yerguen sobre la superficie y tiene raíces que se extienden más profundamente dentro del material en el cual están soportados. Ahora imaginemos que sucedería si colocáramos encima de uno de los bloques de madera otro bloque, la pareja se hundirá hasta que sea logrado un nuevo balance isostático; sin embargo el tope de la pareja de bloques estará realmente más alta que anteriormente y la base más hundida. Este proceso de establecer un nuevo nivel de equilibrio es lo que se llama ajuste isostático.



Figura 2. Respuesta isostática de la corteza ante una carga aplicada, se produce una flexura litosférica a través del tiempo.

3.2 Movimientos epirogénicos Epeirogenic del griego “epeiros”, “un continente”. La corteza terrestre se encuentra en equilibrio isostático entre las masas corticales menos densas y el manto, pero este equilibrio tiende a romperse continuamente por la acción de los agentes geomórficos exógenos, que provocan la denudación de los continentes, depositando los materiales producto de la erosión en las cuencas marinas epicontinentales y oceánicas. Este desequilibrio tiende a ser continuamente compensado por los movimientos verticales de las masas continentales y de los fondos oceánicos: cuando una zona continental sufre una erosión considerable, se producen elevaciones que compensan el déficit de masa denudada; si en una cuenca marina se acumula gran cantidad de sedimentos, tiende a producirse un hundimiento del fondo, que compensa el mayor peso de los materiales allí acumulados. De la misma manera, en las regiones boreales durante las épocas glaciares de la Era Cuaternaria, se depositaron sobre los continentes gruesas masas de hielo que provocaron el hundimiento lento de estos bloques corticales; en cambio, en la actualidad, cuando al fundirse el hielo se han liberado de esta sobrecarga, se está produciendo un lento levantamiento de estos territorios (los países escandinavos por ejemplo) que se calcula en unos 250 m. en el transcurso de los últimos 10000 años. Estas compensaciones isostáticas se traducen en una serie de movimientos de ascenso y descenso en la vertical, que reciben el nombre de movimientos epirogénicos, los cuales, aunque extremadamente lentos tienen gran importancia en la dinámica del conjunto de la corteza terrestre y también son responsables de que algunos macizos montañosos mantengan altura a pesar de los efectos denudativos; gracias a estos pueden aflorar en superficie rocas formadas en zonas profundas de la litosfera y los sedimentos en los geosinclinales pueden hundirse a gran profundidad y sufrir transformaciones tanto a rocas sedimentarias como a metamórficas. Evidencia de levantamientos:



• Restos de animales marinos en rocas a gran altitud por encima del nivel del mar. • Aún en tiempo humano: Ruinas romanas hoy con perforaciones de bivalvos a 6 m de altura sobre

n.m.

• Terrazas marinas en la costa este de USA San Clemente island, levantadas cientos de metros, cada una representa un periodo cuando esta área estuvo al nivel del mar. Las olas cortan una plataforma ligeramente inclinada cuando un área costera permanece estable por un periodo largo de tiempo.

3.3 Movimientos Orogénicos Orogenic del griego oros, montaña. De la observación directa de fósiles marinos en los macizos rocosos actualmente levantados a cientos o miles de msnm; igualmente de las estructuras y disposición de las formaciones sedimentarias actualmente, (pliegues, fallas, etc.), se puede deducir que han estado sometidas a presiones laterales y desplazamientos que han alterado su disposición inicial1. Esta alteración inicial entonces no se trata solo de levantamiento en bloque de la litosfera sino también de fuerzas laterales y deformaciones relacionadas, por tanto, sobre la corteza terrestre han debido ocurrir otra clase de movimientos de mayor complejidad que los epirogénicos, capaces de producir estas estructuras y a la vez elevar las montañas. Estos procesos endógenos se llaman Movimientos orogénicos. Además de que estas formaciones sedimentarias sean de origen marino, se presentan generalmente en apilamientos de cientos y miles de metros de formaciones alternantes, lo que quiere decir que durante largos periodos de tiempo (millones de años) el ambiente de depositación permaneció constante dentro de ciertos límites. Esto no se hubiera depositado en una cuenca marina normal que simplemente se haya colmatado de sedimentos, pues tendría que tener profundidades enormes (hay secuencias de formaciones de rocas sedimentarias de hasta 15 Km!), además al ir rellenándose cada vez más se iría disminuyendo la profundidad de la cuenca y encontraríamos rocas de ambientes cada vez más someros, pero no ocurre, además al irse rellenando la cuenca se hubiera alterado el proceso de sedimentación Esta configuración uniforme se ha podido formar en una cuenca oceánica no tan profunda que se va hundiendo a medida que se depositan más sedimentos de forma que se compensan los nuevos espesores y la profundidad del agua se mantuviera aproximadamente constante. Estas cuencas subsidentes se llamaban geosinclinales2. Según la teoría geosinclinal allí se acumulan los sedimentos que darán origen a rocas sedimentarias que posteriormente darán origen a las montañas. Los geosinclinales se suponía eran depresiones alargadas de la corteza terrestre limitadas por áreas continentales que se mantienen estables (escudos), o que están afectadas por movimiento epirogénico positivo de compensación isostática. Los geosinclinales pueden estar situados en un borde de continente o situados entre bloques consolidados llamados cratones o escudos estables; en los geosinclinales se acumulará una gruesa serie de rocas sedimentarias llamada orógeno.

1 Leer sobre los principios de la estratigrafía: principio de la horizontalidad original, principio de la superposición, principio

de la continuidad lateral original... 2 La teoría geosinclinal se considera obsoleta en este momento y ha sido reemplazada por la teoría de la tectónica de

placas la cual explica la formación de las principales características del planeta de manera consistente.



Los geosinclinales evolucionan en el transcurso de millones de años y existe una hipótesis de cómo lo hacen: (ver: Melendez y Fuster. 2001. Geología. Capítulo XIII Geodinámica interna. Pg. 380.

3.4 Evolución orogénica por tectónica de placas La tectónica de placas tiene en cuenta varias premisas para explicar las principales características del planeta. Las capas más exteriores de nuestro planeta zonado concéntricamente, son la litosfera y la astenosfera. La litosfera, la más externa, en algunos sectores está conformada por corteza continental y en otros por corteza oceánica y es considerada como una capa fuerte y sólida que cabalga o reposa sobre una capa más débil, parcialmente fundida llamada astenosfera Se sabe que los polos han cambiado de posición e igualmente lo han hecho los continentes. Estas idea fue investigada por muchos científicos en el siglo XX, entre ellos Alfred Wegener, en Alemania, quien demostró no solo que Africa y Suramerica, sino también otros continentes son fragmentos de antiguas placas tectónicas de mayor extensión, que estuvieron unidas hace muchos millones de años y empezaron a separarse y desplazarse con el correr del tiempo hasta su posición actual. La idea central de la tectónica de placas es la siguiente: • La litosfera se encuentra fragmentada en una docena de enormes placas rígidas. • Cada placa se mueve como una entidad distinta. • Existen unas placas mayores y cada una tiene una dirección de movimiento particular. • Muchas de las características geológicas de gran escala, están asociadas con los bordes entre placas. • Las placas se separan en los bordes denominados divergentes, los cuales consisten de un rift o valle

parecido a una grieta, en la cima de una cordillera o dorsal centro oceánica.



Figura 3. Configuración de la Corteza terrestre de acuerdo a la teoría de Tectónica de Placas: las grandes placas interactuan entre si en bordes convergentes, divergentes y transformantes. Figura 4. Borde convergente de placa con continental y placa con corteza Oceánica, típico en Los Andes Suramericanos. Figura 5. Borde convergente de placa con corteza oceánica y placa con corteza oceánica, típico de arco de islas de Japón, Filipinas y otras de Asia.



Figura 6. Borde convergente de placa continental con placa continental, típico de los Himalayas.

Figura 7. Convergencia entre dos placas tectónicas con corteza oceánica. En esta se forma un arco de islas o arco magmático y las cuencas adelante y atrás de dicho arco. La tectónica de placas produce movimientos horizontales en la litosfera los cuales inducen movimientos verticales debido a cambios en el espesor de la corteza, cambio en el carácter térmico de la corteza y ajustes isostáticos. Esos movimientos verticales dan origen a la formación de cuencas sedimentarias, el levantamiento de áreas fuente de sedimento (cinturones montañosos) y la reorganización de las vías de dispersión de sedimento, Busby C.and Ingersoll R. 1998. Uno de estos tipos de cuencas son las cuencas foreland; en estas, el cambio en el espesor de la corteza es el cinturón montañoso que se genera por las escamas de cabalgamiento resultantes de la deformación producida por esfuerzos tectónicos horizontales; la carga que produce la topografía así formada, genera ajuste isostático en forma de depresión o flexura de la corteza adyacente al cinturón montañoso; esta flexura



es la cuenca foreland. Simultáneamente al levantamiento del cinturón montañoso se genera erosión y relleno sedimentario de la depresión formada; debido a esto el registro estratigráfico es la base para analizar la historia de deformación del cinturón, es decir, el movimiento de las fallas se puede, en principio, deducir del registro sedimentario junto con dataciones más directas. Figura 8. Las cuencas foreland (su relleno sedimentario) y el cinturón orogénico están genéticamente ligados y juntos constituyen el registro geológico de una orogenia. (Jordan T.E. et al. 1988).

3.5 Ciclos orogénicos La teoría de la tectónica de placas explica el hecho de que las zonas actuales de máxima deformación, con plegamiento intenso de materiales sedimentarios (cadenas montañosas), están localizadas en las proximidades de las zonas de subducción, que existen en el contacto entre placas oceánicas o las placas continentales (como Los Andes en el borde W de Suramérica, la Cordillera Norteamericana y al W del pacífico los arcos volcánicos de Japón, Filipinas y Sumatra, la cadena Alpina – Himalaya que se extiende desde el Mediterráneo a través de Irán hasta el norte de India e Indochina. La mayoría de estas cadenas se han formado en los últimos 100 m.a., incluso los Himalayas empezaron su levantamiento hace solo 50 m.a. (Tarbuck and Lutgens. 1999). Existen otras cadenas plegadas de edad Paleozoica y Precámbrica que no están relacionadas con los bordes de placa actuales; aunque estas viejas estructuras están profundamente erosionadas y topográficamente menos prominentes, claramente poseen las mismas características estructurales y litológicas que las más jóvenes (los Apalaches en el Este de Norteamérica y los Urales en Rusia). Ollier C. and Pain C. 2000 identifican que el estudio geomorfológico de la mayoría de las montañas del mundo se han formado por erosión de rocas sobre planicies previamente levantas; siendo la deformación existente en estas rocas, previa a la formación de las superficies de peneplanización y por supuesto más antigua que las montañas. Esto significa que podemos distinguir cuatro grupos de procesos de formación de montañas:

1. Procesos que producen plegamientos y otras estructuras. 2. Procesos que generan superficies planas (peneplanización). 3. Procesos que causan levantamiento de una planicie para formar plataformas altas (peniplanicies,

monoclinales, bloques fallados, horst, bloques basculados). 4. Procesos erosionales que disectan estas plataformas y generan montañas (básicamente erosión

fluvial, glacial, eólica…). En la literatura se puede encontrar explicaciones para el origen de montañas asumiendo que han existido periodos de gran actividad sedimentaria, sin deformaciones apreciables que duran decenas de millones de años, seguidos de otros en donde la deformación es máxima y rápida millones de años, este último se supone que genera montañas por levantamiento (Ver Teoría de la tectónica de Placas).

Orogenic Belt



Igualmente se encuentra que cada periodo de deformación se conoce con el nombre de fase de plegamiento, se puede reconocer porque los materiales de hasta una edad determinada están muy deformados, mientras los que son posteriores están pocos o nada deformados y están discordantes. Las fases relativamente cercanas en el tiempo se agrupan en un ciclo orogénico. Meléndez and Fuster. 2001. Principales ciclos orogénicos: Ciclo Orogénico Fases Periodo Edad

Levantamiento

Cuaternario

2 m.a. Andino

Peneplanización Plegamiento

Terciario

63 m.a.

Terciario Cretácico

Alpino

Pirenaica Larámica Austrica Quimérica Jurásico

63 m.a. 100 m.a. 200 m.a.

Herciniano ¿? Pérmico Carbonífero

300 m.a.

Caledoniano ¿? Devónico Silúrico

400 m.a.

Huroniana ¿? Arcaico ¿? Tabla 3. Principales ciclos orogénicos. (Tomado de varios autores, Ollier C. and Pain C. 2000). Los Andes (Cordillera Oriental), comenzaron a formarse aproximadamente en el Triásico – Jurásico con la sedimentación de las formaciones Jordán y Girón, en rifts sobre rocas más antiguas. Posteriormente en el Cretácico se depositaron la secuencia de rocas sedimentarias en una cuenca oceánica transgresiva sobre los anteriores, posteriormente en el terciario el retiro del mar fue progresivo mientras se produce deformación, erosión y peneplanización posterior; por último entre el plioceno y pleistoceno, levantamiento y disección para formar la cordillera Oriental.

4. GEOFORMAS DE PRIMER ORDEN De acuerdo con Easterbrook, (1999), las características megascópicas de la superficie terrestre como los continentes y las cuencas oceánicas, están directamente relacionados con el movimiento de placas de corteza terrestre que flotan en el manto e interactúan entre si, estos procesos son explicados por la teoría de la tectónica de placas. Los continentes y las cuencas oceánicas constituyen la arquitectura básica del paisaje terrestre. Estas dos unidades se diferencian entre sí por su litología, geoquímica, densidad, estructura, edad e historia geológica. Los continentes no terminan en la línea de costa, estos continúan por debajo del océano mediante la plataforma continental, las líneas de playa fluctuan en respuesta a varios procesos de subida y bajada del nivel del mar, tales como cambios eustáticos o tectónicos



Litología Química Densid. Estructura Edad

Continente Rocas graníticas, metamórficas y sedimentarias

Félsicas

2.6 gr/cc Corteza Continental ligera deformada por compresión y flotando en la astenosfera, aproximadamente el 41% de la superficie terrestre, pero solo el 29% está sobre el nivel del mar.

Hasta billones de años

Cuenca Oceánica

Rocas Basálticas Básicas 3.0 gr/cc Corteza oceánica formada en rifts sin deformación,

Siempre < 150 ma

Tabla 4. Diferencias en litología, química, densidad, estructura y edad entre los continentes y las cuencas oceánicas. De Easterbrook, (199.9) Figura 9. Configuración morfotectónica de la corteza terrestre en bordes convergentes de placas; unidades morfológicas de primer orden: los continentes y las cuencas oceánicas.

4.1 Unidades geomorfológicas continentales Estas varían desde las vastas planicies de miles de kilómetros más o menos uniformes en carácter hasta pequeñas masas montañosas, planicies o cuencas de solo algunas decenas de kilómetros pero que marcan un contraste con las áreas alrededor de ellas. Estas unidades se han formado tanto por movimientos epirogénicos como orogénicos y las denomina constructivas debido a que han sido formadas por las enormes fuerzas constructivas del interior terrestre.

Punto caliente

Dorsal Oceánica

Planicie abisal

Rift Valley

Trinchera o Fosa

Corteza Oceánica

Fusión parcial de la placa oceánica subducente.

Astenosfera

Cinturón Orogénico

Cadena Montañosa Plegada

Corteza Continental

Plataforma continental



Estas formas se pueden agrupar de acuerdo con la estructura que prevalece en la región en estudio. Todos los continentes son parte de las placas tectónicas de la corteza terrestre y están compuestos de varias unidades como: cratones, cinturones montañosos plegados, zonas de rift en algunos, cadenas volcánicas, montañas en bloques fallados y basculados, arcos volcánicos y mesetas basálticas Cratones: son regiones estables de bajo relieve compuestas de escudos y plataformas estables. Los escudos son macizos rocosos de rocas cristalinas muy antiguos y de relieve bajo por prolongada erosión, que han permanecido estables por miles de millones de años; las plataformas son escudos cubiertos por un delgado manto de rocas sedimentarias no deformadas. Ambos llevan largo tiempo sin deformación o han sufrido algún arqueamiento a gran escala que es difícil de notar. Aunque sin deformación, los escudos muestran rocas cristalinas, ígneas o metamórficas bastante deformadas que indican que estuvieron en alguna época a gran profundidad dentro de la corteza. En Colombia se destaca el Escudo Guayanés que aflora en lo que el IDEAM ha llamado el Dominio Amazónico y el Dominio Orinoqués. IDEAM, 2000. Zonas de subducción y cinturones montañosos: Los bordes de algunos continentes están compuestos de cadenas lineales de montañas plegadas que han sido deformadas por esfuerzos compresivos en bordes de convergencia de placas, estas cadenas de montañas presentan también intrusitos de rocas ígneas. Un ejemplo de estas cadenas montañosas es la mayor parte de Colombia; las tres cordilleras colombianas hacen parte de la cadena montañosa más larga del mundo: Los Andes. Algunas áreas prominentes a nivel continental son las montañas en domo en las cuales se ha levantado por emplazamiento de plumas convectivas hacia arriba del manto por debajo de amplias áreas de corteza continental que hacen levantar el terreno (Bloom L.A., 2004); Una variante cuando se genera tensión es el caso de las Zonas de rift: en el continente africano, al este, se presentan zonas en donde existen esfuerzos de tensión que resultan cuando existen estas plumas convectivas divergentes. Estos esfuerzos inducen fallamiento, rifting (fracturamiento que crea depresiones limitadas por fracturas) y volcanismo de fisura. Cuando una provincia es fracturada en bloques por fallas normales, generalmente en zonas distensivas que luego se levantan, se denominan montañas en horst-graven o en bloques fallados. Bordes de transformación y sistemas montañosos: en los bordes de placa en donde las placas interactúan desplazándose una al lado de la otra, se denominan zonas de falla de transformación, en estas zonas se presentan sistemas de montañas y fallas de rumbo que presentan una geomorfología asociada. Estas formas constructivas son de gran tamaño; en su etapa inicial de formación carecen de detalles, pero a medida que van siendo expuestas a los agentes geomórficos exógenos, ellas adquieren aquellos elementos o geoformas que le dan la variedad al paisaje de la superficie terrestre.



4.2 Unidades geomorfológicas oceánicas Entre las unidades geomorfológicas en los océanos se tienen: Ridges oceánicas Planicies abisales Trincheras Arcos volcánicos Ver Tectónica de placas.

4.3 Unidades morfogenéticas de origen tectónico Las geoformas tectónicas son el resultado de movimientos de la corteza, epirogénicos u orogénicos y que están lo suficientemente conservadas, es decir, no están disectadas por erosión, de manera que su forma define la superficie fracturada o deformada. Algunos geólogos las llaman geoformas estructurales pero estas corresponden más bien a las que son formadas por erosión diferencial en respuesta a la estructura rocosa. Cuando se clasifique una geoforma como de origen tectónico se debe tener en cuenta que la deformación haya sido reciente o rápida o ambas, comparada con la velocidad de erosión, porque puede haber toda una transición entre geoformas puramente tectónicas o totalmente erosionales. La mayoría de las geoformas tectónicas son el resultado de movimientos tectónicos en el Cuaternario o máximo del Terciario; Hoy en día en la mayoría de regiones con geoformas tectónicas, el movimiento aún continúa Bloom, (2004). Las geoformas tectónicas ocurren en asociaciones bien definidas que corresponden con el estilo tectónico de deformación y las escalas de tamaño van desde continentales (fallas transformantes, valles de rift), hasta escarpes de desplazamiento de terrazas, drenajes o superficies rocosas.

4.4 Escarpes tectónicos Un escarpe es una ladera natural muy inclinada o abrupta, formada como resultado de movimiento diferencial de bloques en la superficie de la tierra. Entre ellos se pueden tener escarpes de falla que pueden ser de rumbo o de buzamiento y todas las geoformas asociadas con ellos. Escarpes de Falla Si a través de una falla la superficie del terreno se desplaza de forma que un lado esté más alto o más bajo que el otro, se produce un escarpe. Las fallas muy recientes de alto ángulo todavía conservan incluso las marcas de slickensides; pero en la mayoría de los casos los escarpes son laderas meteorizadas, erosionadas, cubiertas con sedimento, roca, suelo o están disectadas; incluso pueden haber logrado una estabilidad gravitacional (equilibrio dinámico), de modo que su inclinación no corresponde con la inicial; incluso el plano del escarpe pudo haber retrocedido por erosión y no tener continuidad con el plano real de movimiento. Un escarpe de falla puede desaparecer lateralmente, romperse en una serie de ramas en escalera o en un escarpe monoclinal. Una falla maestra en profundidad puede romper el terreno en una serie de escarpes cercanamente espaciados ninguno de los cuales muestra una continuidad en superficie.



Figura 10. En a: el escarpe de falla desaparece lateralmente; b: el escarpe de falla lateralmente se divide en una serie de ramas en grada; y c: el escarpe de falla pasa lateralmente a ser un monoclinal (modificado de Bloom A. L. 2004). La geometría lateral de un escarpe depende del buzamiento de la superficie de falla, cuando esta es muy inclinada el escarpe será lineal y cruza el paisaje preexistente, mientras que si la superficie es un cabalgamiento o es muy irregular, la geometría lateral puede tener tanta sinuosidad o variación como una curva de nivel. En los sectores donde ha habido actividad tectónica reciente, se puede observar una asociación de geoformas o que van desde escarpes, terreno ondulado y ladeado, geoformas de subsidencia como los sag ponds y elementos desplazados como canales aluviales. Cada asociación de geoformas y elementos

a b

c

Figura 11. La Falla de Bucaramanga – Santa Martha (flechas), en la región de Santander es una falla vertical que en esta imagen se ve como una línea recta (cicatriz!), recta a lo largo del paisaje (Imagen satélite de Google Earth, 2007).



depende del estilo de fallamiento si es de rumbo, normal o inverso, pero también se pueden combinar cuando una falla es oblicua. Los escarpes de falla, lo mismo que cualquier geoforma prominente, está propenso a una erosión y disección rápida. Los ríos que originalmente fluyen a través del paisaje fallado, pueden rejuvenecer si fluyen desde el bloque que sube al que baja, o pueden ser represados contra el escarpe si fluyen en dirección opuesta. Inicialmente una corriente forma cascadas en el escarpe de falla, pero rápidamente corta gorges o gargantas y erosiona desde el escarpe hacia el bloque levantado. Estos valles son angostos en las partes bajas que al salir del escarpe forman depósitos de sedimento y se amplian corriente arriba en el bloque que sube estos valles de escarpe se les ha llamado valles de copa de vino o en cuello de botella. Estas formas no están restringidas solamente a escarpes de falla sino que ocurren también en un escarpe o ladera previamente no disectada. Figura 12. Escarpe de falla y facetas triangulares desarrolladas debido a la erosión del escarpe de falla. La erosión de un escarpe de falla por múltiples corrientes que drenan el bloque levantado lo segmentan en una serie de facetas triangulares; las facetas triangulares son superficies planas inclinadas que han logrando una pendiente en equilibrio con su base alineada o paralela a traza de falla. Figura 13. Se observan varias facetas triangulares alineadas a lo largo del escarpe de la Falla de Bucaramanga, producto de la erosión y disección del escarpe de falla por corrientes que bajan del bloque

Facetas Triangulares, ligeramente degradadas Pequeños abanicos

Glacis de acumulación en el piedemonte



levantado, que es el Macizo de Santander. A la derecha se puede ver una cárcava antigua estabilizada por vegetación disectando parcialmente una de las facetas triangulares. (Sector de Piedecuesta – Los Curos, Santander).

4.5 Geoformas asociadas con fallas de rumbo Valles lineales (linear valleys): son depresiones a lo largo de la traza principal de la falla. Se forman debido a que el movimiento continuo ha triturado la roca y la ha hecho más propensa a la erosión fluvial, por esto se pueden presentar valles aluviales que siguen estas zonas a veces por buenas distancias. Corrientes desplazadas (offset drainage channel): son generalmente corrientes aluviales que llegan de manera oblicua o perpendicular a la zona de falla, recorren un buen tramo paralelos a la falla en valles lineales y luego retoma la dirección original del flujo. El desplazamiento de la corriente puede ser a la izquierda o a la derecha y en ocasiones este desplazamiento marca el sentido de desplazamiento relativo de los bloques. Lomos de obturación (shutter ridges): se forman cuando la falla desplaza la topografía del terreno y mueve crestas o lomas en un lado de la falla contra cárcavas o valles en el otro lado de la falla. Estos lomos de presión están relacionados también a corrientes desplazadas. Escarpes: se pueden producir por el movimiento de rumbo en dos formas, primero como resultado de un pequeño desplazamiento vertical de uno de los bloques o segundo debido al relieve topográfico que se desplaza que puede dejar escarpes paralelos. Lagunas de falla (sag ponds): en la zona de falla se producen depresiones por hundimiento de partes falladas y por presión entre bloques cuando la falla presenta sinuosidades en su traza. Nacimientos de agua (Springs): se forman a lo largo de la zona de falla debido a que la roca triturada se presta para conducir agua o como barrera para el flujo que hace que salga a la superficie; en terrenos áridos están también asociados al agua algunas líneas de árboles. Aterrazamientos (Benches): son de topografia elevada y plana o ligeramente inclinada formados por desplazamiento vertical de algunos segmentos de la zona de falla. Lomos de presión (pressure ridges): son lomos arqueados producidos por compresión a través de la zona de falla. Al fallar esta topografia positiva puede producir lomos de obturación.



Figura 14. Geoformas asociadas con fallamiento de rumbo activo. La falla de Bucaramanga corresponde a una falla de rumbo típica y puede observarse muchas de estas geoformas asociadas, en el piedemonte del Macizo de Santander. (Modificado de Wesson et al., 1975)

5. PROCESOS DENUDACIONALES La denudación es aquel grupo de procesos externos conducidos o generados por la energía solar y el clima, como la meteorización y la erosión, que si actúan continuamente en el tiempo y no son equilibrados por levantamiento, reduce la superficie de la tierra a un nivel base. La meteorización es la degradación o desintegración de minerales y por tanto de las rocas para formar nuevos productos como el suelo; la erosión hídrica y la remoción en masa son los procesos que arrancan y mueven todo este residuo de la meteorización y las corrientes de agua transportan los materiales a sitios donde se pueden depositar. Las corrientes de agua por erosión lateral y vertical talla el paisaje que podemos observar hoy en día; pero no solo el agua en forma de lluvia o de corrientes puede realizar trabajo geomorfológico, el agua en las costas de los océanos, mares, lagos y lagunas también erosiona y deposita formando paisaje; el agua en forma sólida como en los glaciares también contribuye lo mismo que el viento en las zonas desérticas en donde también la poco agua que cae contribuye mucho en la formación de paisaje. De acuerdo a lo anterior tenemos diversidad de paisaje por procesos de meteorización mecánica, química o biótica, por la erosión pluvial, hídrica o hidráulica, por la erosión glacial, erosión eólica y también por la depositación de esos materiales erosionados. Además de lo anterior podríamos decir que también hay formación de paisaje nuevo por la erosión o trabajo realizado por el trabajo del hombre, el desarrollo humano en los últimos siglos ha transformado el paisaje en gran escala como se puede ver en las grandes ciudades del mundo.

Valle lineal Escarpe Valle lineal

Lomo de presión bloqueando drenaje

Corriente desplazada

Berma o terraza tectónica

Lago de falla Faceta triangular

Lomos alineados



5.1 Meteorización La meteorización es el proceso de alteración y rompimiento de materiales de roca y suelo (minerales), sobre o cerca de la superficie de la tierra por procesos físicos químicos o biológicos. Esto ocurre debido a que los minerales que forman las rocas ígneas o metamórficas han sido formadas en condiciones de temperatura y presión diferentes a las existentes en la superficie y al sufrir levantamiento durante la formación de una cordillera quedan expuestas a las condiciones de clima y de la atmósfera, por lo tanto la meteorización convierte las rocas en minerales que están en equilibrio en las condiciones normales de la superficie. La meteorización o intemperismo está determinada por las condiciones de clima predominantes en cada región climática de la tierra; estas condiciones de clima, determinan las condiciones de temperatura y humedad bajo las cuales ocurre. Por ejemplo bajo condiciones de baja precipitación, la meteorización mecánica domina, con incremento de precipitación produce disolución, reacciones químicas de minerales con agua y produce meteorización química.

Meteorización física

Se refiere al rompimiento mecánico de la roca que produce fragmentos de roca o minerales químicamente inalterados, de tamaño que van desde un grano de arena hasta un bloque de varias toneladas. Generalmente este tipo de meteorización, ocurre en regiones climáticas extremas frías, o cálidas (desiertos fríos o cálidos). Los procesos físicos de meteorización incluyen: liberación de esfuerzos internos de la roca, insolación, acción del hielo, crecimiento de cristales salinos y humedecimiento resecamiento. Figura 15. Depósito de gravas angulares formado por procesos de caída de rocas y derrubios torrenciales en la zona de Pescadero (cañón del Chicamocha, Santander).

Liberación de Esfuerzos (unloading)

En rocas formadas en condiciones de alta temperatura y presión como las rocas ígneas (granito) y metamórficas (pizarra), existen esfuerzos internos acumulados o creados durante el enfriamiento de la roca, los cuales, al quedar la roca expuesta en superficie son liberados ocasionando la formación de discontinuidades en el macizo rocoso así por ejemplo el proceso de lajación o formación de lajas ocurre cuando la roca, sometida a esfuerzos por la roca de sobrecarga, se libera de esta carga como por ejemplo al



formarse un cañón o valle aluvial y en sus laderas la roca desarrolla un proceso de descascaramiento de la roca expuesta. También ocurre en rocas ígneas como el granito que al enfriarse se contrae y ocasiona la formación de diaclasas (planos de discontinuidad del macizo), en ocasiones paralelas y en familias o sets a diferentes direcciones. Lo anterior hace que la roca original o el macizo rocoso sometido a este proceso produzcan gran cantidad de bloques sueltos de roca formando al pie de las laderas o escarpes las formas típicas de conos de talud o talus o conos de deyección. Figura 16. Formación de diaclasas paralelas a la ladera (lajación o llberación de esfuerzos), en el cañón del río Manco, vía Los Curos – Pescadero Santander. Lajación: ocurre cuando la roca ha sido sometida a esfuerzos de sobrecarga y posteriormente ésta es eliminada. Estos esfuerzos se manifiestan en desintegración superficial de las rocas y desarrollo de diaclasas fisuras y planos que fragmentan las rocas y producen sedimento. Figura 17. Esquema de perfil de un domo de exfoliación y la formación de conos de deyección.

Insolación y Expansión Térmica

Ocurre principalmente en regiones cálidas con gran exposición de las rocas al sol ; estas rocas, especialmente las de color oscuro, se calientan hasta temperaturas de 79 °C pero normalmente entre 50 y 60°C hasta la profundidad de un metro con gradientes de 1°C/cm ; bajo estas condiciones al calentarse la



roca ocurre expansión lineal y al enfriarse contracción ; al pasar por grandes periodos de tiempo bajo estos efectos la fatiga puede finalmente desagregar la roca.

Crecimiento de Cristales

La cristalización de sales en los poros de las rocas ejerce altas presiones de la roca confinante y causa exfoliación y fracturamiento para producir sedimento. Las sales pueden derivar del océano, de lluvia que disuelve sales en la superficie y llevarla en solución a fisuras y poros por percolación, sales derivadas por meteorización química de minerales, etc. Además del crecimiento de cristales, puede ocurrir expansión térmica o hidratación de cristales y expansión. Na2SO4 (thenardita) se hidrata a mirabilita (Na2SO4-10H2O) puede ejercer una presión de 50 mpa. La hidratación de bassanita (CaSO4-1/2H2O) a yeso (CaSO4-2H2O) puede ejercer una presión de 200mpa en regiones áridas. En los desiertos fríos son comunes otras mineralizaciones como caco3, caso4. Y NaCl.

Humedecimiento Resecamiento

Este proceso ataca especialmente a las rocas de grano fino; el humedecimiento y resecamiento alternado noche/día crea efectos de fatiga que bajan la resistencia de la roca que finalmente se desintegra. La contracción y expansión de las arcillas en rocas lodolíticas, especialmente la motmorillonita que puede aumentar hasta quince veces su volumen. En regiones donde afloran rocas de composición lodolítica y donde alternan lluvias con insolación, la roca se satura y se vuelve a secar. La contracción y expansión de arcillas produce la desintegración de la roca. Figura 18. Desintegración de lodolitas por humedecimiento desecamiento en clima húmedo tropical (Fm. Paja, cerca de Los Santos – Santander y Fm. Simití, en Simití - Sur de Bolívar).

Meteorización biológica

La meteorización biológica se refiere a la acción que los organismos vivos, como las plantas, ejercen sobre la roca, tales como el rompimiento de partículas por acción de las raíces o animales perforadores, transferencia de material por animales, incremento de CO2 en el suelo durante respiración, quelatación o formación de compuestos organominerales. E081806664462



Meteorización química.

Existen varios factores externos que favorecen la meteorización como son el Clima con sus condiciones de temperatura y humedad, la precipitación y la cobertura vegetal; y otros factores internos como las características físicas, composición química y estructura de la roca. Dependiendo de la roca que esté siendo meteorizada, del clima y de los agentes biológicos, los procesos de meteorización química puede generar diferentes tipos de nuevos minerales, generalmente arcillas; elementos y componentes solubles tales como ácido silícico, cationes y aniones como K+, Na+ Mg2+, Ca2+, SO4

2- , H4SiO4,, 2HCO3

--bicarbonatos y otros; y residuos de partículas que dependiendo del grado de meteorización pueden contener feldespatos, cuarzo, fragmentos de roca y minerales, (Selby, 1993; Boggs, 1987). Las reacciones químicas se llevan a cabo entre los minerales primarios formadores de las rocas y los fluídos intersticiales del material o roca que se encuentra bajo meteorización, las cuales generan como productos, minerales secundarios, residuos de la roca (fragmentos de roca y minerales originales) que son los que conforman el perfil de meteorización y material disuelto que es removido del perfil por agua subterránea, en ocasiones se vuelve a depositar en horizontes más bajos. Dentro de los procesos químicos de la meteorización se destacan las reacciones químicas de disolución, oxidación, hidrólisis, alcalinólisis, acidólisis, hidratación y deshidratación

Disolución

La disolución es el proceso más simple de la meteorización, en donde ciertos minerales solubles como los carbonatos (calcita y dolomita), sulfatos (yeso) y sales (halita), se disuelven en presencia de agua y dióxido de carbono para producir cationes y aniones en solución. Figura 19. Surcos y pasajes de disolución puestos al descubierto en una cantera de explotación de caliza. Estos surcos y pasajes así como los de la derecha se forman por procesos de disolución. (Cantera en Curití, Santander). Para la calcita, que tiene una baja solubilidad en agua pura, el principal agente de disolución es el CO2 dentro del suelo, el cual se produce como resultado de la descomposición de materia orgánica y respiración de las raíces e incrementa su presión parcial entre 10 y 100 veces, cuando el dióxido de carbono se disuelve en agua produce H2CO3 el cual actúa como un ácido disolviendo el mineral. CaCO3 + H2O + CO2 ⇒ Ca2+ + 2HCO3

--



Calcita iones en solución

Aún el cuarzo puede ser disuelto en las condiciones de acidez anteriormente descritas así: SiO2 + 2 H2O ⇒ H4SiO4 Cuarzo Acido silícico

La solubilidad de la molécula de ácido silícico es aproximadamente veinte veces la del cuarzo a 25 grados centígrados y pH<9. Para el yeso ocurre. CaSO4.2H2O ⇒ Ca2+ + SO4 -2 + 2H2O Yeso

Oxidación

Es la reacción con el oxígeno de algunos elementos que conforman los minerales ; estos pueden estar en varios estados de oxidación como el hierro Fe2+ y Fe3+, el manganeso Mn+2, Mn+3, Mn+4 y el azufre S-2 y SO4

-2, en el ambiente primario, la fugacidad del oxígeno es generalmente muy bajo así que estos elementos estan presentes generalmente en el estado de oxidación más bajo, Ej. Fe2+, Mn+2, S-2. En la zona de meteorización el oxígeno atmosférico es introducido por soluciones que percolan el suelo y puede ocurrir la oxidación. Fe2+ + 3H2O ⇒ Fe (OH)3 + 3H+ + 3e - Hidróxido de hierro amorfo La liberación de electrones en esta reacción intermedia, es compensada por el consumo de electrones por el oxígeno. La disociación de la molécula de agua y la producción de H+, es conocida como ferrólisis. 4FeS2 + 8H2O ⇒ 2Fe2O3 + 16H+ + 8SO4

2- Pirita Hematita

Esta reacción que corresponde a la oxidación simultánea de S2+ y Fe2+ , contribuye a una fuerte acidificación del ambiente que rodea los granos de pirita ; los iones sulfato se van en solución. Otras reacciones de oxidación que ocurren en el ambiente de meteorización son las siguientes : 4FeSiO3 + O2 ⇒ 2Fe2O3 + 4SiO2 Piroxeno Hematita Cuarzo

MnSiO3 + 1/2O2 + 2H2O ⇒ MnO2 + H4SiO4 Rodonita Pirolusita

Figura 20. Muestra agua ácida teñida de rojo por la presencia de óxido de hierro productos de la oxidación de rocas sedimentarias lodolíticas ricas en sulfuros pirita y calcopirita. (Quebrada de Lizgaura, San Andrés Sder.).



Hidrólisis

La hidrólisis es la reacción del hidrógeno del agua con un mineral, se produce en ambientes de meteorización con pH entre 5 y 9 y es la reacción más usual para la meteorización de silicatos. Mg2SiO4 + 4H2O ⇒ 2Mg+2 +4OH + H4SiO4 Forsterita (acu.)

La hidrólisis causa que el pH se incremente y el ambiente se vuelva alcalino; para el olivino (Mg,Fe)2SiO4, la reacción de hidrólisis es exactamente la misma pero adicionalmente se presenta la oxidación del Fe2+ liberado para formar hidróxido férrico ya sea amorfo o como goetita, como se describió anteriormente ; a veces el cuarzo precipita como cuarzo microcristalino u como ópalo. Otras reacciones de hidrólisis son las siguientes:

Figura 21. Hidrólisis y oxidación forman perfiles de suelo laterítico, como este formado en la zona de Barichara y Villanueva, Sder.

2KAlSi3O8 + 2H+ac. + 9H2O ⇒ Al2Si2O5(OH)4 + H4SiO4 acu. + 2K+

Ortoclasa Caolinita 2NaAlSi3O8 + 2H+

ac. + 9H2O ⇒ Al2Si2O5(OH)4 + H4SiO4 acu. + 2Na+ Albita Caolinita CaAl2Si2O8 + 8H2O ⇒ Ca2+ +2OH-1 + 2Al(OH)3 + 2H4SiO4 acu.

Anortita Gibsita CaAl2Si2O8 + 3H2O ⇒ Ca2+ +2OH-1 + Al2Si2O5(OH)4 Anortita Caolinita

Alcalinólisis (meteorización en ambientes muy alcalinos)

En regiones áridas, la fuerte evaporación puede resultar en alcalinidad alta (pH>9.6), en la zona de meteorización y la sílice y aluminio se vuelven bastante solubles: Sílice como H3SiO4

-1 + H+1 Aluminio como anión Al(OH)4-1 Y la meteorización de anortita bajo estas condiciones es : CaAl2Si2O8 + 5H2O + 4OH-1 + CO2 ⇒ 2(Al(OH)4) -1 + 2(H3SiO4 )-1 + CaCO3

Anortita Calcita



Esta reacción es distinta de la hidrólisis debido a que consume aniones hidroxilo OH-1 y puede ser nombrada como alcalinólisis. El calcio no es soluble bajo tales condiciones alcalinas y precipita como calcita en concreciones o como calcreta. En ambientes hiperconcentrados, los carbonatos alcalinos y silicatos (zeolitas), pueden precipitar en la zona de meteorización, como ej. en las depresiones entre las dunas de arena desérticas.

Acidólisis (meteorización en ambientes muy ácidos)

En ambientes muy ácidos (pH<5), que pueden resultar de la presencia de abundantes ácidos orgánicos en la parte superior del perfil de meteorización, el aluminio y hierro son más solubles que la sílice y su lixiviación es favorecida además por la formación de complejos organo-metálicos. La reacción para anortita consume iones hidrógeno y forma un residuo insoluble de cuarzo. CaAl2Si2O8 + 8H-1 + (anión orgánico) ⇒ Ca2+ + 2((Al3+ + anión org.) + 4H2O + 2SiO2 Complejo soluble Cuarzo

Este mecanismo es importante en el proceso de podsolización y es común en regiones frías, sinembargo se ha reconocido recientemente que ocurre en los horizontes más superiores del perfil de meteorización en regiones ecuatoriales.

Perfil de meteorización

En el medio tropical donde las condiciones de clima son cálidas y húmedas, los procesos de meteorización química actúan hasta gran profundidad y son dominantes sobre los procesos de meteorización física. El perfil de meteorización en el trópico en general es muy bien desarrollado como consecuencia la alta pluviosidad e insolación, que promueve la vegetación, pero también depende de la litología presente, especialmente el contenido mineralógico de las rocas expuestas en donde los minerales de alta temperatura son los primeros en descomponerse y solo sobreviven los de baja temperatura como el cuarzo. Tradicionalmente un perfil de meteorización se ha dividido en zonas que reflejan el grado de desarrollo de los procesos de meteorización: a. Una zona superficial correspondiente a los horizontes superiores del suelo agrícola, en donde ocurren los

procesos pedogenéticos y existe descomposición de los minerales y de la materia orgánica para producir suelo productivo denominada el Solum.

b. Una segunda zona correspondiente al saprolito o manto de meteorización química en donde los minerales son descompuestos y existen cambios o transformaciones químicas en ellos, situada por debajo del Solum y que dependiendo del grado de meteorización puede existir oxidación, hidratación, hidrólisis etc. hasta profundidades de decenas a cientos de metros dependiendo de la presencia de agua subterránea.

c. Una tercera zona que corresponde a la roca fresca, es decir la roca que no ha sufrido descomposición y presenta características originales.



Figura 22. Distribución de los procesos de meteorización sobre la superficie actual de la tierra. Tomado de Thomas, 1994.

6. HIDROGRAFÍA Y FOTOGRAFÍAS AÉREAS La hidrología es la base del estudio fluvial ya que estudia el movimiento y distribución del agua en las diversas fases del ciclo hidrológico, las que nos interesan en esta parte es el agua lluvia y los recorridos que esta toma, especialmente la escorrentía e infiltración que definen dos rutas, la escorrentía superficial y el flujo subterráneo, aunque este último finalmente llega y nutre el flujo superficial a nivel de ríos o quebradas. Las características de la red de drenaje y las corrientes de agua superficiales que se pueden analizar por medio de fotografías aéreas son la existencia o no de agua en corrientes permanentes o intermitentes, el ordenamiento de la red de drenaje, el patrón de drenaje y la densidad de drenaje. En fotografías aéreas se puede interpretar estas variables como vegetación, pendiente, tipo de materiales geológicos y podría inferirse el grado de escorrentía superficial o al contrario, podríamos determinar la densidad de drenaje para inferir el tipo de materiales y demás variables. Igualmente las fotografías aéreas se pueden utilizar para determinar el recorrido del agua en el subsuelo sobre todo en terrenos áridos o semiáridos, se puede determinar en donde existen manantiales o nacimientos de agua utilizando diferencias en tono, textura, moteado o patrón; así por ejemplo, cuando hay niveles freáticos altos o nacimientos de agua o manantiales, en fotografías se nota por un tono más oscuro; si existe salida de agua entonces la vegetación será frondosa y entonces existe un contraste entre esta y la de los alrededores que podrá determinarse por ejemplo por la textura o por el patrón que se configura en la imagen. Otro caso en donde se puede interpretar es cuando ocurren fallas geológicas que interrumpen el flujo subterráneo y generan nacimientos; estas se pueden distinguir en fotografías aéreas por el patrón geométrico lineal de áreas más oscuras a lo largo del cual crecerá mejor la vegetación. Identificación de la erosión hídrica en fotografías aéreas



La erosión laminar en fotografías aéreas se puede identificar por la diferencia en tono de gris y por el moteado en las fotografías. Las áreas erosionadas del terreno se muestran en colores grises claros siendo más oscuros a medida que se presenta más espesor de suelo y por tanto menor erosión; de esta manera las zonas de acumulación se presentan más oscuros debido a que contienen el suelo orgánico, rico en humus, erosionado más arriba, además contiene más materiales finos y pueden acumular más humedad en el suelo, ya que son profundos.

Figura 23. Fotografía aérea del sector de Bajos de Ruitoque en Floridablanca, donde se presenta erosión laminar en las cimas de colinas bajas, erosión en surcos a media ladera y finalmente cárcavas antiguas de erosión hoy en proceso de estabilización por la vegetación en clima actual, al parecer más húmedo.

7. EL SISTEMA GEOMORFOLOGICO FLUVIAL El agua que fluye después de una lluvia sobre y un poco debajo de la superficie de la tierra junto con la meteorización y remoción en masa, son los procesos más importantes de alteración y cambio del paisaje, el agua que escurre y se infiltra junto a la meteorización proveen la mayor parte de la carga de sedimento a las corrientes y finalmente al mar, aunque alguna parte puede quedar depositada en las planicies aluviales. Los ríos son los agentes más importantes de transporte de sedimento al mar con un 85 a 90% del total, los glaciares con un 7%, el agua subterránea con 1 a 2% y el viento y los volcanes con menos del 1%, Bloom (2004). La energía necesaria para hacer el trabajo fluvial proviene de la energía potencial que el sol le da al agua al evaporarla y llevarla a lo alto de la montaña en forma de lluvia, posteriormente esta energía se convertirá en energía cinética y calor. La mayor parte de la energía se convierte en fricción y turbulencia del agua corriente y solo entre un 2 a 4% de la energía potencial se gasta en erosión y transporte de sedimento.



La erosión por agua corriente es el proceso más importante en la configuración del paisaje de la superficie de la tierra; existen otros procesos de erosión conducidos por otros medios, pero la erosión aluvial es la más importante en la modificación y formación del paisaje. El flujo de agua a través de un canal y la erosión que ocasiona, “talla” el paisaje (disección) en valles que son proporcionales a su tamaño.

7.1 Escorrentía El agua de una corriente aluvial proviene de la lluvia en forma de escorrentía y de flujos subterráneos de agua infiltrada en el subsuelo y que finalmente va a las corrientes, el agua de las corrientes finalmente llega a los depósitos, siendo el mar el más grande, y allí por evaporación se convierte en nubes que se mueven y al ascender en la atmósfera o chocar contra una montaña se descarga como precipitación o como nieve en zonas glaciales; las plantas también hacen parte de este ciclo hidrológico al absorver, retener y transpirar agua; el ciclo hidrológico es conducido por el clima y consume energía solar. La escorrentía está controlada por variables como la capacidad de infiltración de las rocas, sedimentos o el suelo, la cobertura vegetal y variables geomorfológicas como la forma, tamaño, microrrelieve y pendiente del terreno. Las áreas de alta pendiente que presentan roca o suelo impermeable tendrán el mayor potencial de escorrentía superficial, mientras que áreas de baja pendiente con suelo o roca impermeable y buena cobertura vegetal, tendrán el menor potencial de escorrentía La relación entre la precipitación P, la escorrentía E, la Intercepción y el almacenamiento A es: P=E+I+A La intercepción es la suma de evapotranspiración por vegetación, evaporación e infiltración en el suelo; el almacenamiento es el agua temporalmente retenida en glaciales o como agua subterránea. La Precipitación es la cantidad de agua en mm (lámina de agua sobre un área), que cae diaria, mensual o anualmente en una región, es altamente variable tanto diaria, mensual, anual como a largo plazo; aún en una única lluvia la cantidad que cae en cada sitio es variable. La magnitud de un aguacero en una estación se puede determinar calculando el intervalo de recurrencia (IR), de ese aguacero. Este intervalo se calcula contando el número de veces que un aguacero de una magnitud definida, ha sido igualado o excedido y dividido entre el periodo de registro. IR = No Años de registro/No Aguaceros mayores a una magnitud dada Por ejemplo, si se presentaron aguaceros mayores o iguales a 10mm de precipitación diaria (24 horas), cinco veces en un intervalo de registro de 100 años, un aguacero de esta magnitud ocurriría en promedio de una vez cada 10 años, RI=10 años. Se puede graficar la precipitación de aguaceros de variada magnitud versus sus intervalos de recurrencia en papel semilog y de esto surge una carta de probabilidad uniendo mediante una línea recta todos los puntos. Aún si una estación pluviométrica tiene solo 30 o 40 años de registro, la magnitud de las tormenta de los 50 o 100 años se puede extrapolar de esta gráfica. La cantidad de agua lluvia por unidad de tiempo que cae en un área es la intensidad de la lluvia. Se mide registrando la precipitación horaria. La intensidad de la precipitación durante un aguacero, juega un papel importante para calcular la escorrentía. Así por ejemplo, cuando cae una cantidad de lluvia distribuida equitativamente en un periodo de 24 horas, la mayor parte de la lluvia será interceptada, pero si cae esta



cantidad de agua en un corto periodo de tiempo, seguramente sobrepasará la capacidad de intercepción de la superficie del terreno y entonces la mayoría escurrirá por el suelo como escorrentía. El lapso de tiempo que dura una precipitación de una determinada intensidad se denomina duración de la lluvia. En general las lluvias de gran intensidad tienen corta duración y tienen intervalos de recurrencia mayores, es decir, que no ocurren tan a menudo como los aguaceros de baja intensidad. Por tanto la intensidad de la lluvia es inversamente proporcional a la duración y al intervalo de recurrencia. Se pueden derivar curvas de Intensidad-frecuencia-duración de los datos de precipitación de varios intervalos de recurrencia. Para el área metropolitana de Bucaramanga, se han generado y se pueden usar para evaluar tormentas de diferentes intensidades y duración. Entre más larga la duración de un intenso aguacero, mayor será la cantidad de agua que cae en cortos periodos de tiempo y mayor la probabilidad de que ocurran eventos geomorfológicos como erosión o remoción en masa. Los aguaceros cortos que ocurren en áreas montañosas son ejemplos de eventos de corta duración y alta intensidad, mientras que los tifones y huracanes son eventos de larga duración y alta intensidad, pero ambos pueden producir resultados catastróficos. Entre el 08 y 12 de febrero de 2005, cayeron ….mm de lluvia durante la noche en el área metropolitana de Bucaramanga y Girón, Santander, generando una inundación repentina y severa del poblado de Girón, y el área industrial de Bucaramanga, generando daños y la muerte de 15 personas. Figura 24. Inundación del poblado de Girón durante las lluvias de Febrero de 2005 en el AMB. La precipitación antecedente a dicho evento fue el 08 de febrero con ….mm de precipitación esta cantidad de precipitación precedió el evento de la noche del 11 de febrero. La importancia de la precipitación antecedente es que como el suelo y la vegetación que actúan como interceptores de precipitación ya han sido saturados por una lluvia antecedente, si sigue lloviendo con intensidad, como fue el caso de 11 de febrero, la escorrentía que se produce entonces será mayor porque existe menos espacio para interceptar parte de la lluvia; la vegetación y el suelo ya está saturados con la lluvia antecedente. La cantidad infiltración del agua en el suelo está determinada por las características del suelo como la permeabilidad, la velocidad de suministro de agua por la lluvia, el tipo de vegetación, la pendiente y el grado de saturación del suelo; en la medida que el suelo permita infiltrar agua, no habrá escorrentía; si la lluvia supera la capacidad de infiltración del suelo entonces el exceso de agua escurre sobre el terreno; el agua infiltrada viaja a través del suelo, tomando más tiempo en lograrlo dependiendo de la profundidad y



propiedades del suelo y finalmente es descargada en las corrientes o en depósitos permanentes; el agua en el suelo es absorbido por las plantas que la evaporan a la atmósfera, disminuyendo así la escorrentía.

7.2 Escorrentía y flujo no canalizado La erosión hídrica es el grupo de procesos superficiales por medio de los cuales el material suelto producto de la meteorización sobre la superficie de la tierra, es removido como sólido o en disolución y transportado a otro sitio por el agua que escurre por la superficie o subsuperficial o de forma subterránea. La erosión hídrica incluye desde el arranque de partículas por la caída de gotas de lluvia, el transporte de estas partículas por el agua que escurre de manera no concentrada por las laderas como erosión laminar (sheet wash, surface wash, sheet erosión), posteriomente cuando el agua ya se concentra se comienza la llamada erosión en surcos en donde la erosión se concentra mucho más hasta producir surcos más profundos denominados cárcavas de erosión. La erosión pluvial, erosión laminar, en surcos, en cárcavas tiene una gran influencia en la formación del paisaje como lo pudo avisorar Hutton en ( ), ó como se puede inferir del Ciclo de Erosión Normal de Davis; la erosión presenta dos aspectos importantes: el proceso de erosión por el agua de lluvia y de escorrentía y el proceso de depositación, cuando la corriente pierde energía por disminución de la pendiente y acumula sedimento. Estos dos aspectos son procesos que generan geoformas. Hoy en día se considera que existen dos tipos de erosión, la erosión natural o geológica y la erosión acelerada: La erosión geológica o natural, que se produce por la dinámica del medio ambiente, como el agua de las lluvias, la escorrentía, las corrientes de los ríos y quebradas, el viento, la erosión glaciar. Esta erosión geológica es imperceptible y tiende a buscar la estabilidad en la superficie del suelo y equilibrio entre el proceso de desgaste de la superficie terrestre y la formación nueva del suelo. La erosión acelerada, es propiciada por el hombre al romper el equilibrio entre los suelos, la vegetación, el agua y los animales. Esta erosión se da cuando el ecosistema natural es transformado por la práctica productiva del hombre en un agroecosistema, en este proceso se altera el ciclo básico del ecosistema natural, se elimina la vegetación quedando el suelo expuesto a la lluvia, en consecuencia se produce un empobrecimiento químico del suelo y erosión que finalmente produce la pérdida del suelo.

Erosión pluvial

La erosión pluvial es el arranque de suelo en una superficie de terreno desnudo, por la fuerza de impacto de caída de las gotas de lluvia en un aguacero. La velocidad de una gota de lluvia de 1 a 5 mm de diámetro, puede estar entre 3 a 10 m/s; al caer una gota a esta velocidad puede arrancar partículas de suelo y esparcirlas alrededor. Se puede dimensionar la erosión pluvial utilizando la imaginación de la siguiente manera: Una pared recién pintada de blanco en medio de una parcela que no presenta vegetación, en seguida cae un aguacero que dura unos quince minutos sobre el suelo desnudo, ¿como queda la pared después del aguacero?, seguramente ya todos tenemos esa imagen de la pared salpicada de suelo y oscurecida por el material de suelo. Como es lógico también, este tipo de erosión no se presentaría si el suelo estuviera cubierto de vegetación, por ejemplo de pasto.



Figura 25. Erosión pluvial: la caida de una gota de lluvia sobre suelo desnudo produce desprendimiento de partículas de suelo que se esparcen y caen al suelo nuevamente alrededor del sitio de impacto.

Erosión Laminar

La erosión laminar por escurrimiento superficial (algunos lo llaman escurrimiento difuso), es posible solo en superficies relativamente uniformes y homogéneas, es decir, principalmente ocurre en las cimas de colinas de baja pendiente o laderas de baja pendiente que tienen muy poca cobertura vegetal y o están desnudos; la profundidad de la lamina de agua que se mueve es mínima y por tanto solo el material más fino es arrancado y transportado junto con el material suelto del proceso anterior. La erosión laminar produce calvas de erosión visibles en el paisaje en las lomas y colinas como zonas de colores amarillos o claros sin vegetación. Figura 26. Muestran laderas suaves con erosión laminar, izquierda Mesa de Villanueva en donde el cultivo intensivo, ausencia de vegetación, suelo erosionable y clima semiárido produce calvas de erosión como la del primer plano. A la derecha, laderas con erosión laminar en la Mesa de Zapatota.

Erosión en Surcos

La mayoría de las laderas naturales son irregulares o no uniformes para producir solo escorrentía laminar; al contrario la mayoría de las veces el agua de escorrentía se concentra formando una infinidad de pequeños hilos de agua y posteriormente llega a ciertas depresiones y empieza a fluir por estas hasta llegar a otra más grande y así sucesivamente (algunos autores hablan de avenamiento). De acuerdo con Van Zuidam, 1986, los surcos tiene apenas unos centímetros de ancho y hasta 50 cm de profundidad y sus dimensiones son controladas por la erodabilidad del suelo (generalmente suelo de grano fino); generalmente estos surcos son controlados naturalmente a medida que se hacen profundos porque el suelo es más compacto, o pueden ser estabilizados por vegetación o mediante arado, pero algunas veces, los que captan otros surcos se convierten en surcos principales (master rills) y la vegetación no puede estabilizarlos. Estos surcos se convertirán en cárcavas de erosión.

Erosión en Cárcavas

Si se forman surcos maestros o master rills y prosperan o son alimentados por los más pequeños durante los aguaceros, la superficie de la ladera se transformará y se formarán muchos vallecitos o cárcavas de erosión por donde fluirá agua solo durante aguaceros. Las cárcavas son canales de más de 50 cm de profundidad



que no pueden controlarse con arado y la vegetación no tiene suficiente tiempo entre temporadas de aguaceros para estabilizarlas. Las cárcavas son clasificadas de acuerdo a su profundidad en: Cárcavas superficiales 0.5 – 1.5 m Cárcavas profundas 1.5 – 5 m Cárcavas muy profundas Barrancos > 5 m. Figura 27. Erosión en surcos que finalmente conduce a la erosión en cárcavas y finalmente tierras malas, en este punto de la erosión se está cambiando el paisaje creando nuevas formas de origen denudacional. A la izquierda surcos que terminan en cárcavas en la Mesa de Zapatota. A la derecha erosión en surcos y cárcavas que configuran el paisaje de las laderas del cañón del Chicamocha. La erosión en cárcavas se puede clasificar en sistemas de cárcavas axiales, digitadas o ramificadas y frontales. Estos tipos ocurren y son controladas por las características del suelo y por las actividades humanas.

Figura 28. Cárcavas de erosión axiales, las de la izquierda en la escarpa occidental de la Meseta de Bucaramanga, sobre gravas arenolodosas del Miembro Órganos de la Fm Bucaramanga y las de la derecha en

las laderas del Macizo Igneometamórfico de Santander, Rio Umpalá a la altura de La Ceba, vía a Málaga.



Cárcavas Axiales: consisten en cárcavas individuales regresivas con una única cabeza (no son ramificadas) que avanza ladera arriba. Estas cárcavas se presentan en suelos gravosos o de textura muy gruesa. Cárcavas Digitadas: son cárcavas ramificadas que tienen varios frentes de avance retrogresivo y se presentan principalmente en suelos arcillosos o francoarcillosos. Figura 29. Cárcavas digitadas desarrolladas sobre shales de la formación Paja en el sector al sur de Los Santos, Mesa de Los Santos, Santander. Cárcavas frontales: este tipo de carcavamiento está asociado con sofusión o tubificación sobre suelos arenosos o francoarenosos o con estructura columnar. Esta erosión se da en el talud o escarpe de una corriente principal o en taludes de cortes de proyectos de ingeniería. Figura 30. Cárcavas Frontales desarrollados sobre un talud en la terraza de Bucaramanga en la imagen de la izquierda y sobre un talud o escarpe del cañón del Chicamocha.

7.3 Erosión del suelo agrícola La erosión de suelo agrícola es un problema grave hoy en día en la agricultura debido a la gran pérdida de suelo orgánico que ocurre en las áreas en donde existe esta actividad. Santander especialmente es asediada por estos procesos debidos principalmente a la pendiente del terreno tan alta y a la tendencia de utilizar cada vez más las laderas de alta pendiente para cultivar. Los factores que controlan la erosión del suelo agrícola están relacionados con el clima (precipitación), la topografía (especialmente la pendiente del terreno), las características del suelo, la vegetación y las prácticas de cultivar.



Ecuación universal de perdida de suelos

Existe un modelo matemático o ecuación para calcular la pérdida de suelo, es una ecuación utilizada para predecir la pérdida total de suelo por erosión pluvial o de escorrentia; como fue descrito por Mannaerts (1999), la RUSLE (Revised Universal Soil Loss Equation), la ecuación universal de pérdida de suelo se puede utilizar para: Predecir pérdida de suelo promedio a largo plazo de condiciones de campo específicas, usando un sistema específico de manejo. Para predecir erosión entre surcos y en surcos, en pasturas, cultivos y sitios en construcción. La pérdida de suelo calculado por el modelo, es la cantidad de sedimento perdido por el perfil, no la cantidad de sedimento que deja la cuenca o el terreno. El perfil del paisaje es definido por una longitud de la pendiente, la cual es la longitud del origen del flujo superficial hasta el punto donde el flujo alcanza una mayor concentración o una mayor área de deposición como en las pendientes cóncavas y cerca de los límites del terreno. Para estimar las tasas de erosión que son removidas del suelo, de partes críticas del paisaje y que guían a la elección de las prácticas de control de la erosión hasta un nivel de pérdida de suelo tolerable. El RUSLE tiene la siguiente expresión matemática: (Mannaerts, 1999) A = R*K*LS*C*P Donde: A = Pérdida de suelo promedio anual en [T/Ha] R = Factor erosividad de las lluvias en [MJ*mm/Ha.h] K = Factor erodabilidad del suelo en [T*h/MJ*mm] LS = Factor topográfico, función de longitud – inclinación - forma de la pendiente (adimensional). C = Factor ordenación de los cultivos, cubierta vegetal, (adimensional). P = Factor de practicas de conservación, conservación de la estructura del suelo, (adimensional)

Factor de la Erosividad de la lluvia R

Figura 31. Erosión laminar, en surcos y cárcavas en la mesa de Villanueva – Barichara. La utilización de estos suelos desde la época colonial ha acelerado procesos de erosión. Este factor cuantifica la capacidad que tiene la lluvia de erosionar un campo desprotegido y se define como una propiedad específica de las lluvias, que puede ser evaluada cuantitativamente como la capacidad potencial de las lluvias para producir erosión en circunstancias dadas. Perez, 2001 propone la siguiente relación para estimar el valor de R: R = 1.19254*10-5 PMA1.70148



Esta ecuación fue obtenida mediante regresiones de tipo exponencial entre el valor de precipitación media anual y la erosividad en 139 estaciones distribuidas en todo Colombia. Donde, R es el factor de erosividad de la lluvia promedio anual en [MJ/ha*mm/hr] PMA es la precipitación promedio anual (mm).

Factor de erodabilidad del suelo (Factor K)

Figura 32. Cárcavas de erosión en laderas denudacionales de la mesa de Barichara. En la foto izquierda una cárcava que ha venido aumentando de tamaño año tras año. Es una compleja propiedad que se la entiende como la facilidad con la cual el suelo es desprendido por el salpicamiento, durante una lluvia o por flujo superficial. Esta propiedad del suelo está relacionada al efecto integrado de la lluvia, escurrimiento e infiltración. Los suelos generalmente llegan a ser menos erosivos con una reducción en la fracción de limo a pesar del correspondiente incremento de la fracción de arcilla o arena. El factor K representa el efecto de las propiedades del suelo y de las características del perfil del suelo en la pérdida de suelo. Los valores de K son asignados usando el Nomograma de erodabilidad del suelo, que combina el efecto del tamaño de las partículas, porcentaje de materia orgánica (%MO), código de la estructura del suelo y la clase de permeabilidad del perfil. La textura del suelo es muy importante en la determinación de la erodabilidad. Los suelos arenosos tienen tasa baja de escorrentia y son arrancados más fácilmente, pero son más difíciles de transportar que los limosos. Los suelos arcillosos no son fácilmente arrancados, pero las tasas mas bajas de infiltración, pueden conducir a escorrentia mayor e incremento de la erosión. El factor de erodabilidad del suelo puede calcularse también mediante un nomograma que fue elaborado para ello. Ver Figura 33 K=7.594{0.0034+0.0405exp[-(1/2)(log10 Dg+1.659/0.7101)2]} Donde: K = Factor de erodabilidad del suelo(T.h/MJ*mm] Dg = diámetro medio de la partícula de suelo en mm Dg= exp{Σfi.ln(mi)} i = es el componente de la textura del suelo, arena o arcilla fi = es la fracción de arena o arcilla. m = es la media aritmética de cada tipo de suelo.

Cárcava



Arena:1.025 Arcilla: 0.026 Limo: 0.001

Figura 33. Nomograma para determinar el factor K de erodabilidad del suelo. Tomado de Wischmeier and Smith, 1978

Factor de longitud y pendiente del terreno (LS)

Es el efecto de la topografía en la erosión y tiene en cuenta la longitud de la ladera y el grado de inclinación o pendiente del terreno. Entre más larga la ladera el proceso de erosión es más intenso y lo mismo sucede con la pendiente. Factor de Longitud (L): La longitud de pendiente es definida como la distancia horizontal desde el origen de un flujo hasta el punto, donde: Figura 34. Laderas largas de alta pendiente con cultivos cada vez más comunes en nuestro departamento. Vereda la Vega vía Curos La Ceba. Piedecuesta. La erosión y pérdida de suelo en este tipo de terreno es bastante alta debido principalmente a la pendiente de las laderas. El gradiente de la pendiente reduce lo suficiente que la deposición comienza



El escurrimiento llega a ser concentrado en un canal definido. Para su cálculo se utiliza la fórmula: L = (x/22.13)m Donde: L = Factor de longitud de pendiente (adimensional). x = Longitud de la pendiente [m] y de acuerdo con estimaciones empíricas varía con el grado de la pendiente (∅) para ∅ entre 0 y 3%, x=200 para ∅ entre 3 y 7%, x= 160 para ∅ > 7%, x=60 m es un exponente que toma diferentes valores en función de ∅ así: para ∅ menor a 3% m=0.2 para ∅ entre 3 y 7%, m=0.3 para ∅ > 7%, m=0.4 Factor de la pendiente (S) El factor de inclinación de la pendiente refleja la influencia de la gradiente de la pendiente en la erosión. El potencial de erosión se incrementa con la inclinación de la pendiente. S = 65.41sen2∅+4.56sen∅+0.0665 Donde: S = Factor de pendiente ∅ = grado de pendiente [%] La pendiente y la longitud de la pendiente son medidos perpendicular a las curvas de nivel. El factor LS combinado en RUSLE representa la proporción de pérdida de suelo de una longitud e inclinación dada. Valores más que 1 representan condiciones más erosivas que la condición de referencia. El siguiente Nomograma es utilizado para determinar manualmente estos valores. Ver Figura siguiente.

Figura 35. Nomograma para hallar la longitud de pendiente y el factor gradiente LS. (Wischmeier and Smith, 1978, en R.U. Cook and J.C. Doornkamp).

Factor de cobertura vegetal (C)



El factor de manejo de los cultivos representa la relación entre la pérdida de suelo a partir de una condición específica de cultivo o cobertura y la pérdida de suelo a partir de un estado de labranza para el mismo suelo, pendiente y condiciones de precipitación. Este factor incluye los efectos interrelacionados de la cubierta, la secuencia de cultivos, el nivel de productividad, prácticas de cultivo, la duración de la estación de crecimiento, el manejo de residuos y la distribución de la precipitación (Kirkby y Morgan, 1984). El valor C es difícil de evaluar debido a los múltiples sistemas de cultivo y manejo. Los cultivos pueden ser permanentes o rotarse con otros cultivos, rotaciones de diferentes duraciones y secuencias. Los residuos se pueden eliminar, dejar en el campo o incorporar en el suelo. El suelo puede labrarse o puede utilizarse algún sistema de labranza de conservación, cada uno de estos sistemas se debe evaluar para obtener un valor adecuado del factor por manejo y cultivo. En la literatura se pueden encontrar valores para el parámetro C para los programas más frecuentes de cultivo y manejo, unas asociadas a tipos de cultivo en Colombia y otras a tipos de cultivo en otros paises, estas tablas sirven para determinar este factor en el área analizada tomando como base el mapa de cobertura y uso del suelo de un área y realizando las adaptaciones necesarias de acuerdo a los tipos de cobertura o uso del suelo.

Factor por Prácticas de manejo (P)

Es la relación de pérdida de suelo con prácticas de soporte a la pérdida correspondiente con labranza en pendiente, la cual tiene un valor de 1. Estas prácticas de control (soporte) combate la erosión, puesto que modifica los patrones de flujo y el grado o dirección de superficie de escurrimiento. Para las prácticas de soporte de tierras cultivadas, generalmente incluye contorno, cultivos en faja, terraceo y drenaje subsuperficial del suelo. Tabla 5. Valores de P mínimos para prácticas de contorno Altura entre surcos Factor P mínimo Muy baja 0.5 Baja 0.3 Moderado 0.15 Alto 0.08 Muy alto 0.05 Tomado de Antezana, C. 2001 Tabla 6. Valores de P para terrazas en función a su grado de pendiente Grado de la terraza (%) Subfactor de entrega de sedimentos Al final de la salida 0.05 Nivel Cero 0.1 0.1 0.13 0.2 0.17 0.4 0.29 0.6 0.49 0.8 0.83 0.9 0.9 >1 1 Tomado de Antezana, C. 2001 Según Miranda (1992), la conservación de suelos es un conjunto de esfuerzos técnicos y agronómicos dirigidos primordialmente a incrementar la productividad de la tierra. En efecto, la conservación de suelos es



la base para un sistema racional de explotación agrícola sostenible, especialmente en las zonas de alta pendiente donde los campesinos tienen utilizar tierras en pendientes escarpadas, con suelos de baja fertilidad y lluvias irregulares.

7.4 Flujo canalizado de corrientes Cuando la lluvia es de tal magnitud que excede la capacidad de infiltración o retención del terreno y la vegetación, el excedente da origen al proceso de escorrentía, la cual se desplaza hacia el cauce de los arroyos más cercanos y finalmente al cauce de los ríos. Este patrón ramificado de canales aluviales disecta o disecciona el paisaje y cada corriente cava un canal o valle proporcional a su tamaño, siendo el tamaño relacionado con el caudal de agua que tenga la corriente. En regiones húmedas el caudal medio anual de un río incrementa aguas abajo, a menos de que sea gastado o interceptado por algún sistema subterráneo en zonas de karst, la mayoría de la escorrentía anual de la superficie del suelo finalmente llega a los ríos a través de los tributarios pequeños que llegan desde la cabecera de la cuenca, aunque el agua puede agregarse en cualquier tramo como escorrentía o como agua subterránea.

Caudal de una corriente

Un río tiene varios aportes en su caudal, uno proveniente de la escorrentía o flujo superficial el cual es rápido, otro es el agua de interflujo o subsuperficial que puede ser tan rápido como el superficial o tan lento como el subterráneo y otro proveniente del flujo de agua subterránea el cual generalmente es lento. Por lo anterior el flujo de agua hacia un río se ha clasificado de acuerdo a su rapidez en: a) escorrentía directa, rápida y b) flujo base, lenta y por tanto persiste en el tiempo. Figura 36. Flujos que alimentan el caudal de un río: Q1-escorrentía superficial; Q2-escorrentia subsuperficial y Q3- Flujo Subterráneo. En las regiones húmedas, el caudal medio de un río incremente río abajo, a menos que existan pérdidas por ejemplo por cavernas en sistemas cársticos. La mayor parte de la escorrentía anual proveniente de tierra es alimentada a los ríos en la cabecera de sus pequeños tributarios, aunque el agua puede añadirse en cualquier sitio a lo largo del canal ya sea de escorrentía o flujo subterráneo. Estos ríos en regiones húmedas se llaman efluentes porque reciben contribución de agua subterránea. El caudal de una corriente es el volumen de agua que pasa por una sección del río en un intervalo de tiempo unitario, las unidades generalmente son metro cúbico por segundo (m3/seg).

Agua subsuperficial Q2

Agua subterránea Q3

Superficie del terreno Q1

Río N.F



El caudal se calcula como Q = vA V= velocidad promedio de flujo de la corriente que atraviesa una sección de un canal de área A. El caudal de una corriente es el volumen de agua que pasa por una sección del río en un intervalo de tiempo unitario, las unidades generalmente son metro cúbico por segundo (m3/seg). El caudal se calcula como Q = vA v = velocidad promedio de flujo de la corriente que atraviesa una sección de un canal de área A. En un canal de flujo, el área es el producto del ancho (w), del canal y la profundidad (d), promedio del mismo. Entonces: Q = wdv Para determina el caudal con precisión en un canal natural, se tiene que medir la profundidad a cortos intervalos a través de la sección del río y la velocidad promedio de 0.2 y 0.8 la profundidad en cada intervalo; después se calcula w, v, d, para cada uno de los intervalos y finalmente de la sección particular. Estas relaciones nos indican que un determinado caudal se acomoda a una combinación determinada de ancho, profundidad y velocidad del agua y que si el caudal cambia se tiene que compensar con cambios en alguna o todas de estas variables dependientes.

Hidrograma de una corriente

Un hidrograma es una gráfica en la que se representa el caudal que pasa por una sección particular de un río en función del tiempo. Puede haber hidrogramas para la variación del caudal anual e hidrogramas que muestran la variación de caudal horaria. Figura 37. Hidrograma de flujo de una corriente. El hidrograma se puede separar en las dos componentes de escorrentía; la escorrentía debida al aguacero y el flujo base. La primera es la respuesta de la corriente a un evento particular de precipitación, la segunda a la contribución del agua subterránea. Para una corriente permanente el hidrograma tiene dos componentes a) uno debido a la escorrentía superficial que sigue inmediatamente a la lluvia y b) un flujo base que es la contribución del agua subterránea.

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Una línea que conecte los dos puntos más bajos en un hidrograma separa el flujo base, alimentado principalmente por agua subterránea, del flujo de la tormenta o aguacero que es la respuesta de la corriente ante un evento lluvioso particular. Las corrientes con grandes flujos base son típicas de regiones húmedas cuyas rocas o suelos son permeables. Los valles aluviales de los ríos son capaces de absorver temporalmente el agua de una inundación; esta agua es liberada lentamente después de finalizada la inundación. Este almacenamiento resultante en el depósito aluvial hace que los hidrogramas sean asimétricos ya que el agua drena lentamente del aluvión al río, prolongando la descarga del caudal. Cada corriente tiene un hidrograma característico que se ve afectado por el tamaño de la cuenca de drenaje, cantidad e intensidad de precipitación, topografía del área drenada, geología del área y uso del suelo. Un hidrograma refleja la precipitación en la cuenca de drenaje aguas arriba de la sección o estación de medida ó cálculo. El hidrograma cambia su forma de acuerdo al sitio donde se mida el caudal; corriente abajo los hidrogramas se vuelven más amplios y de cresta plana progresivamente, dependiendo del tiempo que requiera el agua de escorrentía en llegar a la estación y de los almacenamientos temporales a lo largo de la cuenca.

Canales naturales en roca

A medida que comienzan a erosionar verticalmente, las corrientes naturales llegarán a la roca no meteorizada que se encuentra por debajo del suelo o regolito. Muchos canales naturales en zonas montañosas corren sobre roca con algunos tramos sobre depósitos de coluvión o aluvión en el fondo del canal o en sus taludes. Cuando el canal de una corriente va sobre rocas estratificadas de litología resistente y débil como areniscas con shales o calizas con lodolitas, cada capa resistente forma una cascada en el canal de la corriente; en temporadas de crecientes, además de agua, caen fragmentos de roca dura que por abrasión en los remolinos que se forman, genera un hueco sobre la roca blanca socavado al final de la cascada; la altura de la cascada es generalmente mayor al espesor del estrato resistente y la cascada retrocede por socavación que es ayudada parcialmente por el diaclasamiento de la roca resistente y por la socavación retrogresiva de la cascada al caer sobre estratos duros y erosionar los blandos. Figura 38. Canales en roca formados por socavación sobre rocas estratificadas; cada estrato de roca resistente se puede convertir en una cascada. Fotos tomadas en Pescaderito – Curití y cascada Pozo del Ahogado Zapatoca.



La evolución de una corriente sobre rocas estratificadas llega a tener un fuerte control estructural, principalmente el buzamiento de la estratificación en relación con el gradiente del canal, cuando el buzamiento es contra la pendiente, la cascada retrocede hasta desaparecer, no así si el buzamiento es a favor del gradiente, donde la cascada se vuelve más alta. Los canales en roca han sido tallados y seguramente controlados por la estructura predominante de la roca; los procesos principales que se dan este tipo de corrientes es la abrasión, cavitación, socavación, lo cual es ayudado por procesos de meteorización física en climas con estaciones, estos procesos como el humedecimiento – resecamiento o congelamiento – descongelamiento pueden prepara los bloques de roca para moverlos y forzar el agua a entra a las fracturas abiertas. Durante eventos torrenciales extremos, los bloques de roca diaclasada en el lecho o a los lados de la corriente son arrancados por remolinos o macroturbulencia, estos bloques generan abrasión en el fondo y paredes del canal erosionando este valle y generando más sedimento. Un proceso de erosión en estos canales es la cavitación, cuando un fragmento de roca o mineral más duro que la roca del lecho, queda atrapado en una pequeña depresión girando a medida que fluye el agua, con el tiempo generará un hueco casi vertical en el lecho denominado en inglés un pot hole.

Canales aluviales

Todos los ríos grandes y muchos de menor magnitud corren sobre canales en material aluvial (aluvión), depositado previamente y que seguramente será transportado después si existen cambios de nivel base, climáticos o tectónicos. Estos canales son susceptibles de divagación o movimiento lateral a lo largo del valle aluvial, lo que no puede ocurrir a los canales en roca que son fijos a su curso actual. En estos canales el sedimento que llega de durante las temporadas de lluvia por intenso escurrimiento, continua moviéndose aguas abajo hasta que la energía de la corriente decrece y se deposita en el canal hasta el siguiente evento de creciente que tenga energía suficiente para moverlo otra vez. Figura 39. Canales aluviales sobre aluvión, estos materiales que fueron depositados en el pasado, durante las crecientes pueden volver a ser removidos y vueltos a depositar más adelante al disminuir la energía de flujo., izquierda Canal aluvial del río Sogamoso en el valle del Magdalena; a la derecha un afluente del anterior. Una planicie de inundación resulta de la acumulación de sedimento adyacente al canal de una corriente. La depositación de material aluvial grueso se produce en el fondo del canal a medida que cambia su curso, cuando el canal es meándrico, también se deposita en la curva interna del meandro formando barras



puntuales a medida que el río migra lateralmente erosionando los taludes de la curva externa y haciendo que la barra puntual crezca aumentando el depósito de planicie de inundación. El sedimento de la barra puntual es acumulado solo temporalmente ya que puede ser movido corriente abajo de vez en cuando para volver a depositarse. La otra manera de formar planicies aluviales es a través de los flujos que sobrepasan los taludes y llevan material fino que se deposita en las zonas bajas y en el valle aluvial por asentamiento cuando la velocidad disminuye. Algunas veces también alcanza a salir material grueso el cual se acumulará muy cerca al canal formando diques naturales.

Geometría del canal de una corriente

La sección de una corriente es aproximadamente el ancho por la profundidad A = w*d Y el perímetro mojado es el ancho más dos veces la profundidad Pw = w+2d Figura 40. Izquierda, esquema de un canal ideal de una corriente en donde w es el ancho, d es la profundidad, Pw es el perímetro mojado (rojo), A es área de sección, R es el radio hidráulico = A/Pw. Derecha cambio en la relación de sección del canal con el perímetro mojado al incrementar el caudal. A medida que el caudal aumenta, el canal se agranda para acomodarlo y tanto la sección como el perímetro mojado incrementan. Sin embargo, w*d incrementa más rápidamente que w+2d, de esta forma el área de la sección incrementa más rápidamente que el perímetro mojado, lo cual produce una disminución del retardo por fricción del lecho del canal y los taludes; de esta manera la velocidad de flujo incrementa a medida que aumenta el caudal. En la figura… se puede ver la relación área con perímetro mojado para un canal ideal, en estos cálculos se puede ver que al duplicar el ancho y profundidad del canal solo ha duplicado el perímetro mojado, mientras que el área de la sección se ha cuadruplicado. En general las observaciones muestran que durante una inundación la corriente fluye mucho más rápido; esto se puede explicar teniendo en cuenta que como el incremento en sección es mayor que el del perímetro mojado, se produce menos retardo friccional del agua y por tanto la velocidad se incrementa. Los datos empíricos muestran que los cambios en caudal producen cambios en la profundidad, ancho y velocidad de la corriente. Las relaciones básicas entre la geometría y la hidráulica de las corrientes, fue

w d Pw

2 2 A = 2*4 = 8 Pw = 4+ 2(2) = 8 4 R = 8/8 = 1 4 4 A = 4*8 = 32 Pw = 8+2*4= 16 8 R = 32/16 = 2



documentada inicialmente por Leopold y Maddock (1953), y Leopold y Millar (1956); posteriormente lo hicieron geomorfólogos del U.S. Geological Survey y su trabajo fue compilado por Leopold (1964). Con el propósito de comparar estas relaciones entre geometría, caudal y velocidad entre estaciones de una corriente o entre corrientes de agua, estos investigadores tomaron el caudal (Q) como la variable independiente en cualquier estación y los cambios en ancho promedio (w), profundidad (d), y velocidad (v) como las variables dependientes. Se determinó mediante mediciones que en cualquier punto a lo largo de una corriente, el ancho, profundidad y velocidad incrementan en función exponencial de la siguiente manera: w = aQb d = cQf v = kQm donde a, c, k, b, f y m son constantes para una corriente dada. Como el caudal es igual al producto de la velocidad por el ancho y la profundidad entonces: Q = (aQb)( cQf)( kQm) = ackQb+f+m Por consiguiente (a.c.k) y (b+f+m) deben ser igual a 1. Leopold y Maddock (1953), encontraron que los valores de b, f, y m para las corrientes del oeste de Estados Unidos era 0.26, 0.40 y 0.34 respectivamente. Los valores de b, f, y m son 0.5, 0.4 y 0.1, respectivamente para cambios aguas abajo a lo largo de cualquier corriente. El valor de Q utilizado en esta relaciones es el caudal promedio, el cual se toma de estaciones limnimétricas (de medición de caudal) para periodos de tiempo bastante largos. Si observamos la ecuación para la velocidad vemos que esta incremente corriente abajo; esto parece ser contrario a lo que comúnmente se cree; la verdad es que las corrientes de montaña son menos veloces y aumentan su velocidad cuando llegan a la planicie ya que allí el flujo es menos tortuoso.

Perfil longitudinal de una corriente

Un aspecto importante de las corrientes de agua es que a medida que el caudal de la corriente aumenta aguas abajo, el gradiente de la misma decrece; empíricamente se puede decir que el gradiente de un canal es inversamente proporcional al caudal (Richards, 1982). El agua fluye con mayor eficiencia en canales cada vez más grandes y por lo tanto requiere menos gradiente para mantener su velocidad. Para ríos efluentes, en los cuales el caudal aumenta aguas abajo, el perfil longitudinal es cóncavo hacia arriba como una curva parabólica. La relación inversa que existe entre el gradiente del canal y el caudal medio de un río, está plasmada en forma práctica en un sistema de irrigación en donde cada canal debe tener una pendiente cada vez mayor para mantener el agua en movimiento y evitar que el lodo se sedimente en el canal, pero no tan inclinada como para permitir que el agua erosione los taludes y el fondo del canal, es decir que debe haber un balance de energía para mantener este equilibrio; en un sistema de irrigación, el caudal es controlado cuidadosamente, disminuyendo aguas abajo del sistema a medida que el agua de un único gran canal alimentador se divide y subdivide en canales menores, pero manteniendo la relación inversa entre gradiente del canal y caudal medio (Bloom, 2004). El hecho de conocer que los canales distribuidores de un sistema de irrigación deben ser cada vez más pequeños pero igualmente de mayor pendiente para mantener el flujo de agua a una velocidad apropiada,



seguramente lo aprendieron los agricultores por ensayo y error. Por otro lado, el concepto matemático en esta relación caudal promedio vs gradiente en el cual se tiene un régimen de flujo que no erosiona ni sedimenta su canal, fué trabajado inicialmente en sistemas de irrigación en la India (Leopold y Maddock 1953), pero el principio subyacente seguramente fue descubierto desde el comienzo de la historia humana en planicies aluviales irrigadas como las planicies de los ríos Tigris, Eufrates, Nilo, Indo y Ganges (Bloom, 2004).

Control del canal por un nivel base

Un concepto importante en los sistemas aluviales es el de Nivel Base de erosión, definido por Powell, (1875), como el límite más bajo hasta el cual un río puede erosionar su valle y por debajo del cual no ocurrirá erosión por un río. Este nivel base de erosión es el nivel del mar en donde los ríos al llegar ya no tienen energía potencial para erosionar, aunque pueden tener energía cinética para seguir fluyendo en la salida al océano. Sin embargo en un río pueden haber Nivel Base de erosión locales o temporales como un lago o una represa o un macizo rocoso muy resistente, el cual forma cascadas pero que en tiempo geológico no perdura; el único nivel base universal es el océano. En el Cuaternario las oscilaciones del nivel del mar conducidas por las glaciaciones ha introducido complicaciones en el concepto de nivel base universal, la mayoría de los ríos hoy día entran al mar a través de estuarios (segmentos de valle aluvial inundados), o a través de deltas (depósitos aluviales de más de 100 m de espesor en algunas ocasiones), lo que indica un nivel base que fue subiendo y haciendo rellenar el valle aluvial antiguo. El nivel del mar ha fluctuado en el Cuaternario en más o menos 100 m correspondientemente con las glaciaciones, introduciendo perturbaciones cíclicas en el ciclo hidrológico a escalas de tiempo menores que la edad de la mayoría de los ríos; durante la glaciación el nivel del mar bajó y los ríos erosionaron sus valles más profundos; durante la integlaciación el nivel del mar subió y los valles aluviales con poca carga de sedimento se inundaron; no así los ríos que llevan gran carga de sedimento como los que llevan sedimento glacial abundante durante la deglaciación, que construyeron deltas (Bloom, 2004). Cuando se construyen represas se impone un nivel base local al sistema aluvial; la represa detiene aproximadamente el 99% (Williams y Colman, 1984), del sedimento que transporta, se conoce que el río Nilo y el río Colorado no entregan sedimento al mar en la actualidad (Stanley y Warne, 1993), cerca del 13% del caudal es represado con el correspondiente acumulación de sedimento. La respuesta general del sistema aluvial, a la existencia de este nivel base local artificial, es una disminución del gradiente del río aguas arriba de la presa, por la agradación que se genera en el delta de sedimento a la entrada de la presa, y un aumento del gradiente aguas abajo de la presa por la erosión que se genera. Sin embargo, la respuesta o comportamiento del sistema aluvial debe ser analizado teniendo en cuenta que hay represas construidas para generación eléctrica, en las que el agua fluye normalmente todo el tiempo, otras retienen agua en temporada de lluvias y la utilizan en temporada seca.

7.5 Flujo por fuera del canal: inundaciones La cantidad de agua y sedimento que lleva un río es una variable temporal y espacial; el caudal y carga de sedimento normalmente está confinado al canal de la corriente entre los dos taludes de la misma o entre los diques naturales en ríos de planicie; ocasionalmente el canal no es suficiente para contenerlos y entonces el agua y sedimento sobrepasan los taludes y se extienden en las superficies adyacentes inundándolas. Estas superficies pueden ser la planicie aluvial, terrazas bajas o planicies de inundación. Una inundación está controlada por varios factores interdependientes como son a) el evento transitorio, por ejemplo la naturaleza del aguacero (intensidad del aguacero, rata de evaporación, condiciones de humedad precedente del suelo), b) características permanentes de la cuenca de drenaje (area, forma, densidad y



longitud de los tributarios), naturaleza de los canales de drenaje (gradiente, rugosidad, ancho, profundidad), c) el uso del suelo dentro de la cuenca que puede ser permanente o transitorio. La causa más común de las inundaciones es la ocurrencia de fuertes precipitaciones, que están asociadas con depresiones tropicales, huracanes, frentes fríos, tormentas y otros sistemas de baja presión. La ocurrencia de una lluvia fuerte no asegura que le siga una inundación, la precipitación puede ser interceptada o perdida por evaporación; también depende de las condiciones de humedad del suelo y la capacidad de infiltración de los materiales superficiales, los cuales a su vez se relaciones con las condiciones geológicas y de vegetación del área.

Frecuencia de las inundaciones

La frecuencia con la cual ocurren inundaciones se evalúa estadísticamente al igual que la frecuencia de las precipitaciones. Cuando existe un registro de datos de caudal para una corriente dada se ordenan los datos de tal manera como se muestra en la tabla…, en la cual se tiene el año registrado, el caudal máximo registrado, el orden del evento en donde el menor orden será para el mayor caudal registrado para la corriente en todo el intervalo de tiempo de registro y el mayor orden será para el menor caudal. Una vez se han ordenado los datos se puede calcular el periodo de retorno o intervalo de recurrencia (T) de la siguiente manera: T = (N+1)/M Donde N: número de eventos es decir el número de años de registro que se tienen, M: orden o posición en el ordenamiento, en donde 1 indica el caudal más grande, Posteriormente se grafica en un eje cartesiano el total de valores del intervalo de recurrencia en la abscisa, versus el dato de caudales en la ordenada los datos se pueden graficar en papel semilog o log – log, de tal manera que permita que los puntos se ubiquen en línea recta. También se utiliza un papel de distribución de datos llamado de Gumbel, el cual expande los valores de la abscisa en el intervalo entre uno y diez años. Una vez graficados los datos, la curva de intervalo de recurrencia se puede extrapolar más allá de los puntos graficados, sin embargo no hay un método exacto para hacer estas predicciones, ya que los datos pueden quedar en una línea recta o cuadrar en una línea ligeramente curva. En el ejemplo se puede ver que los datos efectivamente pueden quedar alineados por una recta, pero mejor por una curva. Esta curva contiene mejor todos los datos y se puede entonces extrapolar el caudal por ejemplo para un periodo de retorno de 50 años que da un valor de aproximadamente 630 m3/seg. Extrapolar a intervalos muy largos el intervalo de recurrencia puede conducir a un riesgo por inundación y a criterios de diseño que son conflictivos. Ahora bien, todos los ríos no tienen registro continuo de datos de caudal; la evaluación de una corriente que tiene muy pocos datos y solo un gran evento caudaloso es muy difícil ya que los datos del caudal grande no estará en línea con los demás datos y conduce a divergencia en la estimación del caudal en un intervalo de recurrencia largo como el de los 100 años. En muchos casos es simplemente imposible estimar con seguridad el intervalo de recurrencia para una gran inundación con solo algunos años de registro. El método anteriormente explicado utiliza solo un único evento máximo de inundación para cada año, se debe tener en cuenta que el intervalo de recurrencia representa el periodo durante el cual una inundación de una magnitud dada ocurrirá con base en un máximo anual. Este análisis es más apropiado entonces para grandes



ríos en regiones donde ocurren estaciones, ya que allí se presenta un solo evento de inundación estacional al año. Para corrientes como las nuestras en clima tropical, un río presenta más de un evento por año, entonces sería más apropiado en términos de probabilidad, ordenar todos los eventos caudalosos dentro de un intervalo sin tener en cuenta el año de lluvia. Un problema de malentendido que se presenta en el publico en general es creer que la inundación de intervalo de retorno de los cien años, por ejemplo, se presentará exactamente cada cien años! esto no es cierto, ya que la inundación de los 100 años puede presentarse en un intervalo de algunas decenas de años. Durante un flujo de inundación muchas de las variables geométricas hidráulicas cambian abruptamente; obviamente las que más cambian son el ancho y profundidad del canal con el caudal. Antes de sobrepasar los taludes e inundar, al ir incrementando el caudal, la profundidad se incrementa más rápido que la amplitud; sin embargo cuando comienza la inundación, el ancho del río se incrementa muchas veces de manera que ni la profundidad ni la velocidad no necesitan incrementarse más a fin de que Q = wdv, por tanto, las ecuaciones que indican la geometría del canal en función del caudal, durante una inundación: w = aQb, d = cQf, v = kQm los exponentes b = 1.0, f = 0 y m = 0 Con estos valores de b, f, y m, el ancho del plano inundado se incrementa en proporción lineal con el caudal, y si la planicie de inundación es muy ancha en relación al canal normal, la profundidad y la velocidad del agua no necesitan incrementar en nada. Realmente la profundidad incremente muy poquito, pero la velocidad media de la corriente durante la inundación, disminuye a menos de la velocidad media en una avenida normal, debido a que la lámina de agua amplia y superficial que se forma en la planicie de inundación tiene muy baja velocidad que reduce el promedio de la sección entera. La velocidad permanece esencialmente constante durante la inundación a medida que la cresta de la inundación migra aguas abajo a lo largo de la longitud de un río. El incremento aguas abajo del caudal de inundación es acomodado por un ligero incremento en la profundidad, un enorme incremento en la amplitud o ancho del canal y nada la velocidad. El gradiente a lo largo del canal meándrico siempre es menor que la pendiente del valle aguas abajo debido a que la longitud del río meándrico es varias veces más largo que la distancia en línea recta a lo largo de la planicie aluvial. De esta manera los ríos en el momento de la inundación tienen un gradiente superficial, valle abajo, que es varias veces más alto que el gradiente del río cuando va confinado en el canal meándrico. Este incremento en el gradiente permite que las aguas de inundación se muevan valle abajo más eficientemente, aunque la velocidad media de la inundación sea menor que la que llevaría el flujo en el canal meándrico.

Reconstrucción de Caudales de Inundación

Las técnicas estadísticas hidrológicas para calcular el intervalo de recurrencia de eventos raros o de gran magnitud, son cada vez menos confiables a medida que el intervalo de inundación a analizar se aleja del registro histórico que se tiene de una corriente. Surge como una alternativa el análisis de paleoinundaciones o paleoflujos, este análisis también es denominado análisis paleohidrológico y se utiliza para reconstruir la magnitud, frecuencia e incluso establecer el intervalo de recurrencia de las grandes inundaciones.



De acuerdo con Easterbrook (1999), Para determinar los caudales picos de una paleoinundación se utilizan varias técnicas como: 1. Cálculo de factores hidráulicos (velocidad, esfuerzo de corte y energía de la corriente), basados en el

tamaño de los cantos transportados por estos eventos. 2. Sedimentos depositados en los tributarios de la corriente principal como resultado del evento durante el

periodo de disminución de la energía. 3. Efectos en la vegetación de la planicie de inundación. 4. Modelamiento hidráulico 5. Erosión en la inundación 6. Dimensión de los canales iniciales. 7. Truncamiento de los abanicos tributarios. El análisis de paleoinundaciones juega un papel importante en brindar la oportunidad de ver, en un periodo de tiempo más largo que el periodo histórico de registro de una corriente, las inundaciones que ha causado un río determinado. En este análisis se utiliza información y principios estratigráficos para interpretar las evidencias dejadas en sedimentos, vegetación y también se pueden utilizar técnicas de datación para determinar la magnitud y la frecuencia de estas inundaciones prehistóricas. Un caso estudiado por Bretz (1923), es el de las grandes inundaciones que generaron los paisajes denominados Channeled scablands of the Columbia Plateau del este de Washington, provenientes del rompimiento del dique de hielo del lago glacial Misoula, Montana. Los depósitos de descenso de la inundación han sido una fuente muy útil de información para determinar la historia de pasadas inundaciones en un sistema aluvial. Estos depósitos consisten de arenas finas y limos gruesos depositados por la inundación en sitios protegidos de los flujos de alta velocidad. Generalmente se depositan aguas arriba de los tributarios de la corriente principal al inundar aguas arriba estos tramos durante la inundación, también se depositan en cavernas resguardadas o que están en las paredes del cañón principal, en zonas donde se amplifica el valle aluvial y en las terrazas altas como depósitos de inundación. Se pueden hacer interpretaciones hidrodinámicas basadas en fórmulas hidráulicas y características sedimentarias de los depósitos dejados por las paleo inundaciones, estas interpretaciones se basan en:

1. El régimen de flujo 2. morfología del canal, planimetría y gradiente 3. velocidad del agua, energía o profundidad.

De acuerdo con Easterbrook (1999), uno de los primeros informes en donde se reporta tales cálculos fue realizada por Birkeland (1968), en donde hace una reconstrucción paleohidráulica basado en el tamaño de los grandes cantos acarreados en el río Trukee provenientes de glaciales. En este informe se reportó velocidad des de 9.1 m/s y fuerzas de tracción de 958 a 1437 N/m2, estimados utilizando la ecuación de Manning para bloques transportados por inundaciones de 12.2 por 6.1 por 3 m. El tamaño de partícula se puede utilizar como una variable independiente para calcular la velocidad y profundidad promedio (Foley, 1980; Bradley y Meras, 1980). La base para estos cálculos se base en la premisa de que las partículas más grandes presentes en un depósito de inundación, representan la máxima competencia de la corriente durante la inundación. Hay que estar seguro de esto porque los grandes bloques pueden estar allí porque: o fueron los únicos tamaños disponibles para transportar, en este caso estaríamos obteniendo resultados por debajo de los reales; o por el contrario, los bloques llegaron allí por deslizamientos, en este caso obtendríamos resultados por encima de los reales. El diámetro de partícula a considerar debe ser el promedio de los bloques más grandes en el depósito.



Los dos métodos utilizados para reconstruir la velocidad promedio de máximas inundaciones, utilizando tamaños máximos de partículas transportados por inundaciones son: el primero es el balance de fuerzas utilizando el método de momentos y igualando fuerzas de arrastre del fluido FD y de levantamiento FL, contra las fuerzas gravitacionales de fricción y de resistencia FR. La velocidad necesitada para mover partículas grandes es mayor que el necesitado para mantenerlas en transporte, Hjulstrom, (1935). El segundo método empírico utilizado para estimar la velocidad promedio a partir de las partículas más grandes, utiliza datos del U.S. Bureau of Reclamation on riprap stability. El tamaño limitante necesario para la estabilidad del riprap, está dado por la ecuación v = 5.9D1/2, donde v es la velocidad y D es el diámetro de partícula. Si se asume que se logró un flujo constante, se puede utilizar la fórmula de Manning para dar un estimativo aproximado de la velocidad media durante la inundación, la fórmula de Manning es: v = 1/n(R2/3S1/2) en la cual v es la velocidad de flujo en m/s; R es el radio hidráulico en m S es el gradiente del canal promedio (m/m) n es un coeficiente conocido como n de Manning o rugosidad de Manning, (valores para el n de Manning se dan en la Tabla…), algunos valores apropiados del n de Manning para materiales en el lecho de un canal son: arena n = 0.02; grava n = 0.03; guijarros n = 0.04; bloques n = 0.05. corrientes de montaña con lecho rocoso tienen n entre 0.04 y 0.05.

7.6 Energía y dinámica de una corriente La energía potencial inherente a una masa de agua en una posición sobre un nivel base se convierte en energía cinética a medida que el agua fluye pendiente abajo. La velocidad del agua en un canal está en función de esta conversión de energía generada por la caída bajo la influencia de la gravedad. Una masa de agua en una superficie inclinada se pone en movimiento hacia abajo por la fuerza de la gravedad paralela a la pendiente. Fp=Fgsenθ, donde: Fp= componente de la gravedad paralelo a la superficie Fg= Fuerza de la gravedad θ = ángulo de inclinación. Entre más inclinada la pendiente, mayor será la fuerza Fp. El agua es un fluido newtoniano, es decir no presenta resistencia al corte y sufre continua deformación bajo cualquier esfuerzo. Entonces la energía potencial EP, es fácilmente transformada en energía cinética EC. EP = EC Una vez en movimiento el agua adquiere un “momentum” M, donde M = masa x velocidad El momento es una medida de la tendencia de una masa de agua a permanecer en movimiento. La velocidad del agua corriente y su momento está limitada por la fricción que se genera entre el agua, el lecho y taludes del canal de la corriente y por fricción interna entre las moléculas de agua; de otra manera produciría una aceleración infinita al flujo. Esta fricción de agua con agua y agua con sedimento quieto o en movimiento,



determina el flujo de la corriente y su habilidad para hacer el trabajo geomorfológico; cerca del 95% de la energía cinética se gasta en sobrepasar esta fricción. EC = fricción interna + fricción externa + transporte El efecto de la fricción es disminuir la velocidad en la vecindad del lecho y taludes de la corriente, la velocidad disminuye de un máximo en la superficie del agua a la mitad del canal, a cero en el fondo del canal y los taludes del mismo. La velocidad promedio del agua en un canal es aquella presente a 0.6 de la distancia entre la superficie del agua y el fondo del canal (Leopold et al., 1964). Las consideraciones respecto a la velocidad del flujo en una corriente, controlan los procesos fluviales como el caudal, gradiente del canal, carga de sedimento y geometría del canal; es decir, son un sistema de variables interdependientes.

Esfuerzo de corte hidráulico

Como la velocidad del agua es diferente en la sección de un canal, incrementándose al alejarse del perímetro mojado, se desarrollan esfuerzos de corte hidráulicos. Se puede pensar que el agua fluye en delgadas capas paralelas cada una de velocidad diferente, de manera que cada capa de agua se mueve relativamente con respecto a las de encima y debajo, generándose esfuerzos de corte entre ellas debido a la resistencia al flujo y proporcional a la velocidad relativa de las capas. De esta manera, para flujo laminar el esfuerzo de corte hidráulico τ en cualquier punto sobre el fondo del canal es τ = µ (dv/dy), en donde µ es la viscosidad del fluido dv es rata de cambio de velocidad dy es rata de cambio de la distancia dv/dy es el gradiente de velocidad entre las capas. El flujo del agua en un canal puede ser laminar o turbulento; el flujo laminar es un flujo en línea de las partículas de agua a lo largo del canal en forma paralela o en caminos paralelos; en este flujo, las líneas de flujo permanecen y la dirección de movimiento en cada punto permanece sin cambio en el tiempo. Este tipo de flujo rara vez se presenta por larga distancia en una corriente natural. Las observaciones de flujo natural en canales abiertos muestran perturbaciones del flujo debido a la fricción en cualquier parte de la corriente hacia sus límites. Esta turbulencia implica una mezcla compleja de flujo de manera que se forman remolinos y las partículas suspendidas se mueven en trayectorias erráticas a diferentes velocidades. Para corrientes que se mueven lentamente el número de Reynolds es una buena manera de relacionarlo con la velocidad. El Número de Reynods (NR), se define como:

NR = vR/ µ v = Velocidad promedio (m/s) R = Radio hidráulico (Área de la sección del canal, dividido por la longitud del perímetro mojado de la sección), que es cercanamente igual a la profundidad promedio (D). µ = Viscosidad cinemática del agua (1.4 x 10-6 m2/seg) Si NR > 2000, el flujo es turbulento; en este caso el recorrido del agua presenta remolinos y vórtices que permiten el transporte de carga de sedimento suspendida.



Si NR < 2000 el flujo de la corriente es laminar; en este caso el agua fluye de forma tranquila en capas paralelas al lecho y no puede llevar material suspendido. Prácticamente todos los ríos tienen flujo turbulento. Para régimenes de flujo alto se utiliza otro parámetro llamado el Número de Froude (NF). NF = V (g D)-0.5 Donde: D = profundidad promedio del canal g = Aceleración de la gravedad (9.8 m/seg2) Si el Número de Froude es menor a 1 el flujo es llamado subcrítico o tranquilo, pero si el Número de Froude es mayor a 1 es flujo se llama supercrítico (rápido o Jet). Los patrones del lecho o formas de lecho de la corriente en canales arenosos cambian de acuerdo con el Número de Froude. En flujo subcrítico se forman dunas que migran aguas abajo; en flujo supercrítico se forman antidunas violentas que se mueven aguas arriba.

Velocidad de flujo de una corriente

Las relaciones entre la velocidad, gradiente, radio hidráulico y rugosidad del canal, se han resumido empíricamente en la ecuación de Manning, la cual ha sido utilizada para flujo en canales abiertos. v = (1/n) R2/3S1/2, en la cual v es la velocidad promedio de flujo (m/s) R es el radio hidráulico (m), R = A/Pw donde A es la sección transversal del canal y Pw es el perímetro mojado, (ver Figura ) S es el gradiente promedio del canal (m/m), n es un coeficiente conocido como n de Manning o rugosidad de Manning, (valores para el n de Manning se dan en Barnes, 1967), algunos valores apropiados del n de Manning para materiales en el lecho de un canal son: arena n = 0.02; grava n = 0.03; guijarros n = 0.04; bloques n = 0.05; corrientes de montaña con lecho rocoso tienen n entre 0.04 y 0.05. La velocidad incrementa en una relación exponencial a medida que se aleja del perímetro mojado. Las mayores velocidades se presentan en la superficie de la sección más profunda del canal, es decir, hacia el centro en un tramo recto del canal; en la sección de un meandro, la corriente más vigorosa ocurre hacia la parte externa de las curvas en donde se encuentran generalmente los pozos más profundos. Tanto la magnitud como la relación de cambio de la velocidad son importantes en el establecimiento de turbulencia y esfuerzo de corte hidráulico entre la corriente y el perímetro mojado del canal. Ya que el arrastre y la fricción está al máximo contra el perímetro mojado, allí se concentra la más alta relación de cambio de la velocidad y por consiguiente la turbulencia y esfuerzos de corte. Cuando un canal presenta protuberancias o incremento en la rugosidad hay mayor fricción y se incrementa la turbulencia y los esfuerzos cortantes, de manera que estos obstáculos propician su propia destrucción.

Efecto de la pendiente

Como se observó al inicio de la sección, a medida que el gradiente de una corriente aumenta, lo mismo ocurre con la componente de gravedad paralela a la pendiente de modo que la velocidad es directamente proporcional a la pendiente del canal. De este modo un incremento en la velocidad debido a incremento de pendiente tiene más efecto en el transporte de sedimento que un aumento de la velocidad de la corriente debido a aumento del caudal. Si el caudal incrementa, el ancho y profundidad del canal se incrementan; si la



velocidad incrementa debido a incremento en el gradiente, a caudal constante, la profundidad disminuye de modo que el producto w*d*v, permanece constante (Q=w*d*v); al disminuir la velocidad y la profundidad del canal produce cambios más intensos de velocidad y mejora los esfuerzos de corte hidráulico, lo cual intensifica el poder de transporte y erosión de la corriente.

Efecto de la carga de sedimento

Una corriente siempre está erosionando y transportando grandes cantidades de sedimento a otro río o al mar; la carga de sedimento que un río aporta a otro o al mar en un periodo de tiempo depende de:

1. relieve 2. litología de la cuenca 3. clima 4. vegetación 5. naturaleza de los procesos geomorfológicos que actúan en la cuenca.´

El relieve controla la fuerza gravitacional y energía potencial de las laderas; la velocidad de denudación incrementa exponencialmente con un incremento en el relieve. La litología de la cuenca establece las propiedades físicas del material producido por meteorización y erosión; por ejemplo, una cuenca en donde predominan lodolitas producirá material fino y fácilmente destruible, al contrario de una ladera en areniscas. El clima es importante porque controla la vegetación, la cantidad y distribución de la precipitación lo cual a su vez condiciona la meteorización y erosión. La vegetación y la erosión son dos variables correlacionables, donde existe buena vegetación la erosión es mínima, mientras que en zonas desprovistas de vegetación la erosión es máxima, así que el clima, el relieve, la litología, el clima y la vegetación a su vez controlan los procesos erosivos y de remoción en masa de una cuenca.

Competencia de una corriente

Los esfuerzos hidráulicos necesitados para mover partículas en un canal de una corriente son complejos e interactivos. De acuerdo con Rahn, (1986), no hay mucha certidumbre en las condiciones hidráulicas necesarias para iniciar el movimiento de un tamaño de partícula. Hay muchas técnicas analíticas complejas para predecir la movilidad de la carga del lecho en términos de variables hidráulicas (Chow, 1959; Bridge, 1981; Strand y Pemberton, 1982; Tharp, 1983). El estudio de Rubey (1938), de los esfuerzos necesarios para iniciar el movimiento de partículas grandes como cantos o bloques, lo condujo a descubrir las leyes de la sexta potencia, levantamiento hidráulico y fuerza de tracción crítica. La relación entre la fuerza del agua que se ejerce sobre el lado de la partícula que apunta aguas arriba y la resistencia de la partícula al movimiento se describe por la Ley de la sexta potencia: una partícula en el fondo de una corriente se encuentra en el límite de iniciar el movimiento cuando la fuerza del agua contra esta iguala la resistencia de la partícula al movimiento, Easterbrook, (1999). El radio (r), de la partícula más grande que puede ser puesta en movimiento por una corriente con velocidad (v), dada es: r3 = kv6 donde, r es el radio de la partícula, k es una constante que incluye la gravedad, densidad de la partícula y otros parámetros que cambian poco, v es la velocidad de flujo de la corriente. Un pequeño incremento en la velocidad permitirá a la corriente poner en movimiento una partícula mucho más grande. De esta manera se puede entender la magnitud de los cantos y bloques que puede transportar una



corriente durante una avenida torrencial o inundación. Las partículas en el fondo del canal en donde la relación de cambio de velocidad es la más alta, experimentan una baja de presión hacia el tope de cada partícula conocida como levantamiento hidráulico (hidraulic lift), lo mismo que sucede en el ala de un aeroplano. Una partícula en el lecho de una corriente resiste una columna de agua encima que ejerce una fuerza de tracción crítica, proporcional a la profundidad del agua y a la pendiente del canal. Para sedimento grueso, un modelo simple es utilizar la fuerza de tracción por unidad de área para determinar el esfuerzo de corte (τ), ejercido por el agua en movimiento sobre ellas. τ = ρgRS donde; ρ es la densidad del fluido (103Kg/m3 para el agua), g es la aceleración de la gravedad (9.8 m/s2) R es el radio hidráulico (m), (igual a A/Pw, área de sección sobre perímetro mojado), y S es el gradiente de la corriente. Finalmente, para sedimento grueso, Costa y Baker (1981), mostraron que el esfuerzo de corte crítico, necesario para iniciar el movimiento de sedimento (τcr), está relacionado a la competencia así: D = 65(τcr/g) 0.54 Donde D es el tamaño de partícula (mm) y τcr tiene unidades de N/m2. g es la fuerza de gravedad. Ejemplo: Supongamos que la sección de un río sea 200 m2 y el perímetro mojado 100m, lo cual daría un radio hidráulico de 2m, la pendiente es 0.002, con estos datos calculamos el esfuerzo de tracción sería: τcr = 103kg/m3x9.8m/s2x2mx0.002 = 39.2 N/m2, y el diámetro de partícula máximo que podría mover sería: D = 65x(39.2/9.8) 0.54 = 65x2.114mm = 137.4mm o (13.74 cm), que es una partícula de grava de tamaño guijarro.

Capacidad de una corriente

La capacidad es la cantidad máxima teórica de carga de sedimento o cantidad de masa que una corriente puede transportar; el tamaño de grano de los detritos puede determinar parcialmente, cuando puede ser llevado por una corriente, pero la capacidad es primero que todo la medida de la cantidad máxima de carga (ton/dia), no del tamaño de grano, que puede transportar una corriente; es diferente a hablar de capacidad de una corriente que de su competencia. Una corriente transporta sedimento clástico ya sea como carga suspendida o como carga de lecho en tracción, Leopold y Maddock (1953), encontraron que la capacidad para llevar carga suspendida (L), se relaciona directamente con el caudal elevado a una potencia, de la siguiente manera:



L = jQn L = velocidad de transporte de carga suspendida en una estación o tramo dado de la corriente. Q = caudal, j = constante n = constante exponencial entre 2.2 – 2.5.

Transporte de sedimento y erosión

Para que el sedimento se ponga en movimiento se debe primero sobrepasar las fuerzas cohesivas y gravitacionales. La cohesión se presenta en sedimento fino de limo y arcilla, las arenas y gravas no la presentan; se determinó que la velocidad necesaria para erosionar sedimento cohesivo son diferentes e incluso mayores que las necesitadas para erosionar sedimento no cohesivo; las velocidades de erosión, transporte y depositación para sedimento cohesionado y no cohesionado y una representación gráfica de estas relaciones se puede observar en el diagrama Hjulstrom, Hjulstrom (1938).

Figura 41. Diagrama Hjulstrom. Velocidad necesitada para erosionar transportar o depositar los diferentes tipos de sedimento. La curva superior es realmente un campo o zona de valores de la velocidad necesaria para erosionar partículas. Para guijas, guijarros y cantos, el límite de erosión es solo ligeramente más grande que la velocidad de transporte, debido a que estas partículas rara vez se levantan del fondo, pues solo chocan y ruedan como carga de lecho. Realmente las partículas más grandes en el lecho de una corriente dan vueltas y se ponen a rodar con velocidades algo menores a las indicadas por la curva de Hjulstrom. El límite de velocidad mínimo para erosionar es de 15 cm/s para arena fina, pero la arena se puede mantener en transporte con velocidades medias de un orden de magnitud menor, si otros procesos la levantan del fondo. El limo y la arcilla o lodos, se mantienen en suspensión por corrientes muy ligeras, pero para erosionar un banco o talud de estos materiales se requieren velocidades medias comparables a las necesitadas para mover guijas y guijarros debido a las fuerzas de cohesión tan fuertes que se desarrollan en un estrato cohesionado y su relativa poca rugosidad que presentan.



La mayor parte del trabajo geomorfológico de un río se realiza durante una inundación, creciente o avenida torrencial; durante una creciente el canal de una corriente se erosiona en el fondo y lateralmente. La erosión vertical rara vez se puede observar, porque lo que uno ve es simplemente el agua lodosa de la creciente que lleva árboles y otros escombros; pero durante la creciente la corriente también lleva carga de lecho compuesta de bloques, grava y arena, la cual mueve a lo largo del fondo del canal. A medida que la creciente disminuye, la carga de fondo se deposita otra vez hasta su profundidad original. La erosión del fondo se incremente cuando existe una obstrucción, en varios estudios se ha encontrado que después de que la creciente ha pasado se puede ver un hueco mucho más profundo alrededor de una obstrucción como una pila de un puente o un gran bloque de roca. Esta socavación es causada por un vórtice o remolino que se forma por resalto hidráulico iniciado por la contracción en el flujo en esa región alrededor de la obstrucción. Teóricamente no se ha podido calcular predecir la magnitud de esta socavación (Henderson, 1966; Hansen et al, 1979). Posey, (1974), estableció un método empírico para medir la erosión fluvial cerca de una obstrucción: por cada metro de elevación del nivel del río se presentan tres metros de socavación. En la práctica podríamos decir que si, por ejemplo, durante las perforaciones exploratorias para construir un puente encontramos un depósito aluvial sobre lecho rocoso, se debe asumir que este depósito es transportado frecuentemente y vuelto a redepositar, por consiguiente, los estribos y las pilas del puente se deben cimentar dentro del lecho rocoso por debajo del aluvión. Figura 42. Erosión lateral de un río. En a: la corriente erosiona y prácticamente arranca los estribos del puente, b: los enrocados de protección de la banca de la vía fueron erosionados. La erosión fue producida por una creciente máxima en febrero de 2005 en Girón, que fue calculada en 400 m3/seg. Izquierda Puente Nariño, derecha Vía a Zapatoca. (Suarez J. 2005). Se han realizado mediciones de forma de canal y carga suspendida que confirman que las corrientes mueven la mayor parte de su carga durante eventos en que su caudal es mayor que el caudal medio, a medida que el caudal y nivel de agua sube, el canal aluvial inicialmente deposita su carga, presumiblemente tal agradación se produce como resultado de un influyo nuevo de sedimento proveniente de la cuenca y disminución de la rugosidad del canal. Esta agradación local incrementa el gradiente de la corriente a fin de mover el sedimento corriente abajo. Durante el caudal pico, el canal se puede erosionar aún más profundamente del nivel en donde estaba antes del flujo pico y posteriormente deposita nuevamente la carga al declinar la creciente; de esta forma la competencia no se puede correlacionar simplemente con la velocidad. Bloom, (1999). La capacidad y competencia de un río para transportar sedimento, también cambia abruptamente durante la inundación; durante la inundación se encuentra en tránsito una enorme cantidad de carga de sedimento a lo

a b



largo del eje del canal permanente de la corriente que inunda, mientras que la lámina de agua de baja velocidad y poco profunda que inunda la planicie tiene muy baja competencia dejando que la arena y material fino se asiente fácilmente, si la inundación decrece y no hay más turbulencia. Por eso, es común que en una inundación se deposite en la planicie un depósito de un metro o más de material aluvial fino. En algunos ríos la erosión neta de la creciente se restaura gradualmente por depositación de aluvión durante el flujo normal, si se pudiera medir la forma del canal en el mismo sitio durante varios años, se podría creer que no se ha producido un cambio permanente en el canal del río durante el periodo de crecientes, a menos que uno se de cuenta que el lodo, arena y grava que previamente formaba el lecho de la corriente en este sitio, ha sido removida corriente abajo hacia el océano y ha sido reemplazada por nuevo sedimento proveniente de más arriba.

7.7 Relación forma patrón y carga sólida en canales aluviales El material del lecho y los bancos de una corriente son similares en tamaño de grano al igual que la carga sólida del río, en un sitio particular; por tanto el río es competente para mover un fragmento de roca en el lecho del canal o en los taludes; si no es competente entonces el material se asienta en el lecho. Existe un continuo intercambio entre el lecho y la carga que transporta la corriente; aunque el canal es formado principalmente durante una avenida, para cada caudal menor hay una combinación de profundidad, velocidad y otras variables y cierta competencia para erosionar o transportar granos selectivamente hasta un tamaño límite determinado. La rugosidad de un canal está determinada por el tamaño de grano o las formas del lecho aluvial, la rugosidad influencia la turbulencia y la competencia de la corriente, por tanto siempre hay un constante y complejo reajuste entre caudal, tamaño de grano, carga, forma de canal y velocidad de flujo en una corriente. El caudal (Q), determina el tamaño o área de sección transversal de un canal aluvial, el tamaño de de las partículas de la carga de sedimento y la distribución de la velocidad del flujo determinan la forma y el patrón de canal en una corriente aluvial; la forma del canal se refiere a la relación ancho, profundidad a lo largo de la sección y el patrón se refiere a la forma y geometría del canal en planta. Al describir el patrón de una corriente se habla del thalweg que es la línea imaginaria que conecta los puntos de máxima profundidad de agua en dirección aguas abajo en el canal aluvial. El thalweg pasa aguas abajo a través de tramos más profundos o pozos (en nuestra jerga popular), y obstáculos donde el agua es menos profunda, como barras de sedimento, formas de fondo o lechos rocosos. Por lo tanto el thalweg tiene un gradiente variable subiendo y bajando en dirección aguas abajo. Algunos ríos denominados anastomosados, tienen múltiples canales que se separan y unen en distancias de varios kilómetros generando islas que separan estos canales estables en el tiempo. Otros ríos están conformados por un único canal que en algunos tramos es recto, meándrico o trenzado. Los cambios en patrón tienden a ser abruptos, cuando se llega o se sobrepasa ciertas condiciones límite.

Corrientes meandriformes

Los ríos meándricos presentan un único canal sinuoso, pocas islas y canales angostos y profundos. La longitud de onda de un meandro (λ), es directamente proporcional al caudal del río, aunque no se especifica si es al caudal medio o al caudal máximo; la relación empírica entonces es: λ = kQx, donde,



Q es el caudal, k y x son constantes. Un estudio de 14 ríos naturales encontró que esta relación se cumple con el caudal medio anual con los siguientes valores: λ = 106Qm

0.46 donde Qm es el caudal medio anual. Carlston, (1956). En otro estudio Shcum (1967), concluye que además del caudal, la longitud de onda de un canal meándrico tiene relación con el tipo de sedimento que el río transporte y por el cual transcurre así: λ = (1890Qm

0.34) / (M 0.74), donde M es la relación Limo/arcilla en el perímetro del canal de la corriente y Qm es el caudal medio anual. Esto ha hecho surgir la pregunta, ¿podría haber otros factores determinantes en la longitud de onda, diferentes al caudal y si existen cuales son las relaciones de causa? Otra pregunta que surge es: ¿Qué determina el límite en el tamaño de un meandro? Y, ¿a que radio el meandro para de agrandarse y logra alguna configuración estable? En el medio natural el límite de crecimiento de un meandro llegan cuando las curvas del mismo se intersectan y ocurre un atajo (meander cutoff, en inglés), en donde el agua ya no va más por el meandro sino por el camino más corto, dejando un meandro abandonado, aislado de la corriente, como un lago en media luna que puede rellenarse de sedimento posteriormente y hacer parte de la planicie de inundación. ¿Qué influencia tiene el tipo de sedimento de la corriente y del valle aluvial en el tamaño del meandro?, La cantidad de arcilla y limo en el sedimento que conforma los taludes del canal y el piso del canal juega un papel importante en la forma y la sección del canal, no así la carga suspendida del mismo material pues el cambio en viscosidad del agua no es lo suficiente para afectar el flujo ni el canal (Schum, 1960). Origen de los meandros: los experimentos con canales rectos han mostrado que estos no son estables naturalmente y que no permanecen porque el flujo laminar que predomina en ellos no se mantiene mucho tiempo; cualquier pequeña perturbación en el flujo lo dirige hacia el talud del canal y este lo refleja hacia el talud opuesto, generando un sistema de retroalimentación que conduce a un curso meandriforme, ya que el flujo reflejado contra el talud genera una pequeña extensión de erosión, se inicia una curva permanente en el canal. La fuerza de inercia del agua a medida que fluye alrededor de la curva hace que el agua tienda a fluir en línea recta y dar contra la parte externa de la curva produciendo erosión continua y profundización de lado externo de la curva. Entre más profundo el canal en la parte externa de la curva, produce velocidades más altas y aún más erosión. Easterbrook, (1999). Además de que la velocidad de una corriente aumenta hacia la curva externa del meandro, también se genera un flujo helicoidal en donde el agua superficial se va cruzando hacia la parte externa y más profunda del canal para luego regresar a la curva interna donde deposita el material erosionado previamente del talud del canal en el borde externo. Este material depositado en la parte interna del meandro es lo que se denomina una barra puntual (point bar en inglés), y por continuidad del proceso en el tiempo, este mecanismo es el que conduce al desarrollo posterior de patrón meándrico.

Corrientes trenzadas

Las corrientes trenzadas se caracterizan por múltiples canales que se ramifican una y otra vez con hilos de agua que se trenzan dejando islas entre estos. El proceso de migración lateral de los canales, barras e islas dan la impresión de que la corriente es incapaz de llevar toda la carga de sedimento, sin embargo no ocurre siempre en todos los sistemas trenzados, lo cual implica que no todos las corrientes trenzadas están continuamente depositando. El hecho de que una corriente pase de ser meándrica a trenzada indica que el exceso de carga no puede ser la causa de las trenzas, Easterbrook, (1999).



De acuerdo con Easterbrook, (1999), los procesos físicos por los cuales algunos tramos de un río se vuelven trenzados son bien conocidas y se demostraron con los experimentos en canales de laboratorio llevados a cabo por Fiedkin, (1945), en los cuales se encontró la relación que existe entre las corrientes trenzadas y la erosionabilidad de los materiales que forman el valle aluvial o taludes del canal. Se encontró que para un mismo flujo y gradiente inicial, los canales angostos y profundos que transcurren sobre material aluvial cohesivo producen patrones de canal meandriforme, mientras que los canales poco profundos y amplios desarrollados sobre material menos cohesivo producen un patrón trenzado, es decir, canales formados en materiales con alto contenido de limo y arcilla producen patrones meándricos, mientras que aquellos formados en materiales de arena con bajo contenido de limo y arcilla produce patrones trenzados. Esto fue explicado también por Mackin (1956), es decir, que los meandros se desarrollan en materiales fuertes y cohesivos que puedan aguantar el esfuerzo de corte hidráulico del agua cuando fluye, hasta que un canal angosto y profundo aparece y el flujo helicoidal y la inercia produce los meandros. Por otro lado si la corriente transcurre sobre materiales de baja cohesión o débil ante la erosión y que no puede aguantar el esfuerzo de corte hidráulico del agua, entonces se forman canales poco profundos y amplios que inhiben el flujo helicoidal y entonces surgen hilos que migran al azar dejando barras o islas entre ellos. En conclusión el factor crítico en la relación ancho – profundidad de un canal aluvial es el control de la erodabilidad o erosionabilidad del material por el cual transcurre la corriente. Un canal con alto contenido de limo y arcilla será más angosto y profundo debido a que el material puede aguantar el alto esfuerzo de corte hidráulico en sus taludes, mientras que la arena gruesa que no presenta cohesión, es erosionada más fácilmente y no resiste la erosión lateral, produciendo una sección amplia y poco profunda. La vegetación puede ejercer control sobre la resistencia del material a la erosión por el esfuerzo de corte hidráulico. Por otro lado, el gradiente de de los tramos entrelazados siempre es mayor que el de tramos meándricos cuando el caudal es constante. Esta relación se ha visto en corrientes meándricas se vuelve trenzada por un tramo y luego vuelve a ser meándrica, la pendiente del canal en el tramo trenzado es mayor a la del tramo meándrico. La razón es dada por la ecuación de Chezy, en la cual la forma de la sección del canal expresado por el radio hidráulico R, controla la velocidad v: v = C(RS)0.5, donde, v es la velocidad, C es el coeficiente de Chezy de Suavidad, R es el radio hidráulico y S es el gradiente. El radio hidráulico R para un canal amplio y superficial de un canal trenzado es menor que para un canal angosto y profundo meandriforme, debido a que el perímetro mojado Pw relativo al área de la sección es mayor. R = A/Pw Rtrenzado < Rmeándrico De este modo, en un tramo de canal de caudal constante, si el patrón cambia de meándrico a trenzado, R disminuye y debido a que la velocidad debe permanecer constante a fin de transportar la carga de sedimento, la pendiente del canal S en la ecuación de Chezy debe incrementarse. Si el patrón después cambia de trenzado otra vez a meandrico, la situación se invierte, esto es, R incrementa y entonces el gradiente debe disminuir. Easterbrook, (1999), advierte que el cambio en gradiente es una respuesta a los cambios en la forma del canal, mas no la causa del entrelazamiento; igualmente el incremento en el gradiente de una corriente no es la causa de que esta serpentee.



7.8 Concepto de equilibrio en sistemas fluviales Desde el siglo xxviii, varios autores como Gilbert, Powell (1876), Dutton (1882), y Davis (1909), reconocieron que las corrientes tienen un comportamiento ordenado y se acuñó el término “gradado” para describir las corrientes que logran una clase de equilibrio entre variables como el caudal, carga de sedimento y condiciones de pendiente. Gilbert (1877), definió un río gradado, como aquel río que tiene un gradiente en su perfil longitudinal, tal que su caudal siempre puede transportar el sedimento suministrado por la red de drenaje, sin depositar ni erosionar su lecho. Un río en equilibrio (graded en inglés), es un sistema en donde un cambio en alguna de las variables genera un reajuste en el sistema generando cambios para lograr un nuevo equilibrio. Posteriormente Mackin (1948), definió un río gradado de la siguiente manera: “una corriente gradada es aquella en la cual, en un periodo de años, su gradiente está delicadamente ajustado para dar, con el caudal y geometría de canal disponibles, la velocidad exacta, requerida para transportar la carga suministrada por la cuenca de drenaje” “la característica diagnóstica es que, cualquier cambio en cualquiera de los factores que lo controlan, generará un desplazamiento del equilibrio de manera que tienda a absorber el efecto del cambio”.

Variables de la geometría hidráulica

De acuerdo con Leopold y Maddock (1953), en la geometría hidráulica de una corriente existen variables que son independientes, semidependientes y dependientes, y están relacionadas con la tendencia de un río a lograr y mantener el estado de equilibrio. Las variables independientes de una corriente son el caudal, carga de sedimento, y nivel base final; estas variables son independientes porque la corriente tiene muy poco control sobre ellas, más bien se ajusta a ellas. En el caso del caudal, este está determinado por la precipitación, evaporación, permeabilidad del suelo, cantidad y tipo de vegetación y área de la cuenca de drenaje. Incluso el área de la cuenca también es afectada por otros cambios en el sistema aluvial por ejemplo la erosión retrogresiva por los tributarios puede agrandar el área de la cuenca de drenaje y por lo tanto incrementar su caudal. La carga de sedimento también es independiente porque la corriente no tiene control sobre este; la cantidad de sedimento depende del tipo de roca que aflore en la cuenca, del suelo que se produce por el clima, vegetación y pendiente predominante de las laderas de la cuenca. El tipo de roca es un control poderoso en la carga de sedimento; algunas rocas se meteorizan rápidamente a arenas o a limos y arcillas, las calizas producen principalmente carga disuelta con poco sedimento detrítico. Algunos tributarios erosionan su canal y por lo tanto tienen alguna autorregulación de su carga, pero la mayor parte de la carga llega a la corriente ya generada por la meteorización y remoción en masa en las laderas de la cuenca de drenaje y en las cárcavas de los tributarios de orden primario. Algunas veces la cuenca produce tan poco sedimento que la corriente está limitada en suministro (supply-limited), pero en la mayoría de corrientes hay más sedimento del que puedes ser movido y entonces se dice que es limitada en su transporte (transport-limited). El nivel base final es la tercera variable independiente del flujo de una corriente, ya que cuando una corriente alcanza el mar pierde su razón de ser. La corriente debe adaptarse al nivel base local o final, la energía de una corriente se configura por la altura sobre el nivel del mar a la cual ocurre la precipitación. Las variables semidependientes que interactúan para logran un estado de equilibrio son ancho del canal, profundidad, rugosidad, tamaño de grano del sedimento, velocidad y patrón de canal (la tendencia de una corriente a ser meándrica o trenzada). Son semidependientes debido a que son en parte determinadas por las tres variables independientes, pero son también en parte capaces de autorregularse ellas mismas en un río. Anteriormente se estudió que la profundidad, ancho y velocidad media son controladas por el caudal; la competencia depende de la profundidad y velocidad de la corriente; por otro lado la mezcla de diferentes



texturas de sedimento, especialmente la relación con el lodo, determina la relación ancho – profundidad del canal; la rugosidad del lecho está determinada por el tamaño de grano, formas de lecho y forma del canal. El lecho aluvial está configurado por tamaños de grano determinados por la competencia de la corriente y la competencia está determinada por factores como la velocidad, forma de canal, rugosidad y cantidad de carga y caudal. A su vez la rugosidad del canal genera turbulencia que afecta la competencia de una corriente para poner en movimiento la carga. El patrón de canal también interactúa con otras variables semidependientes, así que no hay forma de discrinimar las diferentes relaciones y retroalimentaciones entre estas variables semidependientes, Bloom (2004). La única variable dependiente es el gradiente de la corriente, el cual depende de todas las demás variables, ya que el gradiente puede cambiar al depositar en un tramo o al socavar en otro o al cambiar la longitud de la corriente como cuando se forman meandros o cuando se construye un delta Schum, (1993). Si el gradiente de un canal cambia repentinamente por ejemplo, por tectonismo, se convierte en semidependiente con las anteriormente definidas como tal. El gradiente evoluciona en el tiempo con un orden de magnitud por encima del ajuste mutuo de las demás variables y e el ajuste final que hace la corriente para estar en equilibrio. Bloom, (2004), agrega que la gradación o equilibrio se logra primero en la desembocadura de un río y gradualmente se extiende hasta sus vertientes. La denudación del terreno continúa dándose en tiempo geológico después que se logra el equilibrio, porque si un río es capaz de transportar sedimento al mar, continuará rebajando el paisaje sobre el cual transcurre. En una escala de tiempo geológica de millones de años, que es la escala de tiempo requerida para que el paisaje evolucione, la energía potencial de un río gradualmente se aproxima a cero y la velocidad de cambio del sistema también disminuye; el río permanece gradado, pero las características de esta condición cambian con el tiempo.

8. GEOFORMAS ALUVIALES Las huellas de los procesos fluviales quedan impresas en el paisaje como patrones ramificados de canales de corrientes y divisorias entre drenajes, Easterbrook, (1999). Estos patrones ramificados es lo que denominamos red de drenaje y el área drenada por esta se denomina cuenca de drenaje o cuenca hidrográfica.

Característica de la red de drenaje

Se denomina red de drenaje a la configuración tridimensional de surcos, cárcavas, canales o pasajes (lleven agua o no), a lo largo de los cuales fluirá agua en una aguacero o temporada lluviosa; esta red es la que drenará el agua del terreno y la entregará a una corriente principal para finalmente sea llevada al mar o a un depósito de agua como lago o laguna.

Permanencia o Intermitencia

Los drenajes o canales aluviales en regiones áridas o semiáridas, rara vez llevan agua de manera permanente; llevan agua solamente en temporada de fuertes aguaceros o temporada de lluvias, no en temporada seca; estas corrientes se denominan intermitentes. En regiones húmedas la mayor parte de los canales o drenajes llevan aguas todo el tiempo y entonces se denominan drenajes o corrientes permanentes; en climas húmedos también pueden existir drenajes intermitentes, pero la mayoría se limita a los drenajes más superiores de la red de drenaje.



El hecho de que un drenaje sea intermitente o permanente tiene que ver con la disponibilidad de agua y especialmente con la disponibilidad de agua subterránea para nutrir una corriente. Si una corriente tiene aporte de agua subterránea, seguramente será una corriente permanente, debido a que este aporte nutre la corriente cuando no hay escorrentía y esta puede mantener el flujo todo el tiempo; este tipo de corriente se denomina efluente. Por otra parte, si una corriente en vez de ser alimentada por agua subterránea pierde agua dentro del substrato entonces se denomina influente. En fotografía aérea se puede distinguir una corriente permanente que lleve agua limpia por el tono oscuro que presenta en la imagen y si es agua cargada de sedimento el tono será gris claro, sin embargo el estudiante debe realizar salidas a campo para revisar en el área de estudio que tipo de corrientes predomina y también tratar de determinar si las fotografías se tomaron en época de lluvias o en temporada seca.

8.1 Cuenca Hidrográfica En nuestro país, donde la mayor parte del paisaje es montañoso, distinguimos fácilmente que a cada corriente le corresponde un área de aporte de aguas que llegarán a ella durante un aguacero, a esta área de aporte se le denomina cuenca hidrográfica. Figura 43. Una cuenca hidrográfica es drenada por una corriente principal (4) y sus tributarios. Una microcuenca (3), está incluida dentro de una cuenca. Obsérvese las dos divisorias de agua (línea de puntos y línea a trazos). Una cuenca hidrográfica es un área de drenaje asociada a una sección dada de un río; es el área que aporta su escorrentía aun río determinado y está limitada por la divisoria de aguas, una línea imaginaria que es donde se define la dirección de la escorrentía o donde se divide el aporte hídrico a una u otra cuenca; esta línea generalmente coincide con las partes más altas de un área determinada, filos o crestas que rodean la corriente principal. Toda el área de la cuenca hidrográfica aguas arriba de una sección de un río, aportará

Divisoria de cuenca hidrográfica Principal

Divisoria de microcuenca

Corriente principal Tributarios Divisoria cuenca ppal. Divisoria microcuenca

Estación o sección del río donde se mide el caudal y la carga drenado y producida por la cuenca



escorrentía a la corriente principal y toda la escorrentía que es captada por el río pasará por esta sección y al medirla se habla de caudal de un río.

Orden de los tributarios de la red de drenaje

Los tributarios de un río principal se solían clasificar de acuerdo al orden en que se ramifican, en este ordenamiento la corriente principal de la cuenca se consideraba de primer orden, los tributarios inmediatos a esta, de segundo orden, los tributarios a estos, de tercer orden y así sucesivamente hasta los tributarios más pequeños. Horton, 1945, invirtió la secuencia para facilitar el trabajo en fotografías aéreas, pero Strahler, 1952, fue quien estableció finalmente la nomenclatura y asigna el mayor orden a la corriente principal, permitiendo comenzar por los arroyos más pequeños que serían de orden uno, cuando dos de orden uno se unen el resultante será de orden dos, cuando dos de orden dos se unen el resultante será de orden tres y así sucesivamente. Figura 44. Orden de los tributarios de una corriente. a: método establecido por Strahler, (1964). b: método utilizado por Horton, (1945).

1 1 1 1 1 1 1 2 2 1 2 2

3 3 1 4 2 1

1 1 1 1 2 2 4 2 4

3 4 1 4 2

a b

Figura 45. Microcuenca de la quebrada Faltriquera (afluente del río Lato, en

Piedecuesta y su divisoria de aguas en rojo. El intervalo entre curvas 25 m.

opetran Recreacional

Manzanares

Sururu

La Parcela

Granja Mata

Ramon

Faltriquera

El Naranjo

Pozonegro

Poleo

La Mata

El Granadillo

Luis Bohorques

Bellavista

Hda. Meseta Grande

r Charite

da. La Union

Urbanizacion El Refugio

Paraguay

Urbanizacion La Argentina

Escuela La Aurora

Pizza Ritmona

Fernando Becerra

Mariano RodriguezClub

Cerros de Manzanares

Alvaro Duarte

Caleruega Villa EsterConvento Padres Dominicos

Polideportivo Universidad Santo Tomas

TiendaValle de Umbria

Montanas

Misioneras

La YePolideportivo

Escuela Las Rosas

Finca La LaderTienda La PalmaEscuela La Palm

Florital

Pan de Azucar

Finca El Morro

Finca El Diamante

Escuela Flatriguera

Finca San Antonio

Tienda Nueva

La Aurora

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Finca Buenaventura

Tanque AcueductoCasa de TejaCurva de Velazco

El Mamon

Finca Las Palmas

Camino

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Densidad de drenaje

La densidad de drenaje, o longitud total de corrientes por unidad de área en la cuenca, es un indicador numérico de características de la cuenca como el regimen de lluvias y la capacidad de infiltración de los suelos de la cuenca. La densidad de drenaje se calcula delineando todos los drenajes en la fotografía aérea o en el mapa, midiendo la longitud de cada drenaje y sumándola para determinar la longitud total de los drenajes, calcular el área total que drenan estas corrientes y dividiendo la longitud total sobre el área total. Dd = ∑L/A, donde Dd: Densidad de drenaje. ∑L: Sumatoria de las longitudes de todos los drenajes. A: Área drenada por la red de drenaje. La densidad de drenaje en la práctica depende de muchas variables como el tipo de roca, grado de fracturamiento o foliación, tipo de suelo, relieve, vegetación, cantidad de lluvia y su intensidad y evapotranspiración. Las rocas intrusitas de grano grueso presentan baja densidad de drenaje, las rocas clásticas sedimentarias presentan altas densidades; la permeabilidad del suelo o la roca subyacente controlan la densidad, entre mayor sea la permeabilidad del suelo menor será la densidad de drenaje; si el suelo es impermeable entonces ocurre poca infiltración y mucho escurrimiento lo que significa mucha erosión y una alta densidad de drenaje, surcos cárcavas y tierras malas. Es importante tener en cuenta que la densidad de drenaje actual podría deberse a los efectos de cambios pasados en condiciones de lluvia o condiciones climáticas, o usos del suelo. Por ejemplo altas pluviosidades generan alta densidad de drenaje, la sobreutilización del suelo por el hombre en agricultura sin un manejo adecuado generará altas densidades de drenaje.

8.2 Patrón de drenaje Cuando la escorrentía se concentra y erosiona la superficie del terreno se crea un canal. Los canales de drenaje (los canales de surcos, cárcavas, quebradas y ríos), se unen unos a otros y forman una red que recoge las aguas de toda el área drenada y las vierte en un único río que se halla en la desembocadura de la cuenca. En la dirección y forma del patrón de drenaje influye la pendiente del terreno, la estructura geológica del terreno que atraviesa, la attitud de los estratos (rumbo y buzamiento), el tipo de rocas, el tipo de suelos desarrollados, la vegetación, por supuesto el clima y la disponibilidad de agua de escorrentía para drenar. Así el clima y el relieve del suelo influyen en el patrón de la red, pero la estructura geológica subyacente suele ser el factor más relevante. Los patrones hidrográficos están tan íntimamente relacionados con la geología por eso son muy utilizados para interpretar indirectamente la geología y la estructura geológica predominante. La red de drenaje se puede ver en fotografías aéreas de escala pequeña y nos puede dar información sobre la litología existente, la estructura geológica y la fase erosional de la región en estudio. Se puede asegurar por ejemplo que en rocas estratificadas el patrón de drenaje estará controlado enteramente por la litología, rumbo y buzamiento de las rocas, dirección de zonas de debilidad como planos de estratificación, rocas blandas, dirección de diaclasas, fallas, forma y dirección de plegamientos locales.



En los textos de geomorfología, la red de drenaje se ha clasificado en un patrón básico de drenaje, pero como puede ocurrir que este patrón no cumpla completamente la definición, puede ocurrir una versión de este patrón denominada patrón modificado. Dentro de los patrones básicos de drenaje se tienen: dendrítico, paralelo, trellis, rectangular, radial, anular, multibasinal y contorsionado. Dentro de los patrones modificados podemos tener: subdendrítico, pinado, anastosomático, distributario, subparalelo, colineal, direccional trellis, curvado trellis, trellis de falla, trellis de diaclasa, angular, centrípeto, complejo, compuesto y palimpsesto.

Multibasinal Contorsionado

Dendrítico

Rectangular

Radial Anular

Trellis

Paralelo

Figura 46.Patrones básicos de drenaje. Cada uno de estos puede ocurrir a escala diferente en fotografías aéreas. Tomado de A.D. Howard 1967.



Patrón básico Interpretación Modificado del básico

Interpretación o significancia local del patrón modificado

Dendrítico Indican homogeneidad de la roca y falta de control estructural, se caracteriza porque los tributarios se unen a la corriente principal a ángulos agudos; se desarrollan por erosión aleatoria de arroyos insecuentes sobre rocas de igual resistencia, con frecuencia se forma sobre estratos horizontales, masivos ígneos o rocas metamórficas

Subdendrítico Pinnado Anastomosado Distributario

Control estructural secundario. Materiales finos impermeables y erosionables. Plan de inundación, deltas y pantanos mareales. Abanicos aluviales y deltas.

Paralelo Corrientes que fluyen en direcciones casi paralelas unas a otras, sus cursos son controlados por una dirección general de la cuesta, o por rasgos paralelos o subparalelos de la topografía, no son muy comunes y son limitados con frecuencia a una cierta área.

Subparalelo Colineal

Laderas pendiente media o controlada por geoformas subparalelas. Entre crestas de arena y loes lineales.

Trellis Rocas volcánicas, sedimentarias o metasedimentarias de bajo grado inclinadas o plegadas y con erosión diferencial; zonas de fallas paralelas; fondos marinos, lacustres levantados limitados por crestas de playas. Pequeños tributarios de casi la misma longitud en los lados opuestos de corrientes subsecuentes largas y paralelas.

Subtrellis. Trellis Direccional Trellis recurved Trellis fallado Trellis diaclasado

Geoformas elongadas paralelas. Homoclinales suaves o laderas suaves con crestas. Pliegues con cabeceo. Fallas ramificadas, semiparalelas convergiendo o divergiendo. Fallas o diaclasas rectas paralelas.

Rectangular Consiste de tributarios que se unen a ángulos rectos a las corrientes principales, también exhiben ángulos rectos en sus canales como resultado de la intersección de arroyos subsecuentes al intersectar fallas, se desarrollan sobre sistemas fallados, estos sirven como indicador de sistemas fracturados.

Angular.

Existencia de fallas o diaclasas que se intersectan a ángulos diferentes al ángulo recto. En muchos casos es común un patrón combinado rectangular y angular.

Radial Los arroyos consecuentes fluyen desde un área principal en todas las direcciones, se desarrollan a grandes alturas sobre formas recientemente levantadas, tales como conos volcánicos, domos intrusivos, por lo general este drenaje fluye hacia abajo con la cuesta inicial. También se puede presentar en colinas o montañas residuales. En terrenos volcánicos se puede repetir y se denomina multiradial.

Centrípeto.

Se presenta en cráteres, calderas, y otras depresiones. Un complejo de patrones centrípetos en áreas de muchas depresiones se llamaría multicentrípeto.

Anular Se forma exclusivamente en estructuras anulares (de ahí su nombre) producidas por extrusiones ígneas que han causado el levantamiento periférico de las formaciones sedimentarias o volcanoclásticas que originalmente cubrían la zona.

Los tributarios más largos que entregan a las corrientes anulares subsecuentes, indican la dirección de buzamiento y permiten la distinción en domo y basin.

Multibasinal Se utiliza este nombre para el drenaje que ocurra en un patrón de múltiples depresiones. Se puede formar en depósitos superficiales de terreno ondulado, generado también por erosión diferencial o depósitos de remoción en masa reciente, volcanismo, permafrost y zonas de disolución de calizas.

Glacial desordenado. Cárstico. Termocárstico. Alongado en bahías.

Erosión o depositación glacial. Presencia de rocas calizas en el subsuelo. Presencia de permafrost. Deltas y planicies costeros.

Contorsionado Se forma en rocas metamórficas gruesamente foliadas y replegadas. Las capas resistentes las pueden originar dikes o bandas de migmatitas. Se diferencia del trellis recurvado en que carece del orden regional y la discontinuidad de crestas y valles de este. Se presenta en pequeña escala.

Los tributarios más largos que entregan a las corrientes subsecuentes curvas, generalmente indican el buzamiento de las capas metamórficas y permiten distinguir entre anticlinales y sinclinales cabeceantes.

Tabla 7. Significado geológico y geomorfológico de los patrones de drenaje. Howard, (1967).



8.3 Control estructural en el patrón de drenaje El destino y la dirección que una corriente toma está configurada por: a) el rumbo y buzamiento inicial de la estructura, b) erosión remontante o retrogresiva al azar, c) erosión remontante diferencial. Una vez establecido el curso de un río, puede ser alterado por condiciones de resistencia de los materiales que atraviesa para formar diversas configuraciones, Easterbrook, (1999). Las corrientes se han clasificado según su origen en consecuentes, insecuentes, subsecuentes, obsecuentes, resecuentes y antecedentes, Lobeck, (1948). Sin embargo, Ollier y Pain, (2000), sugiere no utilizar esta nomenclatura, por lo menos para las corrientes denominadas subsecuentes, resecuentes y obsecuentes, debido a que los nombres parecen implicar una secuencia de tiempo en su origen que es errónea. Por ejemplo las corrientes subsecuentes se cree se generan después de las consecuentes y las obsecuentes y resecuentes después de las subsecuentes; en realidad toda el área de cualquier terreno debe ser drenada y la escorrentía y la iniciación del drenaje afecta todas las partes de la superficie desde el mismo inicio.

Corrientes consecuentes

En libros antiguos de geomorfología se dice que una corriente consecuente es una corriente principal que sigue la dirección de la superficie inicial de la estructura geológica en rocas plegadas; cuando la lluvia cae se dirige en un curso de agua que fluye en dirección del buzamiento inicial de la estructura principal en rocas sedimentarias, es decir, es consecuente con la inclinación inicial. Otras estructuras sobre las que se desarrollarían ríos consecuentes son las laderas de conos volcánicos o campos de lava, regiones recientemente desocupadas de hielo, plataformas marinas emergentes y superficies de domos, anticlinales o bloques fallados.

Corrientes de rumbo (subsecuentes)

Sobre un paquete basculado de rocas duras y blandas, las lodolitas se erosionan primero porque son más débiles, por tanto se desarrolla un patrón de drenaje en donde las corriente principales corren a lo largo del rumbo sobre la roca blanda y forman valles de rumbo paralelos, separados por crestas que forman los estratos resistentes. Estas corrientes siguen la dirección de las rocas más débiles, es decir, se forman por erosión remontante sobre litología blanda, generalmente es erosión diferencial. Algunas veces corrientes que inicialmente son consecuentes, sobre una nueva superficie se pueden convertir con el tiempo a una corriente de rumbo a medida que ajustan su canal tomando ventaja de zonas de rocas débiles. El mecanismo de ajuste generalmente es por captura de corrientes. Las corrientes de rumbo entregan a las consecuentes. Figura 47. Bloque diagrama que ilustra la relación de los drenajes con rocas sedimentarias basculadas y nomenclatura de las corrientes. Mod. de Ollier y Pain, (2000).

Corriente de rumbo Cte. Anti Buzam. Cte. Buzamiento



Corrientes de buzamiento (resecuentes)

Son corrientes que fluyen en la misma dirección del buzamiento de las formaciones en la misma dirección que las corrientes principales consecuentes, pero se desarrollan a un nivel de erosión más bajo. Estas corrientes son tributarias de las corrientes de rumbo y generalmente se unen de forma perpendicular a ellas. Cuando el buzamiento es bajo estas corrientes son más largas que las de antibuzamiento y tienen gradiente bajo.

Corrientes antibuzamiento (obsecuentes)

Son corrientes que corren en sentido contrario al buzamiento de las capas, entregan a las subsecuentes y llevan una dirección contraria a la dirección de la corriente consecuente; corren en sentido contrario al buzamiento de la formación, son cortas, forman a veces cascadas, tienen un gradiente alto y también se unen a las de rumbo en ángulos rectos. Estas corrientes también presentan una densidad de drenaje mayor. Figura 48. .Bloque diagrama de rocas sedimentarias basculadas. Intercalación de lodolitas y areniscas sobre las que se desarrolla un patrón trellis cuyo origen respecto de la estructura es, c: corriente consecuente, b: corriente de buzamiento, a: corriente antibuzamiento, r: corriente de rumbo. Modificado de Van Zuidam, (1986). A medida que evoluciona la red de drenaje se tendrán corrientes de rumbo paralelas a las que llegan corrientes de buzamiento largas y espaciadas por un flanco y por el otro corrientes antibuzamiento cortas y cercanamente espaciadas; este patrón claramente muestra la influencia de la estructura de las formaciones sedimentarias sino que dan información acerca de la dirección de buzamiento, la dirección de rumbo, la localización de los estratos menos permeables, las rocas más resistentes e incluso la cantidad de buzamiento. Este patrón de drenaje final es el que se denomina trellis.

Corrientes insecuentes

Son formadas por la evolución de tributarios que erosionan al azar de forma retrogresiva y no obedecen la estructura predominante, no son controlados; generalmente ocurre por erosión en surcos y cárcavas que se desarrollan en litologías homogéneas o en rocas estratificadas cuando el buzamiento es bajo o casi horizontal en donde el control estructural por la roca subyacente no es evidente. En general el patrón que desarrollan es dendrítico.

Corrientes antecedentes

a b r c

r c



Es una corriente que mantiene su curso a medida que se va produciendo levantamiento, plegamiento o basculamiento del terreno. Para que esto ocurra el levantamiento debe ser muy lento de modo que la corriente pueda mantenerse en el tiempo para que pueda disectar la estructura y mantener su curso. Una clave para conocer una corriente antecedente es mirar si las crestas que cruza son más altas que las montañas donde nace la corriente. Por tanto las corrientes que han mantenido sus valles a través de crestas tectónicas se dice que son antecedentes debido a que el río es más antiguo o antecedente a la deformación.

8.4 Captura de una corriente La captura de un río es el cambio en el curso de un río cuando una corriente disecta o erosiona verticalmente más rápido y se remonta en la cuenca de drenaje de otra corriente cercana que erosiona su lecho más lentamente. El curso de la corriente remontante puede llegar a atrapar el curso menos activo y le roba el caudal, es decir lo captura. Figura 49. Captura de un río y desvío de su caudal por una corriente remontante de mayor gradiente que erosiona más rápido. Una corriente c-d tiene alto gradiente, está erosionando verticalmente y retrogresivamente bastante rápido. La corriente a-b tiene gradiente suave y erosiona lentamente; en el grafico bajo, la corriente c-d ha capturado las aguas del río a-b en x, el tramo de río a-x reduce su caudal y las aguas de b-x se agregan a c-d incrementando su erosión vertical aún más. El cambio rápido en x se llama un codo de captura, la sección antigua de la corriente a-b en y-x no lleva más agua; la captura se puede deducir y el tramo y-x, se puede distinguir porque hay depósitos aluviales y si el río era complejo también podríamos ver terrazas y otras formas aluviales, pero no agua. La captura de una corriente puede ocurrir por abstracción o por intersección, Easterbrook, (1999); la abstracción ocurre cuando la erosión de la divisoria de aguas entre dos drenajes es mayor en una de las corrientes que en la otra, al ocurrir esto, la corriente más energética avanza hacia la menos energética y la captura. Las corrientes que más probabilidad tienen des capturar otras son aquellas que tienen: gradientes mayores, distancias cortas a un nivel base, transcurren sobre rocas más blandas para erosionar. La captura por abstracción es común en rocas sedimentarias plegadas o basculadas de diferente resistencia a la erosión; las corrientes que corren transversalmente a la estructura, son las más vulnerables a ser capturadas por corrientes de rumbo que van erosionando sobre rocas más débiles. Los canales primarios, abandonados ahora por la captura, quedan sin caudal o solo alimentados por drenajes aguas abajo y se nota que no encajan con el valle heredado de la anterior etapa, las curvas que se forman en el punto de captura se denominan codos de captura.

B x A D

B x y C A D



La intersección ocurre en planicies aluviales en donde la planicie está formada por gruesos depósitos arenosos o arenogravosos, por movimiento lateral de dos corrientes meandriformes en donde una corriente puede intersectar, a través de uno de sus meandros, a la otra corriente y tomar su caudal. Tambièn puede ocurrir por levantamiento tectónico que ayuda a que pequeñas corrientes incrementen su gradiente y sean más erosivas que grandes corrientes transversales, como ocurrió con el río Lebrija en ….

8.5 Geoformas asociadas a planicies aluviales Las planicies aluviales pueden ser de roca erosionada cubierta con una pequeña carpeta de sedimento o por gruesos depósitos de sedimentos aluviales, las planicies o valles aluviales, son formadas por los ríos que corren a través de ellos, en periodos de depositación máxima; Las geoformas y depósitos de sedimento que hacen parte de una planicie aluvial reflejan y representan toda una gama de subambientes presentes en la planicie, entre ellas las planicies de inundación, terrazas, taludes del río, taludes de terraza, meandros abandonados, pantanos, barras puntuales y lateralmente las corrientes que salen de las montañas pueden formar conos o abanicos aluviales. Figura 50. Geoformas asociadas a una planicie aluvial de un río meandriforme. At: abanico terraza, Bp: Barra puntual, Ma: meandro abandonado, Pa: pantano, Pin: planicie de inundación, Ta: talud o banco del río, T1 y T2: terrazas aluviales. Las planicies aluviales son formadas por acreción lateral y asentamiento vertical en una corriente estable y agradacional. En los ríos de caudal permanente (ríos en regiones de clima húmedo), el mismo sistema aluvial, generalmente ha construido planicies de inundación para acomodar el material y agua de los flujos más caudalosos y menos frecuentes. Las planicies de inundación pueden representar periodos de recurrencia diferentes, así, puede haber terrazas que bajas que serán inundadas por avenidas con periodos de 1.5, 100, 500 años. Rahn, (1986).

Pin T1 T2 At Pa Bp Pin Ta Ma



Figura 51. Esquema para ilustrar la frecuencia a la inundación relativa al canal y a la geomorfología asociada a las planicies aluviales o planicies de inundación. Modificado de Rahn, (1986). El sedimento en una planicie aluvial es retrabajado continuamente a medida que los meandros del canal principal migran a lo largo de la planicie. La erosión se lleva a cabo en la parte externa de los meandros, mientras que la depositación se realiza en las barras puntuales de la parte interna de los meandros; estos depósitos son denominados depósitos de canal, los cuales contrastan con los depósitos de inundación más finos que quedan al ceder la inundación. La predominancia de los depósitos de canal o de los depósitos de inundación depende de la frecuencia con la cual los meandros del canal principal se muevan a través de la planicie de inundación. La planicie de un canal que lentamente se mueve a través de sus meandros y que rara vez logra llegar los bordes opuestos del valle, estará caracterizado por depósitos de planicie compuestos de limos y arcillas con pequeñas cantidades de depósitos de canal. Lo contrario ocurre en la planicie de inundación de un canal meándrico vigoroso, el cual contendrá mucho más sedimento de canal como arenas y gravas.

Terrazas Aluviales

Las planicies de terrazas aluviales y las planicies de superficies erosionales son producidas por depositación y erosión de canales de corrientes y en el pasado tuvieron que ser el piso de un valle aluvial. Por tanto las terrazas son remanentes de valles aluviales antiguos que ahora se encuentran en un nivel más alto que el valle actual de la corriente activa que los formó y están allí como producto de la incisión o erosión de su mismo antiguo valle por la corriente actual. La pendiente de las superficies de erosión y/o de las terrazas representa el gradiente de la corriente que los formó y debido a que son superficies gradadas o superficies de equilibrio de la corriente, atraviesan o truncan rocas de resistencia variable. Easterbrook, (1999). La incisión del canal que forma las terrazas aluviales, se constituye en una interrupción al ciclo de erosión, por consiguiente el término terrazas cíclicas, las causas de la incisión de una corriente pueden ser por: cambio en el nivel base de erosión, por levantamiento tectónico y por cambios climáticos que afectan las relaciones carga y caudal. Los cambios en el nivel base pueden consisitir de cambios eustáticos en el nivel del mar o cambios en niveles base locales.La mayoría de las planicies de inundación tienen un microrrelieve de unos pocos metros o menos, incluyendo las terrazas de la planicie de inundación que son depositadas o erosionadas durante inundaciones de severidad variable. En otros casos como en climas desérticos o semidesérticos donde existen corrientes intermitentes, estos flujos ocasionales se esparcen sobre la superficie de abanicos aluviales. Un abanico aluvial es una geoforma muy visible en ambientes áridos y semiáridos y se forma cuando una corriente de agua y sedimento, temporal o intermitente, sale de las montañas con pendiente alta y se esparce al llegar a una planicie aluvial de menor pendiente; la depositación se produce porque el flujo se hace más

CANAL (1.5 años)

Planicie de inundación (100 años)

Planicie de inundación (500 años)

Terraza baja

Terraza alta (no sujeta a inundación)



ancho, disminuye la velocidad, la profundidad y por pérdidas de agua por infiltración en los depósitos aluviales . Los abanicos aluviales varían en tamaño e inclinación y se caracterizan por la forma de cono al verlos en fotografías aéreas donde el ápice apunta hacia las montañas de donde viene. Figura 52. Abanicos aluviales en clima semiárido (izquierda), donde varios conos se unen para formar laderas compuestas o conos de talud. Abanico en clima húmedo (derecha), se utilizan frecuentemente como zonas de cultivo. (Fotos tomadas en el Cañón del Chicamocha y Laguna de Ortices respectivamente). En la mayoría de abanicos la corriente que los genera es intermitente por tanto la mayoría del tiempo no hay flujo y la probabilidad de inundación a menudo es minimizada o ignorada. Las inundaciones cuando ocurren pueden ser de agua con poca concentración de sedimento en abanicos de clima húmedo hasta flujos torrencales altamente saturados de sedimento o flujos de escombros capaces de mover grandes bloques, en climas áridos; el canal seguido por una inundación a menudo cambia al ser bloqueado por escombros y el lugar de la próxima inundación varía en el espacio y el tiempo, haciendo difícil el manejo de amenazas por inundación en estos sitios.



9. Bibliografía: Davis, W.M., 1899. The geographical cycle. The Geographical Journal, 14(5): 481-504. Keller, N.A. Pinter, N. 1999. Active tectonics, earthquakes, uplift and landscape. Prentice Hall, New Jersey.338 pp. IDEAM, Instituto de Hidrología, Meteorologia y Estudios Ambientales. 2000. Unidades geomorfológicos del territorio colombiano. República de Colombia, Ministerio del Medio Ambiente. Bogotá. Butt and Zeegers. 1992. Regolith exploration geochemistry in tropical and subtropical terrains. Suárez Diaz, Jaime. 1992. Manual de Ingeniería para el control de erosión. CDMB, UIS. Bucaramanga. Dooke R.U. and Doornkamp J.C., Geomorphology in environmental management, a new introduction 2nd Edition Oxford University Press. 1993. Barnes, H.H., Jr. 1967. Roughness characteristics of natural channels. US Geological Survey, Water-Supply Paper 1849. Leopold, L.B., y Maddock, T., Jr., 1953. The hydraulic geometry of stream channels and some physiographic implications. USGS, Professional Paper 252. Leopold, L.B., Colman, M.G., y Millar, J.P., 1964. Fluvial processes in geomorphology. W.H. Freeman. San Francisco. Leopold, L.B., 1953. Downstream change of velocity in rivers. American Journal of Science, 251:606-624. Leopold, L.B., 1960. River meanders. Geological Society of America Bulletin, 71:769-794. Rubey, W.W., 1938. The force required to move particles in a stream bed. USGS, professional Paper 189-E, pp. 121-141. Easterbrook, D.J.,1999. Surface Processes and Landforms, second edition. Prentice Hall. Villota Hugo. 1991. Geomorfología aplicada a levantamientos edafológicos y zonificación física de las tierras. IGAC. Orell M. and Morató M.1985. Breviario de geomorfología. Ediciones Oikos-tau. Barcelona. Lobek A.K. 1939. Geomorphology An introduction to the study of landscapes. MacGraw Hill. Scheidegger Adrian E. 1990. Theoretical Geomorphology. Spirnger Verlag. Van Zuidam Robert A.. 1986. Aerial Photo-interpretation in terrain análisis and geomorphologic mapping. Internacional Institute for Aerospace Survey and Earth Sciences. ITC.



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Ollier C. and Pain C. 2000. The Origin of mountains. Routledge. London. 345 pp.



10. Contribuciones Históricas Heródoto (485-425 ac): se dio cuenta que las rocas egipcias que contienen conchas fósiles fueron formadas en el fondo oceánico y reconoce el crecimiento del delta del Nilo en periodos de tiempo muy extensos. Aristóteles (384-322 ac): Creía que la tierra podría haber surgido de debajo del agua oceánica y áreas ahora continentales podrían quedar por debajo del Nivel del Mar. Describió la erosión por corrientes y la depositación de aluviones por deltas. Lucrecio (925-55 ac): reconoció la descomposición de las rocas por la meteorización. Strabo (54 ac-25 dc): Encontró ejemplos de elevación y subsidencia de la tierra, describe la acción transportadorea del agua y explica los principios de crecimiento de deltas. Seneca (3-65): observa la erosión de valles por corrientes de agua. Avicena (980-1037): vió que las montañas podrían ser creadas por levantamiento cortical y esculpidas por erosión a largo plazo. La implicación de que el paisaje es esculpido por la erosión de los productos del levantamiento fue un concepto geomorfológico importante considerando la época. Ni los griegos con su filosofía, ni los romanos con su pragmatismo lograron establecer la geomorfología, ni aún la geología como ciencia, no obstante que tuvieron la oportunidad de extensos viajes alrededor del mundo conocido para la época. Viene luego la época oscura del feudalismo en donde hubo poco espacio para el pensamiento científico. Pero en el renacimiento se vuelve a retomar el estudio de la tierra. Leonardo DaVinci(1452-1519): encontró fósiles marinos en las rocas y vio cambios entre continentes y océanos. Agrícola (1494-1555): Explicó las montañas formadas por erosión y remosión en masa. Steno (1638-1687): observó que el agua corriente es el principal agente de erosión; sin embargo hasta el siglo xix, el avance en la geología fue estorbado por la estricta interpretación bíblica de la creación de acuerdo al génesis, la cual dio poca oportunidad al pensamiento según el cual las geoformas se desarrollan lentamente. Por tanto muchos científicos y filósofos creían que las formas del paisaje fueron creadas instantáneamente por procesos catastróficos y cualquier pensamiento diferente se consideraba herejía. No obstante muchos otros científicos continuaron con la percepción de que el paisaje era creado por procesos lentos a través de largos periodos de tiempo. Targioni – Tozzetti (1712-1784): escribe que los ríos erosionan su valle diferencialmente de acuerdo al tipo de roca y pierden su habilidad erosiva a medida que se acercan al nivel del mar. Leckerk (1707-1788): sugiere que en largos periodos de tiempo, la erosión por corrientes podría reducir las montañas al nivel del mar. Guettard (1715-1786): discutió la erosión por corrientes, transporte de sedimento y construcción de planicies de inundación. Reconoció la importancia de la acción de las olas en la destrucción de los acantilados de pizarra.



Desmarest (1725-1805): suministró evidencia de que los paisajes de Francia (Stream worn valleys of central France), evolucionaron mediante etapas erosionales sucesivas. Desausure (1740-1799): escribió sobre la acción erosiva y depositacional de los glaciares alpinos. Werner (1749-1817): postuló un océano global a partir del cual las rocas volcánicas y sedimentarias fueron precipitadas; los creedores de esta creencia son conocidos como neptunistas. Sostenian que las características superficiales de la tierra habian sido formadas por depositación y erosión submarina y por la recesión del nivel del mar. No supieron explicar a donde se fue tanta cantidad de agua. Lamarck (1744-1829): en 1802 publicó su trabajo en hidrogeología en la cual sostiene que las montañas son talladas por agua corriente. Cuvier (1769-1832): obscureció el panorama al postular que las inconformidades y el paisaje eran el producto de grandes catástrofes (la última era el diluvio universal de Noe), al avanzar y retroceder el mar erosionando. Las ideas de Cuvier fueron populares y sus seguidores se llamaron Catastrofistas. La oposición entre neptunistas y catastrofistas prevaleció y creció durante la parte final del siglo xix. Pero esto cambió por las observaciones detalladas de un geólogo escocés. Hutton (1726-1797): en su trabajo: “Theory of the Earth with proofs and illustrations”, publicado en 1788, Hutton sostuvo que las rocas graníticas y volcánicas no habían sido precipitadas de un océano global, somo creían los neptunistas, sino que se formaron por calentamiento subsuperficial y fusión de rocas que después eran empujadas a la superficie. Hutton a través de mucho trabajo de campo concluyò que las formas del paisaje son formaas por la lenta y continua actividad del agua corriente que eroda la tierra y que el sedimento depositado por ríos en el mar provee los materiales con los cuales se forman las rocas sedimentarias; el levantamiento posterior de estas rocas crea nuevas tierras que son erosionadas otra vez por corrientes que transportan nuevamente sedimento al océano para formar nuevas rocas sedimentarias. Hutton vió “No vestige of a begining, no prospect of an end” a este proceso continuo. Hutton sostiene que el presente es la clave del pasado y que observando los procesos del presente, uno podría extrapolar al pasado para inferir el origen de las rocas sedimentarias hechas por procesos antiguos. Su pensamiento se llama UNIFORMITARIANISMO: los procesos físicos y químicos naturales observados han operado en el pasado y continuarán haciéndolo en el futuro. Este pensamiento forma la base para la interpretación de las características sedimentarias de las rocas y de todos los principios científicos. Playfair (1748-1819): reescribió el libro de Hutton en 1802, estableció sin duda el concepto de que las corrientes son las que sistemáticamente modelan su propia cuenca de drenaje. Un concepto que más tarde se llamaría la ley de Playfair. Concibió que el gradiente de una corriente es ajustado a lograr un equilibrio con la velocidad, la descarga de agua y la cantidad de sedimento transportado y que estas partes del sistema aluvial se ajustan mutuamente. La edad de la razón para la geología vino con la exposición clara que dio Playfair a las ideas de Hutton. El mundo científico finalmente reconoció la antigüedad de la tierra y se trazó un camino claro para la geomorfología. El estigma de la herejía religiosa fue disminuído posteriormente por los libros populares de Lyell. Lyell (1797-1875): geólogo uniformitarianista que publicó varias ediciones de “the principles of geology”, fue un promotor del uniformitarismo y oponente del catastrofismo.



Surrell (1813-1887) trabajó con ríos torrenciales, obtuvo conomiento de la relación de la erosión y la depositación con el perfil longitudinal de una corriente. Jukes (1811-1869) mostró como la red de drenaje se ajusta a la estructura geológica e introdujo el concepto de valles subsecuentes. Reade (1832-1909): comprobó la importancia de la disolución como un factor de erosión. Stemberg (1825-1885): relacionó los procesos de transporte de corrientes y los perfiles longitudinales de estas al carácter de la carga de lecho. Ramsay (1814-1891) y Von Richthofen (1803-1905): estudiaron la acción del oleaje como medio para peneplanizar grandes superficies erosionales, sobre las cuales se depositan secuencias transgresivas. Lesley (1819-1903): estudió la erosión diferencial. Bernhardi (1802-1887): publicó las primeras evidencias de antiguas glaciaciones sobre el continente europeo ahora no cubierto por hielo. Agassiz (1807-1873): y Charpentier (1786-1855): estudiaron las características glaciales y popularizaron el concepto de las extensas glaciaciones continentales. Charles Darwin (1809-1882): también trabajó en geología y explicó la estructura y distribución de arrecifes de coral, la formación de islas volcánicas y estudió la geología de parte de Suramérica. En 1835, estando en chile fue testigo de un gran movimiento sísmico que desplazó la línea de costa unos cuantos pies y lo condujo a pensar que la corteza terrestre no es tan estable como se presume. Planteó su teoría sobre la evolución de los arrecifes de coral para formar atolones. Powell (1834-1902): concibió la idea del Nivel Base de erosión (al realizar una excursión por el río Colorado), bajo el cual la superficie continental no puede ser erosionada. Los ríos erosionan con la tendencia a ese nivel base, pero a medida que se acercan a este, su habilidad para erosionar se reduce y lo hace paralelamente a la reducción del gradiente del río. Davis (1850-1934): recogió todas las ideas anteriores en un concepto más completo y comprehensivo, una teoría, denominada El Ciclo de erosión publicada en sus Geographical Essays, en 1909. Penck (1888-1924): las laderas son controladas por la velocidad de levantamiento, no hay levantamiento primero y luego erosión sino ambos simultáneamente. Gilbert (1850-1934): retroalimentación negativa: corrientes que transportan tanta carga como sea posible sin ni siquiera erosionar o depositar parte de ella, una condición que llamó gradación. Wesson et al. 1975. United States Geological Survey. Professional Paper 941A. 116 pp.

guiageomorfologia2009 (victor caballero)

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