semana 15

GEOMORFOLOGIA CLIMATICA

La Geomorfología climática estudia el relieve en sus relaciones con el clima. En efecto, el modelado adquiere diferentes aspectos según la influencia del medio bioclimático bajo el cual evoluciona. La acción del clima sobre el relieve se manifiesta tanto en la explotación por erosión diferencial de la estructura geológica y la litología, como en aspectos variables del modelado. Según la petrografía de las rocas y el clima, ellas tienen distintos comportamientos. El clima puede actuar directamente sobre la superficie terrestre o bien indirectamente, cuando se interpone una cubierta vegetal entre la litosfera y la atmósfera. Así, la eficacia del clima depende de la cubierta vegetal y de los suelos. De acuerdo a esto se reconocen sistemas morfogenéticos en que dominan procesos geomorfológicos con acciones mecánicas y, sistemas morfogenéticos en que dominan los procesos físico-químicos y bioquímicos.

Las variaciones climáticas del Cuaternario, caracterizadas por la alternancia de períodos glaciales e interglaciales, han tenido efectos geomorfológicos significativos. Esto demuestra que el modelado se efectúa por pulsaciones sucesivas y que la morfogénesis es discontinua en el tiempo y en el espacio. El período Cuaternario es de gran inestabilidad climática y muchos de los modelados actuales sobre la superficie terrestre son heredados de paleoclimas.

Así, en todas las áreas geográficas es posible encontrar formas heredadas las cuáles no corresponden al conjunto coherente de las otras formas dentro de las cuales se localizan y que están sometidas a la acción de procesos que no tienen relación directa con las características de su modelado. Estas formas heredadas son el testimonio de épocas anteriores en que fueron elaboradas bajo otras condiciones climáticas diferentes de las actuales.

Algunos ejemplos de geoformas que se originaron en períodos glaciales y que hoy se encuentran en áreas donde no hay glaciares son los lagos de represamiento morrénico, los circos y los amplios valles glaciales. De los períodos interglaciales se reconocen en algunas áreas ciertos depósitos y formaciones superficiales tales como playas de niveles marinos transgresivos, alteraciones rojizas y costras ferruginosas.

GEOFORMAS PERIGLACIAR:

Campos de piedras (stone pavements) El crioclastismo y procesos paleoclimáticos glaciales producen empedradas con clastos de diferente granulometría, conformando campos de piedra en las áreas llanas.

Suelos estructurados o campos de polígonos (patterned ground) El crioclastismo asociado con crioexpulsión y pipkrakes genera cierta distribución en la disposición de las rocas sobre el suelo, produciendo bordes de clastos dispuestos alternadamente con clastos caóticos (ver figura 1). Los suelos estructurados pueden clasificarse según el orden que adquieren las figuras geométricas que se desarrollan tales como círculos, estrías o redes y polígonos); la pendiente del terreno y la génesis de las formas.

Crioturgencia

Suelos estriados (stone stripes) Cuando los polígonos no han sido ordenados ni adquieren forma poligonal, se generan estrías o redes que son rocas acumuladas en forma de líneas irregulares y onduladas.s como círculos, estrías o redes y polígonos); la pendiente del terreno y la génesis de las formas.

Suelos involucionados (crioturbación) La crioturbación genera suelos involucionados, cuyos horizontes se confunden caóticamente y se manifiestan protuberancias sobre la superficie. En amplias regiones estos suelos generan rugosidad y pliegues sobre la superficie del terreno.

Geoformas de crioturgencia (Lentejones, palses y pingos) La crioturgencia puede provocar lentejones o hinchazones del suelo en forma abombada. Los solevantamientos del suelo por el hielo subsuperficial genera palses o lentejones de 5 a 20 metros de diámetro. En ocasiones, cuando estos lentejones están asociados al permafrost, se genera lentejones mucho mayores llamados hidrolacolitos o pingos, cuyas dimensiones pueden superar los 300 metros de diámetro y los 30 metros de altura. Estas geoformas se localizan en altas latitudes cercanas al círculo polar ártico (ver figura 2).

Lóbulos de gelifluxión Los lóbulos de gelifluxión se generan en las laderas de moderada pendiente y son formas rugosas del terreno debidas al desplazamiento de la epidermis del suelo.

GEOFORMAS DE PAISAJES ARIDOS:
 
En el modelado de las regiones áridas se reconocen cuatro grandes grupos de formas en función de la naturaleza de las combinaciones de los procesos que las generan. Estas corresponden al modelado de:

Formas estructurales En el modelado hay un predominio de la horizontalidad de los macropaisajes, con topografías rectilíneas con elementos morfoestructurales en que las formas de detalle son menos importantes. La ausencia de suelo y vegetación otorga a las estructuras y a las rocas gran prioridad. Como las lluvias son breves y episódicas y caen sobre suelos desnudos, rápidamente adquieren un carácter torrencial (ver figura 1). En las rocas cristalinas de los escudos desérticos hay formación de lomos de ballena a partir de los filones en el batolito. Se forman cerros islas o inselberg aislados o en grupos, cuyo tamaño va de algunos metros a decenas de metros y sus diaclasas curvas definen laderas convexas y abruptas. El inselberg marca una ruptura de pendiente o knick, en el contacto con los planos inclinados. En estructuras sedimentarias dispuestas horizontalmente, se forman mesetas estructurales de areniscas y rocas calcáreas llamadas hamadas, las cuales están recubiertas de fragmentos rocosos angulosos formando una superficie de desierto rocoso o reg. 1 2 3 4

Glacis y pedimentos Como el escurrimiento es ocasional, hay escasos canales y el agua escurre en manto produciendo el lavado y desmantelamiento de los materiales superficiales, especialmente en las rocas menos consolidadas. Hay tres elementos geomorfológicos esenciales que expresan la morfología árida: el cerro isla o inselberg, los planos inclinados en que se reconocen los glacis y pedimentos y, la depresión salina o salar hacia la cual convergen las aguas. Los glacis y pedimentos son planos inclinados que se extienden desde la base de los relieves más altos constituyendo enormes rampas. Un glacis es un plano inclinado de débil pendiente, menor a 10º, y recubierto por material detrítico. En su parte superior ocurren procesos de arroyada en zurcos del tipo rill wash, y en su parte parte media e inferior arroyada en manto del tipo sheet flood. Los glacis son excelentes acuíferos naturales, como en la Pampa del Tamarugal en la cual hubo comunidades agrícolas en la época prehispánica cuya base cultural era la distribución de agua mediante canales y acequias (ver figura 2). Un pedimento o glacis rocoso, es un plano inclinado labrado directamente en la roca fundamental de tipo cristalino, y que está ligeramente cubierto de material disgregado. Un pediplano es una planicie que resulta de la yuxtaposición de varios pedimentos. La formación de un pedimento se debe a procesos de erosión y transporte de materiales en manto o sheet flood, por el cual la lámina de agua se esparce como un flujo turbulento. A esto se agrega la arroyada difusa del tipo rill wash, a través de pequeños canalículos anastomosados. También la coalescencia de grandes conos de deyección contribuye a la formación de glacis y pedimentos. Los pedimentos y glacis del norte de Chile se localizan desde la frontera con Perú hasta la latitud de Copiapó, a lo largo de 990 kilómetros. Es una faja de pediplanos muy bien conservada entre Guailillas por el norte y río Loa por el sur, en que el drenaje se dispone paralelo. La disposición estructural del pediplano chileno conecta el ámbito cordillerano con las pampas de la depresión intermedia. En la sección superior, entre 2500 y 3000 metros, se localiza el pedimento o glacis rocoso; en la sección inferior, entre 1500 y 2500 metros, se encuentra el glacis detrítico, que es una cobertura de materiales con arenas gruesas y finas que escurren hacia las pampas que funcionan como llano de base de sedimentación. El ancho medio de estas formas es kilómetros. 5 6 7 8

Depresiones salinas cerradas (salares o sebkhas) El endorreísmo de las áreas desérticas favorece el estancamiento de las aguas para dar origen a lagos cuyas aguas llevan disueltas gran cantidad de sales. Los planos inclinados de glacis y pedimentos pueden converger hacia estas depresiones conformando salares que son depresiones salinas cerradas, lagos salados cuyas aguas se han evaporado, a veces rodeados de vegetación halófita. Los salares están alimentados por napas subterráneas cuyas aguas ascienden por capilaridad cuando hay altas temperaturas y debido a la fuerte evaporación, los salares muy lentamente, van concentrando las sales disueltas. El aire seco del desierto actúa como una esponja obligando al agua subterránea a subir por capilaridad generando los encostramientos superficiales. Gran parte de los acuíferos existentes en el desierto chileno datan de épocas pasadas, como en el salar de Atacama (III Región), salar Grande (I Región) en los que hay explotación mineral de cloruros, nitratos, carbonato de calcio, litio, y otros. Con frecuencia el origen de los salares está relacionado con cuencas tectónicas y ellos se localizan en bloques hundidos, vinculados a fallas como es el caso en Chile del salar de Soronal en la Cordillera de la Costa, I Región. En la Pampa del Tamarugal, las sales se han originado con la actividad volcánica del Cuaternario antiguo, un clima más húmedo que el actual permitió una repartición de dichos sedimentos químicos en toda la extensión del territorio nortino, concentrando sus depósitos en las depresiones que se formaban como consecuencia de la actividad tectónica local. En la actualidad, la actividad freática que ha reemplazado al escurrimiento superficial antiguo permite, gracias a la notable sequedad atmosférica que actúe el ascenso de sales aprisionadas en el subsuelo, este mecanismo de origen freático, transporta las partículas del suelo o cubierta detrítica superficial provocando tipos variados de costras como campos de mota, que son microalteraciones de la superficie del suelo en campos de evaporitas del desierto y formación de superficies de costras poligonales (ver figura 3). 9 10 11 12

Modelado eólico La superficie desnuda de los desiertos favorece la circulación del viento por ascenso, subsidencia o, lateralmente. En los desiertos subtropicales o tropicales como Sahara, Kalahari, Australia, y en los desiertos litorales, los alisios soplan de manera regular, ellos son secos y su velocidad promedio de 20 km/hora. La dinámica eólica ejerce una acción de deflación sobre las arenas y de corrasión sobre las rocas compactas produciendo efectos de pulido, estriado y facetado de la superficie de las mismas. El modelado de ablación, con pérdida de materia, típico es el yardang, que son formas esculpidas por el viento en materiales blandos con alguna compactación, similares al casco de un barco invertido pueden tener tamaños muy variados de algunos metros hasta decenas de metros de altura y largo. En cuanto al modelado por depósito de materiales, en las regiones áridas, las arenas eólicas pueden quedar atrapadas por la vegetación y dar origen a dunas del tipo nebka. Las dunas móviles son los barjanes, que en los desiertos se desplazan individualmente o en conjunto sobre superficies descubiertas. En el centro de los desiertos, los ergs son verdaderos macizos arenosos complejos que son construidos de manera progresiva, como el Gran Erg occidental sahariano que posee 80 000 kilómetros cuadrados de superficie o el de Rub el Kahli en Arabia con 500.000. En su interior se encuentran las grandes dunas piramidales llamadas ghourds. Los ergs a su vez pueden presentarse como cadenas de dunas longitudinales del tipo seif, separadas por amplios pasillos o corredores; o bien constituir ergs más compactos en que los pasillos están cerrados porque las alas de los barjanes forman brazos de dunas que se apoyan en las dunas longitudinales originando una malla y creando una estructura compartimentada con profundos alvéolos de paredes abruptas, este conjunto recibe el nombre de dunas en aklé (ver figura 4). Debido a su extensión la génesis de los ergs es muy compleja, y probablemente estos grandes campos dunarios se explican por la diversidad de combinaciones dinámicas efectuadas por vientos de fuerza y direcciones diferentes. A diferencia de las dunas elementales, los ergs representan edificaciones cuya historia se extiende en el tiempo y en que los vientos actuales solo modifican la superestructura de estas grandes construcciones de arena, como el erg de Atacama en Chile. 13 14 15 16 17 18 19