DEFINICIONES

Forma de relieve:

aspecto particular que adoptan los volúmenes de la superficie del terreno. Están en constante cambio debido a los procesos erosivos.

Agente morfogenético:

elemento erosivo desencadenante de uno o más procesos que dan lugar al modelado del relieve.

Proceso morfogenético:

meteorización, transporte y acumulación de sedimentos responsables del modelado del relieve.

Sistema morfogenético:

conjunto de procesos o mecanismos erosivos que condicionan la elaboración y evolución de las formas de relieve en un espacio determinado.

Gelifracción o gelivación:

aumento del volumen del agua al convertirse en hielo. En este proceso varían la temperatura y la duración. La microgelifracción se produce cuando la roca se fragmenta. Es el comienzo de la congelación. Si las grietas no se encuentran saturadas completamente por agua lo que ocurre es que el agua comprime el aire hasta que se termina rompiendo la roca.

Termoclastia:

es la dilatación y la contracción de los materiales, depende del calor y del tipo de material. Por este proceso se crean fisuras que pueden acabar rompiendo la roca.

Haloclastia:

es la fragmentación que aparece a causa de las sales. Se produce al aumentar el tamaño de los cristales y al aumentar la humedad relativa, que es absorbida por las sales, aumentando el volumen. Ocurre en lugares de escasas precipitaciones.

Hidroclastia:

afecta fundamentalmente a las arcillas, cuando estas comienzan a secarse se generan grietas por desecación.

Las formas del relieve terrestre y su elaboración

Las formas del relieve pueden ser puramente estructurales, es decir, nos muestran directamente la estructura geológica. En los lugares donde hay materiales duros (granito) tiene que haber unos procesos erosivos fuertes para modelar el relieve. Las formas erosivas, también tiene formas estructurales.

Por lo tanto, todas las formas estructurales no son puramente estructurales hay elementos erosivos y viceversa.

Los glacis son superficies casi planas al borde de las montañas, características de las zonas áridas y semiáridas. El viento es un agente que genera movimientos de materiales.

TEMA 1: Los sistemas morfogenéticos

El objetivo de la geomorfología es el estudio de las formas del relieve. La forma del relieve es el aspecto particular que adoptan los volúmenes de la superficie del terreno. Las formas del relieve no son permanentemente, se modelan continuamente según los mecanismos de la erosión.

Hay diferentes condicionantes y factores explicativos de las formas del relieve:

• Morfoestructurales, estos se dividen en: litoestructurales (rocas: resistencia, solubridad…; estructura: fallada, aclinal, plegada) y fisiográficos (pendientes, orientación y desnivel).
• Erosivos: fisiográficos (pendientes, orientación y desnivel), climáticos azonales y polizonales.

Los procesos de modelado

Una parte de los procesos de erosión, y por tanto la morfogénesis, varían según las zonas climáticas (varían la meteorización, los modos de transporte y los depósitos de los materiales).

El clima puede verse, a su vez, modificado por la cubierta edáfica y vegetal.

1. La influencia directa del clima y el problema de su evaluación: el clima interviene directamente sobre el modelado en aquellas regiones y zonas donde la cubierta vegetal y edáfica es escasa y poco densa, especialmente en los medios fríos y áridos.
2. La influencia indirecta del clima por la modificación de las condiciones climáticas en la superficie del suelo:
   La cubierta vegetal y edáfica es capaz de modificar las condiciones climáticas que afectan directamente a las rocas. Así, puede observarse: modificación de la intensidad del viento, modificación de las temperaturas y modificación del régimen hídrico y de las condiciones hidrológicas.
3. El modelado no climático: el esculpido de las formas de relieve también se realiza: según la acción de elementos no vinculados al clima (azonales) y según elementos vinculados a una o varias zonas climáticas, pero no a todas (polizonales).

Los sistemas morfogenéticos del planeta

Un agente morfogenético puede desencadenar más de un proceso elemental. Estos procesos elementales dan lugar a procesos complejos. El conjunto de los procesos complejos forman el Sistema Morfogenético.

TEMA2: La meteorización

Los procesos de preparación del material.  La meteorización físico-mecánica: las clastias.  La meteorización química y bioquímica: la alteración. Es el  acto inicial de la morfogénesis. Es el conjunto de modificaciones mecánicas, físicas y químicas que sufren los materiales rocosos en el contacto con los agentes atmosféricos.

La meteorización depende de  la resistencia que tenga la roca frente a los agentes atmosféricos.

• Tipos de rocas:

  
  

Rocas sedimentarias: su espesor en relación con la corteza terrestre es mínimo pero la mayor parte de la superficie terrestre está ocupada por las rocas sedimentarias (arcillas, lutitas y pizarra (51%), arenas y areniscas (15%) y calizas (7%)).

Rocas magmáticas y metamórficas (endógenas): plutónicas (15%), metamórficas (8%) y volcánicas (3%).

La meteorización da lugar a fragmentos rocosos, dependiendo del tamaño de estos fragmentos podemos diferenciar entre: bloques, cantos, grava, gravilla, arenas gruesas, arenas medias, arenas finas, limos gruesos, limos finos y arcillas.

En toda estructura superficial encontramos: el esqueleto de la formación superficial. El esqueleto pueden ser todos del mismo tamaño lo que se denomina un depósito bien clasificado o pueden ser distintos, es decir, con un depósito mal clasificado.

Además, encontramos materiales finos, lo que se denomina la matriz (rellena los huecos entre los esqueletos).

Composición del suelo

La superficie del suelo está formada por fragmentos rocosos de diverso tamaño. Las formaciones detríticas (rocas que proceden de otras rocas) superficiales pueden ser afectadas por acciones químicas deformando la descomponiendo la roca madre como puede ser el granito y la pizarra; cada tipo de roca es afectada de forma diferente según su constitución. El producto de la meteorización que cubre la roca original se le denomina regolito, solo material mineral.

Una capa en donde se produce una mezcla entre elementos orgánico y materia mineral se conoce como suelo. Los suelo aparecen divididos en horizontes:

-El primer horizonte que encontramos es el A y está asociado al enriquecimiento del suelo; encontramos el A0 hojarasca: es la acumulación de materia orgánica en descomposición.

-En el horizonte A1, humífero se forma el humus donde la materia orgánica ya ha sido procesada y mezclada con la materia mineral.

-En el horizonte A2, eluvial, los materiales por la acción del agua dan lugar a ácidos

-El horizonte B es una capa de acumulación donde se van infiltrando los elementos de las capas superiores.

-El horizonte C se corresponde con la roca madre en lo más profundo (aunque puede estar al descubierto), y progresivamente se va meteorizando por los agentes químicos hacia y entrando en interacción con las capas superiores con la materia orgánica.

TEMA 3: Procesos morfogenéticos en los medios fríos

• El dominio glaciar

El dominio glaciar se define en función de la presencia de su agente morfogenético fundamental, los glaciares, y de las acciones de modelado del relieve que desarrollan.

Los glaciares son voluminosas acumulaciones de hielo sobre las superficies continentales que tienen dinámica propia, que tienen movimiento. Se extienden por diferentes áreas continentales del Planeta, acumulando volúmenes de agua distintos, según su desarrollo, y adoptan formas muy variadas. Los principales tipos son dos: los glaciares regionales o inlandsis y los glaciares locales.

Los primeros, los inlandsis, son los de mayor dimensión; su extensión supera el millón de km². Sólo existen dos en la Tierra: el de la Antártida (12.500.000 km²) y el de Groenlandia (1.560.000 km²).

Los glaciares locales tienen dimensiones mucho más reducidas, sus longitudes máximas implican a unas decenas de kilómetros, y por lo general se encuentran instalados en áreas montañosas que adquieren la suficiente altitud como para que el frío asegure su permanencia.

• Acumulación, ablación y balance glaciar

El dominio glaciar se caracteriza por recibir unas precipitaciones sólidas que, a causa de su abundancia o de la permanencia de bajas temperaturas, no se funden completamente a lo largo del año.

El conocimiento de las condiciones de formación, evolución y desarrollo de los glaciares actualmente se realiza a través de establecer el balance de masa del glaciar. Los términos que permiten establecer el Balance neto de Masa Glaciar (Bn) son la Acumulación (Ac) de agua en estado sólido y la Ablación (Ab) o pérdida de ella.

• La línea de equilibrio glaciar (ELA)

  
  

El intento de definir la glaciación de una región montañosa se ha hecho, frecuentemente, por medio de definir la altitud por encima de la cual se instalan los glaciares. De esta manera, se definieron en bastantes montañas las altitudes de las nieves perpetuas o la altitud que alcanzaba la línea de nevé sobre los glaciares. Pero a partir de extenderse y difundirse los métodos de establecimiento del Balance de masa glaciar en montañas de muy distintos continentes y latitudes, especialmente durante las décadas de 1980 y 1990, se ha empleado un nuevo parámetro que difiere de aquellos, el de la Línea de altitud de equilibrio glaciar (ELA).

Esta línea de altitud, la  línea de equilibrio glaciar,  es la curva de nivel que diferencia sobre el glaciar el área de acumulación del área de ablación. Por encima de ella el Balance de masa en el glaciar es positivo y por debajo de ella ese Balance es negativo. Así, a lo largo de ella el Balance estará equilibrado, será igual a 0. Si el Balance total de masa de un glaciar está equilibrado, en su conjunto, su línea de equilibrio glaciar es denominada línea de equilibrio del glaciar en estado uniforme.

Para calcularla en un glaciar determinado se establecen los términos del Balance de masa, en diferentes tramos altitudinales, por medio de puntos de control en los que se define, por medición directa, la acumulación y ablación anual. También se han propuesto diferentes aproximaciones teóricas, sin medición directa, por medio de aplicar determinadas relaciones, o ratios, calculadas a partir de las observaciones y mediciones realizadas en glaciares de la misma latitud. Así, la altitud de la ELA en estado uniforme se calcula, en ocasiones, por medio de la relación entre la altitud menor y mayor del hielo multiplicada por una razón, que para los glaciares templados ha sido calculada en 0,35/0,4 [hmin + (hmax-hmin) R]. También se ha calculado dicho parámetro por medio de calcular la relación entre el Área de Acumulación respecto al Área total del glaciar, la cual para los glaciares templados es de 0,6 0,05.

CLASIFICACIÓN Y TIPOLOGÍA DE LOS GLACIARES ACTUALES

Los glaciares del planeta son de muy diferentes tipos, ocupan cada uno de ellos extensiones variadas (desde millones de km² hasta algunas hectáreas) y su  estado físico, según las temperaturas que se registran en su área de acumulación son muy diferentes.

Según su ESTADO FÍSICO, derivado de la temperatura de la masa de hielo en la parte superior del aparato glaciar y del abastecimiento (acumulación) nival, los glaciares pueden ser clasificados en tres categorías:

• Los glaciares polares o fríos cuya masa, en la zona de alimentación conserva siempre, incluso en el centro del verano, una temperatura inferior a 0º. Su temperatura media anual está próxima a los  -8ºC y las precipitaciones que reciben son muy escasas, inferiores a los 500mm anuales. Son característicos de las regiones polares y de las partes más secas de las montañas asiáticas.
• Por otro lado, se encuentran los glaciares templados, de influencia marítima, en los que la temperatura de su masa está muy próxima al punto de fusión. Ocupan regiones con una temperatura media anual próxima a los 0ºC y reciben precipitaciones superiores a los 2000 mm. Su línea de equilibrio (ELA) está a baja altitud, cerca o por debajo de la línea del árbol. Tienen una importante ablación estival y, como vimos, su movimiento es rápido y su acción geomorfológica importante. Implican a las montañas de la Patagonia, Islandia, Noruega, montañas que bordean el Golfo de Alaska, algunas de las del Cáucaso, Alpes exteriores…
• Por último, los glaciares  intermedios o también llamados subpolares son aquellos en los que las temperaturas en profundidad son siempre bajas pero en superficie se da una fusión de la nieve durante los veranos. La temperatura media anual en ellos es de unos grados por debajo de 0ºC y las precipitaciones que reciben se comprenden entre los 2000 y los 500mm. El agua de fusión penetra en la masa de hielo y recristaliza inmediatamente, con lo que no se da agua líquida en profundidad, a diferencia de los templados.

Con un criterio dominante geomorfológico, la clasificación de los glaciares suele hacerse en función de la  EXTENSIÓN, los tipos de regiones que cubren  Y LA FORMA que adoptan. En primer lugar se diferencian los glaciares  regionales, los inlandsis, y los glaciares locales.

LOS INLANDSIS

: Son enormes masas de hielo, que alcanzan extensiones de millones de kilómetros cuadrados, representadas en el mundo actual por el inlandsis  de la Antártida (12.500.000 km2) a las que habría que añadir 1,5 millones de km² para los hielos flotantes, y por Groenlandia (1.560.000 km2). Como ya se ha mencionado, su existencia se debe fundamentalmente a las bajas temperaturas que generan una ablación muy reducida, perteneciendo al tipo de glaciares fríos o polares.

La forma de estos glaciares es de cúpula rebajada, con una topografía suave, de escasos obstáculos salvo en sus bordes, que alcanza unas altitudes considerables en función de la acumulación. Su gran espesor les permite no tener relación con la topografía sobre la que se asientan, es independiente del sustrato, inundan por completo el relieve, sobresaliendo exclusivamente algunas altas montañas sobre la superficie del hielo como el Monte Vinson en las montañas Ellsworth de la Antártida (4.897 m), completamente aisladas, que reciben el nombre de nunataks. Pero ellos son raros.

La masa de hielo antártica ha sido evaluada por Lorius en unos 30 millones de km³, con espesores que alcanzan los 4.800 m a 70º de latitud sur, encontrándose por tanto el sustrato rocoso bajo el nivel del mar.

Groenlandia tiene unas dimensiones más reducidas. Solamente 1,8 millones de km² en su inlandsis. En él se diferencian dos plataformas o domos, norte y sur, de los cuales el primero supera los 3.000m de altitud. Tanto en Groenlandia como en la Antártida la altitud, junto a la latitud, juegan un papel decisivo en cuanto a sus bajas temperaturas. Éstas son muy variadas a su vez, ya que pueden alcanzar frecuentemente los 50 o bajo cero y excepcionalmente son más bajas (-90 es la mínima récord en la Antártida).

Una situación anticiclónica permanente domina los inlandsis que, en la Antártida, da lugar a una zona central, de muy débiles precipitaciones, las cuales son exclusivamente en forma sólida, con vientos poco frecuentes. La superficie del suelo se encuentra cubierta de nieve, endurecida en algunos sectores a causa de tempestades locales. Hacia los bordes existe una zona periférica de vientos divergentes y violentos que forma un anillo de gran anchura (700/800 km), donde la cubierta nival es más irregular, generalmente endurecida, que llega hasta las barreras sobre el océano.

Por último, la zona oceánica externa, ya fuera del dominio de los anticiclones, que comprende las islas, la parte exterior de las barreras y la Tierra de Graham, recibe ya unas precipitaciones abundantes.

Desde un paisaje de gran uniformidad en el centro de los inlandsis, de grandes domos de nieve y hielo, se pasa hacia unos bordes en los que la topografía es más accidentada, los nunataks son más frecuentes, y el hielo se individualiza en lenguas en función de los valles. Es allí donde el hielo funde (Groenlandia) o se canaliza hasta el mar (Antártida).

Son lenguas que alcanzan dimensiones considerables, por ejemplo la de Beardmore hacia el Mar de Ross se desarrolla en 200 km de largo por 40 de ancho; alcanzan frecuentemente el mar y, las olas, las rompen en acantilados dando lugar a los icebergs.

Estas lenguas que alcanzan el mar, son diferentes de las barreras (ice-shelves) o hielos flotantes, ya que estas, son golfos ocupados por nevé flotante sobre el que se acumulan las precipitaciones nivales.

Los  GLACIARES LOCALES, tienen por el contrario una dependencia muy marcada de la topografía sobre la que se instalan, además de la propia dependencia climática, suelen corresponderse con las altas montañas. Hay diferentes categorías:

a)  LOS GLACIARES DE PIEDEMONTE, en los que la alimentación es muy abundante, sobrepasando los hielos el valle propiamente dicho, e instalando su terminación en el ante país de la cadena montañosa.

Sus cabeceras están formadas por un conjunto de circos que emiten el hielo por medio de valles secundarios hacia un valle principal, donde se desarrolla una lengua, generalmente ya por debajo de la línea de equilibrio glaciar, cuya longitud puede ser de decenas de km (40-50 km).

Llegan al piedemonte donde extienden un lóbulo, en forma de semicírculo (5-20 km de diámetro). Son glaciares típicos de las regiones subhúmedas, como Alaska (Malaspina, en la cadena del San Elías, Bering, Alsek), o Chile meridional.

Se encuentran en regiones con un  margen muy amplio entre la línea de equilibrio y la máxima altura (6000m  con ELA a 600-800m).

b) LOS GLACIARES DE VALLE, son los más simples y característicos. Respecto a los anteriores les falta el lóbulo de piedemonte y sus dimensiones son inferiores a las de aquellos. El mayor es el de Fedschenko (77km) en el Pamir, seguido por el Baltoro (56 km) en el Karakorum. En los Alpes sus dimensiones son más reducidas ya que el más largo de ellos, el Aletsch, sólo alcanza 24km.

Los glaciares de valle se desarrollan en dos tipos de regiones:

1.- Las montañas de las zonas templadas (Alpes, Asia central, las Rocosas), donde los desniveles son fuertes y la diferencia de altura entre la ELA y las cumbres es bastante más reducido que en los glaciares de piedemonte.

2.- Algunas regiones polares o subpolares de alimentación no muy abundante (Nueva Zembla, Spitzberg, parte de la Tierra de Francisco José…) donde el margen entre la ELA y las cumbres aumenta de nuevo.

Cuanto más seco es el clima, los glaciares de valle se desarrollarán mejor cuanto mayor sea el margen entre las cumbres y la ELA. En los Alpes, con abundantes precipitaciones, bastan 2000 m para que se desarrollen, mientras que el Himalaya tibetano, más seco, necesita más de 3000 m. Los grandes glaciares del Asia central solamente deben su existencia a que están alimentados por montañas excepcionalmente elevadas.

Cuando el hielo es abundante, numerosas corrientes que provienen de los circos superiores confluyen hacia la parte media del glaciar. Y es a partir de esta confluencia cuando se individualiza la lengua. La confluencia suele venir marcada tanto por un ensanchamiento en el glaciar como por un aumento del espesor de hielo. Es un lugar que, por extensión del topónimo en el glaciar del Aletsch, se denomina Plaza de la Concordia; alcanzando allí el hielo un espesor de 792 m. A estos glaciares con numerosas cabeceras y una lengua se les denomina “glaciares alpinos compuestos”. Si la alimentación es más escasa, la lengua se desarrolla menos y la zona de convergencia se encuentra muy próxima al a extremidad del glaciar, dando en los casos extremos lenguas atrofiadas como en el glaciar Gorner.

C) LOS GLACIARES SIN LENGUA

Son aparatos simples, elementales, cuyo desarrollo en altitud es siempre más reducido -no sobrepasan algunos centenares de metros de desnivel. Sin embargo, su extensión superficial puede ser grande, aunque sólo en el caso de algunas formas: los glaciares de plataforma.

En conjunto se localizan en las regiones en que el margen altitudinal entre los puntos culminantes y la ELA es de las más reducidas. También están repartidos ampliamente en la superficie del planeta. Se encuentran en las regiones polares (casquetes de hielo del archipiélago de Francisco José) donde ocupan las regiones más bajas y secas, en las montañas templadas (fjells noruegos, Pirineos) o subtropicales (Sierra Nevada) y tropicales (Andes peruanos y bolivianos y África oriental). Son las únicas formas que existen en las montañas donde las condiciones son favorables a la glaciación de las zonas áridas y de la zona intertropical, donde se da una gran lejanía entre la ELA, situada a gran altitud, y las cumbres: Pocas montañas superan los 6000 m en estas zonas.

Dentro de estos glaciares elementales hay diferentes tipos que pueden agruparse en dos:

1.- Glaciares en casquete con escorrentía divergente, constituidos por un casquete cubierto de nevé, abombado hacia el centro, en una posición topográfica culminante, de manera que el hielo escurre hacia sus bordes. Cuando la alimentación es abundante, el dibujo del borde se complica ya que aparecen lenguas divergentes y se pasa a la categoría de los glaciares compuestos (Vatna Jökull), participando incluso de unos grandes desniveles.

Normalmente, los glaciares de casquete con escorrentía divergente tienen una topografía poco contrastada, de plataforma más o menos extensa, o bien son conos volcánicos ampliamente recubiertos. Entre las primeras, destacan las superficies de aplanamiento de macizos antiguos que se desarrollan unos 200 o 300 m por encima de la ELA, y son típicos los glaciares de plataforma de las montañas noruegas. Cuando el margen es mayor, no son iguales ya que desarrollan lenguas que descienden por valles encajados.

Son relieves construidos recientemente, con una topografía regular, ideal para la instalación de casquetes de hielo, mientras que las condiciones climáticas son desfavorables para su desarrollo y, por tanto, para la construcción de lenguas. También aparecen en las grandes cadenas plegadas alpinas, son los domos de hielo, que ocupan cumbres aplanadas por encima de la ELA, pero sus flancos con vertientes de gran pendiente no permiten mantenerse a la nieve o el hielo.

2.- Los glaciares de escorrentía convergente: Estos no son nunca culminantes; ocupan depresiones dominadas por relieves rocosos, que pueden elevarse bastantes centenares de metros por encima de ellos. Debido a ello, pueden situarse entonces bastante por debajo de las líneas de equilibrio, mientras que las cumbres y aristas no tienen ni glaciares ni neveros.

Si estos glaciares están por encima de la ELA, la alimentación combina avalanchas y caída de nieve, siendo ambas suficientes para que el glaciar ocupe toda la depresión: glaciar de circo, de forma globulosa.

• Geomorfología fluvial

Un lecho fluvial es el espacio por el que circula el agua de escorrentía que fluye con continuidad. Posee un caudal determinado, rara vez constante a lo largo del año, y desemboca en el mar, en un lago o en otro río, en cuyo caso se denomina afluente.

Desde la perspectiva geomorfológica, los cursos de agua son esencialmente agentes de erosión y transporte de sedimentos que, cada año transfieren grandes cantidades de material sólido desde el interior de los territorios drenados hacia las partes bajas de los mismos y hacia el mar. Estos canales transportan unas 19.000 millones de toneladas de materia cada año en todo el mundo.

En zonas secas, los ríos no contienen agua la mayor parte del año, son efímeros. Los ríos intermitentes fluyen estacionalmente al menos un mes al año. El más importante de todos es el agua de escorrentía ya que crea una gran parte del paisaje y forma llanuras de inundación.

El lecho fluvial está compuesto por:

• Curso: es por donde corre el rio desde su nacimiento hasta su desembocadura
• Afluente: son ríos secundarios que aportan aguas al rio principal.
• Cuenca: es el territorio que ocupa el rio principal y sus afluentes.
• Caudal: es la cantidad o volumen de agua que pasa por una sección determinada en un tiempo dado.

Por otra parte, una Cuenca Hidrográfica es la porción de un territorio que drena a un colector principal (río o lago), limitada normalmente por líneas de cumbres (Divisoria de cumbres, línea en un terreno desde la cual las aguas corrientes fluyen en direcciones opuestas).

Las Redes de Drenaje comprende toda el área de la cual una corriente y sus tributarios reciben agua y cada tributario tiene también su propia área de drenaje, que forma parte de la cuenca más grande. Las actividades de un río se desarrollan en el valle fluvial y en su cuenca de drenaje, que constituyen el paisaje fluvial.

• Múltiples canales de flujo
• Barras e islas intermedias
• Difícil medir la sinuosidad
• Material del lecho: grava
• Pendiente usualmente alta
• Sección transversal ancha
• Presentan un diseño multicanalizado y de baja sinuosidad. En este caso es poco frecuente el desarrollo de extensas planicies y barras en espolón y por lo general no se forman albardones.
• Los sedimentos de corrientes entrelazadas o trenzadas son el resultado de la alternancia de las etapas de socavación por inundación y posteriormente, del relleno de múltiples canales interconectados dentro de los límites del valle de un rio.
• Al progresar la gradación en el valle, las fases de inundación y sedimentación se reflejan en las superficies locales de erosión (fondo de los canales) y en las unidades apiladas que gradan de grueso a fino hacia arriba.
• Típicamente, los depósitos de las corrientes entrelazadas muestran poca variación vertical o lateral.
• A lo largo del curso se nota una disminución en el tamaño de los granos desde la fuente a la costa.

Meandriformes o serpenteados (Alta sinuosidad y con un único canal principal):

• Sucesión de curvas unidas por tramos rectos
  • Sinuosidad > 1.5
  • Valles amplios
  • Pendientes bajas
  • Material transportado: arena
• Los canales discurren sobre amplias planicies de inundación, de los que son separados por acumulaciones cordoniformes denominadas albardones.
• El tipo más frecuente de acumulación en los canales son las barras en espolón, que muestran en su superficie el desarrollo de barras espiraladas.
• Aunque con menos frecuencia algunos ríos meandriformes muestran también barras internas de canal.
• Las corrientes que desarrollan meandros son usualmente aquellas de baja pendiente, con moderada carga de sedimentos y con fluctuaciones moderadas en la descarga.
• La velocidad de la corriente es mayor a lo largo del «talweg» y también aquí es mayor el transporte de sedimentos, especialmente el de material más grueso. El transporte más activo de sedimentos ocurre cuando el rio está crecido y simultáneamente se produce la mayor erosión en la orilla de socavación.

• Los procesos eólicos: Procesos de toma en carga y transporte. Las formas de erosión derivadas del viento

El viento es el movimiento en masa del aireen laatmósfera. Es un buen agente de erosión, aunque no tan efectivo como el agua o el hielo. Su acción, particularmente en zonas áridas, es responsable del transporte y deposición de grandes volúmenes de sedimentos creándose un paisaje eólico. Los materiales que pueden ser transportados por el viento son diversos: areniscas, arcillas, cenizas volcánicas…

La erosión es un proceso natural, llevado a cabo por los agentes atmosféricos que es capaz de degradar el suelo y transportar las partículas a otro lugar. Hay tres tipos de erosión: pluvial (precipitaciones), fluvial (agua de los ríos) y eólica (viento).

 Por lo tanto, la erosión eólica es el desgaste de las rocas o el suelo debido a la acción del viento. Esta erosión suele ser lenta y para que tenga efecto el suelo tiene que estar desnudo, es decir, sin vegetación ni obstáculos.

Características

Los vientos tienen tres características principales: la velocidad que determina la cantidad de partículas que serán transportas, así como su tamaño y la distancia que se desplazarán. La dirección que determina la orientación de los mantos eólicos. Y turbulencia que es el levantamiento o desprendimiento de las partículas.

Principales factores que actúan en la erosión

Para que la erosión se lleve a cabo es primordial que actúen una serie de factores. Los más importantes son:

• Clima: Los factores climáticos (del tipo de la temperatura, humedad, precipitación…) tienen una gran influencia en la realización de los procesos de erosión eólicos. Cuanta mayor sequía, elevadas temperaturas y vientos fuertes, más fácil es la erosión eólica.
• Suelo: la erosión del suelo a partir del viento depende de la textura y estabilidad estructural. Los suelos con una textura más gruesa se erosionan más fácil y crean un estabilidad estructural menor.
• Rugosidad de la superficie: Cuanto mayor es la rugosidad del suelo, menor es la velocidad que puede alcanzar el viento por lo que las partículas disminuyen su capacidad de traslación.
• Vegetación: Es uno de los factores más importantes en la erosión eólica. Esta actúa como una capa protectora para el suelo evitando así que la acción del agua o el viento lleguen a él y puedan erosionarle.

Tipos de erosión eólica

El primero es la abrasión que tiene lugar por acción natural al chocar las partículas transportadas contra la superficie del suelo. Requiere del transporte de elementos que sean cortantes. Mediante la abrasión se producen orificios o acanaladuras en la roca. De esta forma se crean las rocas fungiformes (cuando una masa rocosa destaca sobre un llano es erosionada por la base a través de la abrasión.) El segundo es la deflación que se produce al levantarse las partículas que están sueltas en la superficie terrestre. Las partículas más finas (arcillas) son las que más fácil se levantan. Este proceso actúa donde el terreno está completamente seco y recubierto por pequeños granos procedentes de la meteorización de las rocas o te alguna sedimentación anterior causada por el agua. La principal forma de erosión producida por la deflación son las depresiones de deflación, unas pequeñas cuencas de poca profundidad que se llenan de agua convirtiéndose en barro. El tercer factor es la atrición que es el desgaste mutuo de las partículas al chocar entre sí.

Tipos de transporte por el viento

Las partículas desplazadas por la erosión eólica se transportan mediante diferentes mecanismos: Rodadura, reptación, deslizamiento, saltación y suspensión. Los granos gruesos lo hacen por los tres primeros mecanismos citados, los de tamaño medio por saltación y los más finos por suspensión.

• Suspensión: Cuando una partícula choca contra el suelo hace que las partículas que estaban depositadas anteriormente rebiten adentrándose en la zona turbulenta. De esta forma se forman las nubes de polvo que pueden llegar a alcanzar 3000-4000 metros de altura. Este mecanismo carece de importancia en el transporte de arenas.
• Saltación: Resulta del choque y rebote de la arena debido a la acción del viento.
• Reptación: Es producida por el choque de las partículas que se mueven por saltación. Las partículas demasiado pesadas para ser elevadas son transportadas por la superficie gracias la rebote de otras partículas.

Efectos de la erosión eólica

Estos daños se conocen como eolización y conllevan a la destrucción del suelo en algunas zonas y a la creación de nuevos depósitos en otras.

Los efectos superficiales son aquellos en los que el daño conlleva una serie de estropicios en los cultivos. Todos los efectos superficiales son fáciles de solucionarse en la mayoría de los casos.

Los efectos edáficos se corresponden con aquellos que transforman o destruyen las texturas de los suelos. El viento arranca las partículas más finas, dejando las gruesas, y vuelve los suelos mas arenosos y por lo tanto más indefensos ante la erosión. Estos efectos son irreversibles o muy difíciles de solucionar.

Los efectos secundarios más importantes que podemos observar son los siguientes: posibilidad de transportar materiales salinos hacia zonas de cultivo contribuyendo así a la salinización de los suelos, pérdida del fósforo de los suelos produciendo grandes alteraciones, desecación de los suelos…

Formas de erosión eólica

La acción del viento da lugar a una gran variedad de morfogénesis. El viento da lugar a estructuras tan conocidas como las dunas y a otras muy particulares como las que produce en las rocas.

En las zonas áridas se producen las acumulaciones de arena. Estos depósitos se pueden dividir en tres grandes tipos: Ripples, Dunas y Megadunas. Las diferencias entre ellos se deben al mecanismo que usen para el transporte de las partículas.

• Los Ripples son rizaduras de espaciadas entre 5cm y 2 metros con una altura que no supera los 5 cm. Son ondulaciones parecidas a las que se crean bajo el agua pero con crestas más agudas. Se forman por saltación y son comunes en todas las superficies arenosas. Estos montículos presentan una cara a barlovento que registra la mayor parte de los impactos de las partículas, mientras que la cara opuesta, la de sotavento, es la que recibe los granos por saltación. Los granos más gruesos tienden a acumularse en la cresta, mientras que el material más fino se deposita en las laderas.
• Las dunas son las formas que mejor reflejan la erosión eólica debido a las dimensiones que alcanzan, la extensión que ocupan y la gran variedad de formas que existen. Pueden estar separadas entre 3 y 600 m y presentar alturas entre 0,1 y 15 metros. La formación de dunas depende de factores como el suministro de arena, la velocidad y la dirección del viento, las características de la superficie por las que se desplaza…

Las megadunas son grandes depósitos pueden registrar separaciones de 300 m hasta 3 km y alturas de 20 a más de 400 m.

Por otra parte el viento es el responsable de la aparición de depósitos amarillentos, homogéneos, de grano fino y sin estratificar que se llaman loess. Se crearon a partir de la deposición de las nubes de polvo dispersadas a partir de los depósitos glaciares. El tamaño de las partículas de loess es mayoritariamente de entre 4 y 60 micras de diámetro.

El viento también produce erosión en otros materiales como las rocas ya que las desgasta hasta crear algunas formas en los llamados desiertos de piedra o regs. En ellos se producen ciertas formas entre las que destacan:

• Alveólos: pequeñas oquedades ocasionadas en las rocas por el efecto de la corrosión. Estos alveolos se pueden observar, por ejemplo, en las pirámides de Egipto.
• Monte isla: son formaciones rocosas más duras que el resto de materiales del entorno, que han resistido mejor los efectos de la corrosión.
• Campos empedrados: debidos a la deflación o el transporte selectivo de las partículas finas.

• Rocas fungiformes

  
  Son rocas más erosionadas por la parte más próxima al suelo, que es donde la corrosión es más intensa, ya que hay una mayor cantidad de partículas.

• Marismas y estuarios

Unamarismaes unecosistemahúmedocon plantasherbáceasque crecen en elagua. Una marisma es diferente de unaciénaga, la cual está dominada por árbolesen vez de herbáceas. El agua de una marisma puede serdulceo delmar, aunque normalmente es una mezcla de ambas, denominada salobre. Las marismas costeras suelen estar asociadas aestuarios, éstas se basan comúnmente en suelos con fondos arenosos.

Las marismas son muy importantes para la vida salvaje siendo uno de loshábitats preferidos para criar una gran variedad de vida; desde diminutasalgasplanctónicas, hasta una abundante cantidad de flora y fauna, fundamentalmente aves.

Marisma es un ecosistema que tiene por unidad el relieve principal de una depresión (normalmente causada por un río) que está aneja al mar, lo que produce un terreno bajo y pantanoso que se inunda por efecto de lamareay de la llegada de las aguas de los ríos que desembocan en sus proximidades. Aunque en los finales de los ríos, exista este paisaje climático azonal, también puede coexistir en el mismo lugardeltas, oestuarios.

Las marismas sonhumedalesque se consideran un auténticoecosistemadebido al sinfín de organismos que habitan en él, desde diminutas algas planctónicas, hasta una abundante cantidad deflorayfauna, fundamentalmente aves. Las zonas de marismas son las más ricas y fértiles del mundo en lo que se refiere a cultivo, pues, cuando la marea sube, deposita sedimentos. Esto es debido a que son zonas intermareales, es decir, aquellas donde las corrientes de las mareas provocan la deposición de lodos próximos a la costa. Esos son, fundamentalmente:limo,arcillayarena. Juntos, además de otros componentes, forman laturba, un material orgánico compacto, de color pardo oscuro y rico en carbono, utilizado como combustible de biomasa y como abono. En el ecosistema de marisma cumplen diversas funciones, entre ellas amortiguar y minimizar las corrientes marinas en momentos en el que exista mucho viento (como en una tormenta).

Las marismas se caracterizan por la falta de relieve y por su estacionalidad, es decir por los cambios profundos que se producen en las estaciones del año y por las elevaciones de marea.

La uniformidad de las marismas solo se rompe por unos pequeños accidentes conocidos con el nombre devetas, que son unas elevaciones que se originan durante la estación lluviosa; sin ellas podrían perecer ahogados muchos animales terrestres, comoconejosyliebres.

En un ecosistema de marismas, las altitudes rondan de 0 metros a 10 metros. Las formas dominantes del relieve continental de este ecosistema son las llanurasy las depresionesfundamentalmente, aunque pueden existir montañasy mesetascomo límite geográfico en la zona periférica a este ecosistema. Las marismas presentan diversos niveles de estancamiento, que se corresponden con diferentes niveles de terrazas. Una terraza es la colmatación de una depresión producida de un río que se inunda debido a las mareas. Las formas dominantes del relieve costero se asemejan a una ría, donde el mar va ganando espacio hacia el interior del continente.

Las mareas suelen ser altas, pues frecuentemente inundan las llanuras provocadas por la colmatación de las depresiones litorales cerradas, que crean terrazas cada vez más altas, favoreciendo así lasedimentaciónde limos. Los mares y océanos por los que son bañadas dependen de la zona. Normalmente, las marismas son de agua salada, pero hay veces en donde estas aguas son dulces, por efecto del río que las contiene.

Por otro lado, un estuario es la parte más ancha y profunda de ladesembocadurade unríoen el mar abierto o en el océano, generalmente en zonas donde lasmareastienen amplitud u oscilación. La desembocadura en estuario está formada por un solo brazo ancho y profundo en forma de embudo ensanchado. Suele tener playas a ambos lados, en las que la retirada de las aguas permite el crecimiento de algunas especies vegetales que soportan aguas salinas.

Los estuarios se originan porque la entrada de aguas marinas durante lapleamar, retiene las aguas del río, mientras que durante la bajamar, todas las aguas comienzan a entrar a gran velocidad en el mar u océano, lo que contribuye a limpiar y profundizar su cauce, dejando a menudo, grandes zonas demarismas.