semana 14

Semana 14

GEOMORFOLOGIA EOLICA

DINÁMICA EÓLICA:

La acción del viento es capaz de crear formas de erosión y también geoformas de acumulación. Para su acción geomorfológica el viento necesita algunas condiciones determinadas como la existencia de materiales sueltos disponibles y que no estén protegidos por la vegetación, situación que se da especialmente en las regiones desérticas y semidesérticas. 

Dunas Choapa-Huentelauquén, Chile, mecanismo de avance de una duna libre, a partir del frente de deslizamiento

 

Transporte

El viento es un agente de erosión muy eficiente, y su acción, particularmente en zonas de climas áridos, semiáridos y desérticos, es responsable del transporte y depósito de grandes volúmenes de sedimentos con el desarrollo de un paisaje eólico típico.

 

El diámetro de los granos de arena transportados por el viento promedia entre 0.15 y 0.30 mm, con algunos granos finos hasta 0.006 mm, todas las partículas menores de 0.006 mm se clasifican como polvo. Un grano del tamaño del polvo es llevado a gran altura en el aire y un grano del tamaño de la arena es llevado hacia adelante cerca del suelo por saltación (ver figura 1). Conforme el tamaño de la partícula aumenta, crecen también la atracción de la gravedad y la resistencia del aire.

Las partículas de la superficie del suelo son transportadas por el viento de tres maneras:

Por arrastre: las partículas más gruesas (500 - 2000 micrones).

Por saltación: las partículas medianas (100 - 500 micrones).

En suspensión: las partículas más pequeñas y livianas (< 100 micrones, 0,2 mm).

La saltación mueve las partículas por pequeños saltos, en la dirección de proveniencia del viento y normalmente no las remueve a más de 1 centímetro de altura sobre el suelo. Un grano individual rueda hacia adelante impulsado por el viento, hasta que rebota con un segundo grano. Una vez en el aire, es llevado hacia adelante por el viento y atraído hacia el terreno por la gravedad. Sigue una trayectoria parabólica cayendo sobre el terreno con un ángulo entre 10º y 16º.

Para arenas secas de grano media la velocidad mínima necesaria para transportarlas es de 4,5 m/seg. Por otra parte, los granos al chocar entre ellos, se golpean adquiriendo pequeñas picaduras que les otorgan una aspecto mate característico.

La capacidad erosiva del viento depende de su velocidad y su capacidad de transportar partículas depende del tamaño de las mismas, puesto que los granos presentan una resistencia al transporte que es proporcional a su diámetro y por ende, a su masa. La velocidad del viento aumenta rápidamente con la altura por encima de la superficie del terreno. El flujo es en movimientos ascendentes lo cual afecta la capacidad del viento en el transporte de pequeñas partículas de material. Así, a lo largo de la superficie del terreno hay una zona delgada donde el aire no se mueve, o se mueve muy poco, independientemente de la velocidad que exista hacia arriba. El espesor de esta zona depende del tamaño de las partículas que cubren la superficie. Esta "zona sin movimiento", es de alrededor de un trigésimo del diámetro medio de los granos de la superficie (ver figura 3). Así, sobre una superficie de guijarros distribuidos regularmente, con un diámetro medio de 30 milímetros, la zona sin movimiento es de alrededor de 1 milímetro de espesor, según los experimentos de Bagnold, R.1941, ingeniero inglés quién efectuó las observaciones experimentales más significativas del movimiento de las arenas eólicas.

Sedimentación

Cuando el viento pierde su velocidad y con ello su capacidad para transportar las partículas de arena y de polvo que ha levantado de la superficie, éstas caen nuevamente sobre el terreno. Las partículas de arena acumuladas por el viento constituyen dunas que pueden tener tamaños desde algunos decímetros a enormes acumulaciones. Normalmente la disminución de la velocidad del viento se origina por la presencia de una superficie de desplazamiento rugosa o por un obstáculo.

 

 

 

 En efecto, cualquier obstáculo que se interponga en la trayectoria del viento, desviará el aire en movimiento, creando del lado de sotavento una zona protegida o "sombra de viento", así como otra más pequeña del lado del viento inmediatamente enfrente del obstáculo. Dentro de cada sombra de viento el aire se mueve en remolinos con un movimiento medio menor que el del viento que pasa por fuera. Cuando las partículas de arena empujadas por el viento chocan con un obstáculo, se depositan en la sombra de viento que está inmediatamente enfrente de dicho obstáculo. Como la velocidad del viento es baja en esta sombra de viento, ocurre el depósito y se forma progresivamente un pequeño montículo de arena. Otras partículas superan el obstáculo y pasan a la zona de sombra de viento del lado de sotavento detrás del obstáculo. Aquí nuevamente las velocidades son bajas y hay depósito formando una acumulación en la zona a resguardo.

Una duna actúa por sí misma como una barrera u obstáculo que corta al viento y, al interrumpir el flujo de aire, puede provocar el depósito de arena.

La forma básica de una duna originada por un viento de dirección única, es la asimetría de su perfil transversal. Este tipo de duna tiene una larga cara del lado del viento (barlovento) y una pendiente suave (con un ángulo de 10 a 15º) y otra cara opuesta (sotavento) más corta y escarpada donde se desliza la arena grano a grano o en placas. Frente a la pendiente más pronunciada existe una sombra de viento en la que el depósito de arena es activo.

El viento conduce los granos de arena sobre la cara de pendiente suave hasta la cresta de la duna y a continuación caen dentro del área de la sombra de viento. La cara de pendiente más abrupta, del lado de sotavento, se llama cara de deslizamiento de la duna, debido a los pequeños deslizamientos de arena que allí se producen.

 

¿Cómo se forma la cara de deslizamiento en una duna?

 La presencia de un montículo de arena afecta al flujo del aire por encima de éste; el viento fluye sobre el montículo con trayectoria lineal (ver figura 3). Estas líneas de flujo tienden a converger hacia la cima del montículo y divergen hacia sotavento. Las velocidades son menores en la zona donde diverge el flujo de aire que en la zona de flujo convergente. En consecuencia, la arena tiende a depositarse sobre la pendiente de sotavento y sobre la cima del montículo donde la velocidad comienza a disminuir. A causa del depósito, esta pendiente se hace más abrupta y eventualmente se desploma la arena bajo la influencia de la gravedad. El desplome normalmente ocurre cuando el frente alcanza un ángulo entre 30º y 35º con relación al horizonte. El depósito continuo y el desplome periódico a lo largo de la cara de deslizamiento es un factor importante en el crecimiento lento o en el movimiento de la duna en dirección del viento.

La estratificación de los sedimentos: las capas de arena de una duna normalmente están inclinadas. Las que están a lo largo de la cara de deslizamiento, capas frontales, tienen un ángulo de alrededor de 34º, mientras que las capas de la cara del lado del viento, capas traseras, tienen una pendiente más suave. Estas últimas, constituyen una gran parte del volumen total de una duna. Las capas superiores son estratos casi horizontales, dispuestos sobre la cima de las capas frontales o de las capas traseras, inclinadas. Por este motivo un depósito eólico tiene una estratificación entrecruzada característica.

Las arenas eólicas también pueden ser litificados constituyendo eolianitas.

Erosión

Los granos de arena que se mueven por saltación son agentes abrasivos muy eficaces en la erosión de la superficie de las rocas. El poder abrasivo de los granos de arena en movimiento se concentra en los primeros 45 centímetros más cercanos del terreno.

La erosión eólica se realiza mediante dos procesos: abrasión y deflación.

La deflación se produce cuando las partículas sueltas que se encuentran sobre la superficie del suelo son barridas, arrastradas o levantadas por el aire; este proceso actúa de manera selectiva donde la superficie del terreno está completamente seca y recubierta de pequeños granos de arena sueltos procedentes de la meteorización de la roca o previamente depositadas por el agua en movimiento, el hielo o las olas. Por lo tanto, los cursos de los ríos secos, las playas y las áreas recientemente cubiertas por depósitos glaciares son muy susceptibles a la deflación. Las partículas más finas como la arcilla y los limos, son levantadas muy fácilmente y transportadas en suspensión. Los granos de arena se mueven únicamente si el viento es fuerte y tienden a desplazarse a poca altura del suelo. La grava y los cantos de 5 a 8 mm de diámetro suelen rodar por el suelo llano cuando el viento es muy intenso, pero no recorren grandes distancias ya que es muy fácil que queden retenidos en agujeros.

 En cambio, cuando el viento arrastra arena y polvo contra las rocas y el suelo, se denomina a este proceso abrasión eólica o corrosión. La abrasión requiere del transporte de elementos cortantes por el viento y origina orificios, alvéolos, y acanaladuras en la roca. Si una masa rocosa pequeña destaca sobre un llano, puede ser erosionada por la base del modo antes descrito y adoptar la forma de un hongo, por lo que se denominan rocas fungiformes. La acción erosiva del viento cargado de arena contra las superficies de las rocas se limita a las primeras decenas de centímetros de la base de un acantilado, colina u otra masa de rocas que se eleva sobre una llanura, relativamente plana ya que los granos de arena no pueden alcanzar dichas alturas.

GEOFORMAS EÓLICAS:

Abrasión

En las áreas desérticas la arena empujada por el viento forma yardangs en rocas de estructura granular u otras como arcillas compactadas, estas formas esculpidas por el viento se presentan como cerros o lomas de perfil longitudinal disimétrico, alineados paralelos a la dirección del viento, con el frente de barlovento redondeado y más afilado el de sotavento, están separados por corredores excavados por el viento. Estas formas se encuentran en los grandes desiertos y sus dimensiones varían desde algunos metros a centenas de metros de longitud, algunos metros de altura y hasta 35 metros de ancho.

Los productos más comunes de la abrasión son fragmentos de roca y guijarros llamados ventifactos cuya superficie se caracteriza por un brillo o pulido relativamente alto y por una diversidad de facetas o caras, acanaladuras y bordes en donde se encuentran dos facetas. Estas últimas se orientan perpendicularmente a la dirección de los vientos dominantes. El viento puede erosionar mas de una cara y los más comunes son los cantos de tres caras y perfil piramidal conocidos como dreikanter.

 Deflación

La deflación se lleva el material sin consolidar lo que confiere al paisaje algunos rasgos tales como depresiones en los depósitos de sedimentos poco consolidados, las cuales varían de algunos metros hasta varios kilómetros de diámetro. En este caso el viento contribuye quitando los materiales intemperizados de las rocas.

También los pavimentos del desierto se forman por la acción deflatoria del viento al llevarse las partículas más finas y dejando las más grandes como una cubi

Depósito

Las mayores acumulaciones de arenas son los erg y los mantos de arena. En la génesis y evolución de ambos tipos de acumulaciones, intervienen la disponibilidad de grandes volúmenes de arena, las condiciones climáticas de hiper aridez, una importante energía del viento y, topografía adecuada. Algunos ergs cubren decenas de miles de kilómetros cuadrados, como los grandes ergs saharianos.

Las acumulaciones eólicas más características son las dunas; ellas expresan la morfogénesis del viento en los dominios áridos y en las zonas costeras debido a la extensión de los espacios que recubren, la diversidad de tipos y las dimensiones que pueden alcanzar.

Las dunas pueden ser activas, o vivas, cuando no tienen vegetación por lo cual están cambiando constantemente de forma y a veces, de lugar bajo la acción del flujo de viento. Son inactivas o fijas cuando la cobertura vegetal impide el desplazamiento de las mismas y las estabiliza.

Se diferencian varios tipos de dunas en función de su forma (ver figura 1). Los principales factores que influyen en la morfología de una duna son:

1. La dirección y velocidad del viento.
2.  Disponibilidad de arena 
3.  Presencia de vegetación y/o un obstáculo topográfico.
4. Los tipos básicos de dunas son:                                                                     

Duna tipo barján

Duna solitaria en forma de media luna generada por el viento que sopla constantemente en una sola dirección. Su perfil transversal es asimétrico con una pendiente suave en la cara de barlovento y otra más abrupta a sotavento. Los granos de arena ascienden por saltación por la cara de barlovento y al llegar a la cresta caen por la pendiente opuesta formando un talud muy inclinado. De este modo, la duna avanza lentamente en la dirección del viento desplazándose sobre una superficie dura y plana en donde existe un abastecimiento de arena limitado. La altura promedio de un barján es de 3 a 5 metros

Dunas transversales 

 

También reciben el nombre de dunas en olas, se originan en sectores donde hay abundancia de arena, la vegetación es inexistente o muy escasa, y los vientos predominantes son uniformes. Las dunas forman un conjunto de largas crestas orientadas perpendicularmente respecto de la dirección predominante del viento, y separadas por pasillos o depresiones interdunarias. Muestra la pendiente suave del lado del viento y la pendiente abrupta a sotavento, característico de otras dunas. En el Sahara estas dunas alcanzan alturas de más de 200 metros y pueden extenderse por distancias de más de 100 kilómetros. Otras alineaciones de dunas transversales se sitúan paralelas a las playas que aportan abundante arena y que tienen vientos fuertes procedentes del mar.

Estas dunas pueden presentar un aspecto de crestas barjanoideas, en forma de alineaciones onduladas de perfil festoneado y perpendiculares a la dirección del viento dominante, como se observa en la duna de Ritoque .

Dunas longitudinales o lineales

Tienen una larga forma de cuchara o de media luna que, cuando está perfectamente desarrollada, muestra en planta pero sus extremos o alas apuntando hacia la dirección de la cual proviene el viento, al contrario de lo que sucede con el barján. Se forman en las zonas costeras y en las llanuras y mesetas áridas de los bordes de los desiertos, donde hay vegetación dispersa y los vientos son fuertes. La arena es retenida por pequeños arbustos y se acumulan en amplias alineaciones de escasa altura, se caracterizan por permanecer relativamente inmóviles.

Dunas parabólicas 

Tienen una larga forma de cuchara o de media luna que, cuando está perfectamente desarrollada, muestra en planta pero sus extremos o alas apuntando hacia la dirección de la cual proviene el viento, al contrario de lo que sucede con el barján. Se forman en las zonas costeras y en las llanuras y mesetas áridas de los bordes de los desiertos, donde hay vegetación dispersa y los vientos son fuertes. La arena es retenida por pequeños arbustos y se acumulan en amplias alineaciones de escasa altura, se caracterizan por permanecer relativamente inmóviles.

Dunas en estrella o piramidal 

Dunas masivas que pueden alcanzar has 300 metros de altura en los ergs. Tienen formas complejas con varios brazos radiales, divergentes desde la cima, lo que indica que los vientos que las originan son variables. Se localizan en zonas donde hay grandes depósitos de arena. Esta duna se caracteriza por permanecer fija durante siglos y puede servir de auténticas guías para viajar por el desierto.

Duna tipo Nebkha 

Son pequeñas dunas originadas por el obstáculo que la vegetación u otra barrera oponen al viento. Tienen un contorno en flecha y a veces alargado en la dirección del viento. La arena se acumula a sotavento del arbusto o la mata de vegetación. Son formas que suelen construirse rápidamente cuando el viento cargado de arena sopla con cierta intensidad y en dirección constante. Sus dimensiones son proporcionales a las del abrigo bajo el que se forman, siguiendo la dirección de los vientos dominantes.

VIDEO DE LA SEMANA 14:

semana 13

Semana 13

GEOMORFOLOGIA LITORAL

La geomorfología litoral se preocupa de estudiar las geoformas resultantes de la morfogénesis marina en el borde costero, el cual es la zona donde interactúan tres ambientes geográficos: la hidrosfera, (océano), la litosfera (continente) y la atmósfera.

En sentido estricto, el contacto entre la tierra y el océano ocurre en el estrán, espacio comprendido entre el nivel de la máxima pleamar y de la máxima bajamar (amplitud de marea).

Las costas no han estado siempre localizadas en su emplazamiento actual; se han sucedido transgresiones y regresiones en el curso de la historia geológica en que las glaciaciones y los movimientos tectónicos han hecho fluctuar el nivel marino. Es por ello que, en un sentido amplio, la zona costera abarca todas las geoformas cuyo origen haya sido la acción marina, aún cuando, actualmente, ellas no estén en contacto con el mar (ver foto inicial).

La acción marina alcanza a una porción de tierra superior a la orilla de más alta marea: como acantilados, espacios alcanzados por las salpicaduras del oleaje, además de zonas siempre sumergidas próximas a la orilla.



ANÁLISIS Y PROCESOS:

En el litoral se combinan las acciones de procesos morfogenéticos marinos y continentales. La transición entre el mar y la tierra se produce en las aguas poco profundas de la orilla que cubren las plataformas sumergidas y los estuarios. Los fenómenos costeros se inician allí con la mezcla, la separación y el transporte de los sedimentos y de las aguas que escurren desde el continente. Las olas, las mareas, los vientos, las corrientes y el tectonismo modelan las costas, y sus interacciones determinan la configuración del litoral y la batometría adyacente.

Oleaje

El principal agente modelador de las costas es el oleaje, tanto por su acción mecánica directa sobre el litoral como por los procesos hidrodinámicos que genera al acercarse a la línea costera. En efecto, las olas oscilatorias en alta mar no generan transporte de masas de agua. En ellas, un objeto que flota en la superficie marina describe una órbita o trayectoria circular completa con el paso de cada ola. Sin embargo, cuando estas ondas llegan a aguas poco profundas cercanas a la costa, las olas se transforman en olas de traslación.

 

 

Cuando las olas de oscilación se aproximan a la costa y la profundidad del fondo es inferior a la mitad de la longitud de onda de las olas, éstas comienzan a sufrir deformaciones provocadas por la resistencia que ejerce el fondo marino. Una de estas modificaciones a la dirección de propagación de las ondas es la refracción, esto es, el cambio de dirección de la onda colocándose en forma paralela a las curvas de igual profundidad (isóbatas).

 

Cuando ocurre refracción del oleaje la velocidad y la longitud de onda disminuyen, mientras que la pendiente de la ola se exagera haciéndose inestable hasta romper. La topografía submarina y la configuración de la línea de costa condicionan además, los fenómenos de difracción y de reflexión del oleaje.

La longitud de onda es la distancia de separación entre las crestas de la ola y puede variar entre 90 y 300 metros.

Corriente

 

En el sistema de circulación costera inducido por las olas tiene gran importancia el ángulo de incidencia de los trenes de ola, el cual está controlado a su vez por la orientación de la costa con respecto a los vientos dominantes y a los frentes de mal tiempo. Cuando hay una dirección de oleaje predominante, el flujo costero desplaza los sedimentos en un sentido determinado, dando lugar a una componente neta de transporte a lo largo de la costa que se conoce como deriva litoral.

 

 

Los trenes de olas se aproximan con un ángulo ligeramente oblicuo a la orientación de la línea de costa, el flujo principal de la deriva litoral se localiza entre la orilla y la zona de rompiente y los sedimentos describen trayectorias en zigzag sobre la playa. La velocidad de la deriva litoral disminuye drásticamente fuera de la zona de rompiente.

También ocurren fuertes corrientes perpendiculares a la línea de costa, llamadas rip currents  las cuales erosionan la playa y extraen sedimentos del sistema litoral emergido para transportarlas a la playa submarina . Una rip current desgarra la zona de rompiente afectando a toda la columna de agua. Su ancho es variable, con frecuencia entre 15 y 30 metros, y su velocidad de 1 a 2 nudos. El agua es turbulenta y cargada de materiales finos en suspensión. Donde existen estas corrientes se observa en la playa una topografía rítmica que corresponde a medias lunas de playa o beach cusps.

 

Erosión marina

Tanto las olas como las corrientes marinas costeras son agentes erosivos muy eficaces ya que su accionar es permanente. Las olas pueden generar procesos de erosión marina y de abrasión. Ellas realizan una enorme presión y succión al romper contra las rocas y retirarse posteriormente. Los elementos desprendidos son a su vez movilizados por el oleaje constituyendo proyectiles que golpean y ejercen abrasión sobre las rocas in situ.

Balance sedimentario de una playa

En climas con estaciones contrastadas, cuando se producen tempestades o soplan vientos fuertes del mar, las aguas marinas más agitadas son capaces de desplegar una mayor energía y poner en movimiento una parte de los materiales de una playa, originando su adelgazamiento. En invierno, su perfil transversal desciende a veces hasta llegar al sustrato rocoso pudiendo emerger restos de beach rock. Los sedimentos de la playa son trasladados temporalmente a la playa submarina. Por el contrario, en verano, con un período de tiempo tranquilo y de viento de la tierra permite un engrosamiento y la elevación del perfil transversal de conjunto, regenerándose el perfil.

 

Para un período prolongado de tiempo, se puede establecer el balance sedimentario de una playa, el cual depende de numerosos factores que condicionan su estado de progradación, estabilidad o retrogradación, de acuerdo al estado de su balance, positivo, en equilibrio o bien, negativo.

GEOFORMAS COSTERAS:

Acantilado

Los acantilados marinos se originan por la acción abrasiva del oleaje en la base del terreno costero. Conforme progresa la erosión, las rocas que sobresalen por la socavación de la base del acantilado se desmoronan debido a la gravedad y el acantilado retrocede.

Los acantilados generados en rocas masivas y relativamente resistentes, tienden a formar un escarpe muy pronunciado. El oleaje actúa en las fracturas y diaclasas que constituyen zonas de debilidad en las rocas. En estas áreas vulnerables, la acción mecánica del oleaje provoca incisiones que pueden concluir en la formación de arcos y pilones, o bien con el desplome de parte de la ladera por pérdida del confinamiento.

De acuerdo a su estado evolutivo, los acantilados marinos pueden clasificarse en vivos, estabilizados y muertos, según si están siendo atacados actualmente por el oleaje. Un acantilado vivo es aquel cuya base está en contacto con el mar y es atacada por éste. Cuando el oleaje no es capaz de retomar los materiales desplomados por la gravedad desde los acantilados y, en consecuencia, ya no ataca la base de los mismos, se generan acantilados estabilizados, es decir, que ya no retroceden por acción marina. En estos casos, la vegetación es capaz de comenzar a colonizar el escarpe. No obstante, en períodos de bravezas o marejadas, el oleaje puede volver a atacar la base del acantilado. Un acantilado muerto, es aquel que en ninguna circunstancia es tocado por el oleaje en su base.

Además del oleaje, un factor determinante en la forma que adquiera un acantilado es el tipo y disposición de las rocas que lo constituyen.

Playas

Las playas se forman cuando en el borde costero la cantidad de materiales disponibles sobrepasa el volumen de sedimentos que las olas y las corrientes litorales son capaces de desplazar.

Una playa comprende una parte constantemente sumergida, llamada playa baja o anteplaya, que posee una suave pendiente. El estrán es la parte de la playa comprendida entre el nivel de la pleamar y el nivel de la bajamar. La parte superior o alta playa, que constituye un cordón litoral cuya pendiente es generalmente más pronunciada y puede estar accidentada por escalones, relacionados con las sucesivas posiciones de la pleamar o con los efectos de los temporales, y finalmente, la cresta o berma de playa por sobre el límite de las pleamares de aguas tranquilas. En algunas playas, la presencia de rip currents permite la formación de una topografía rítmica de medias lunas de playa llamadas beach cups.

En algunas playas la erosión del oleaje en el estrán deja al descubierto partes del beach rock, que son antiguas playas cuyos sedimentos se consolidaron por cementación debido a acciones biogénicas o por la constitución calcárea de las rocas, y por ello son más resistentes a la erosión.

 

El ancho y la pendiente de una playa son función de los materiales disponibles, de su granulometría y de la energía de las olas y las corrientes susceptibles de desplazarlos.

En todas las playas, la granulometría de los sedimentos va de las arenas finas a los rodados, los sedimentos más finos permanecen en suspensión en el agua y no son depositados en las playas sino en ambientes de muy baja energía. Las playas compuestas por sedimentos gruesos, debido a su mayor permeabilidad, tienden a desarrollar pendientes de mayor gradiente como se muestra en la siguiente tabla.

Después de romper, el flujo del oleaje barre los sedimentos hacia la alta playa y el reflujo o resaca tiende a devolverlos hacia la baja playa, pero la mayor permeabilidad de las playas de gravillas y arenas gruesas disminuye el efecto de la resaca dejando con una pendiente de mayor gradiente los sedimentos apilados por la saca. Las playas de arenas finas están más afectadas por la resaca y tienen pendientes más débiles, a menudo de arenas bien compactadas por donde pueden circular vehículos. Por su parte, las playas de rodados son más frecuentes en los ambientes de olas de alta energía en latitudes medias y altas.

Los rodados marinos tienen formas aplanadas características que resultan del desgaste por el vaivén de las olas en el estrán. Las arenas marinas son de granos muy pulidos y brillantes.

Otras formas

Otras formas en costas rocosas

El acantilado en retroceso forma en su base una superficie relativamente plana denominada plataforma de abrasión. Esta superficie de suave pendiente se debe a la corrosión generada por la corrosión de los rodados y la acción hidráulica del oleaje. La plataforma se amplía a medida que las olas continúan su ataque. Algunos de los derrubios producidos por las olas rompientes quedan a lo largo del litoral como parte de la playa, mientras que el resto es transportado mar adentro.

En la secuencia de fotos de la isla Robinson Crusoe, las plataformas de abrasión están labradas en rocas volcánicas compuestas por brechas y conglomerados que se disponen en estratos subhorizontales lo que favorece la acción abrasiva del oleaje y la formación de plataformas que constituyen el habitat del lobo marino fino de dos pelos.

En las costas rocosas bajas, por la resistencia de algunas rocas, se reconocen afloramientos de escollos rocosos en la zona intermareal, los cuales están total o parcialmente sumergidos en pleamar, quedando descubiertos en bajamar.

La acción de erosión diferencial del oleaje se debe a la distinta resistencia, compactación y composición química de las rocas. La expresión morfológica de la erosión diferencial por el oleaje es la formación de arcos,  muescas de abrasión que son formas de socavado en sectores con presencia de líneas y áreas de debilidad litológica y de fracturas.

En el nivel intermareal de los acantilados vivos en contacto con el agua marina, ocurren procesos químicos y biológicos, lo cual genera la descomposición de los minerales que son removidos por la acción del oleaje, en la base del acantilado se forma un socavamiento o muesca de abrasión el cual provoca la desestabilización de la pared rocosa.

En las rocas calcáreas, se forman muescas por disolución de la roca en contacto con el mar, así mismo, las acciones biogénicas también colaboran en la desintegración de la roca por acción de algas litotamnium.

Otras formas de acumulación

Hay playas largas y rectilíneas y otras que están asociadas a un relieve litoral rocoso y que ocupan el fondo de una bahía o ensenada, formando un arco entre los acantilados que les sirven de punto de apoyo, playas de fondo de bahía.

Que se forman donde hay disipación de la energía del oleaje por refracción. Algunas playas se apoyan en afloramientos rocosos en toda su longitud conformando playas rectilíneas; otras, llamadas flechas (spits) evolucionan libremente y alargándose en el sentido de la deriva litoral, apoyándose sólo en una parte en una saliente rocosa, estas son frecuentes en la desembocadura estuarial de algunos ríos. La posición de una flecha no es fija, ella tiende a migrar en la punta que está libre. Las islas barreras on largas flechas situadas delante de una costa baja, que aislan una laguna del mar, se localizan en costas bajas sobre la plataforma litoral. Una flecha que une una isla con la costa vecina es un tómbolo. En este caso, se produce detrás del obstáculo rocoso, una protegida de la acción del oleaje, en donde se depositan los sedimentos transportados por las corrientes.

 

VIDEO DE LA SEMANA 13:

semana 12

Semana 12

GEOMORFOLOGIA FLUVIAL

Es el proceso por el que la acción de los ríos modifica de alguna manera el relieve terrestre y el propio trazado de los ríos. Es un concepto fundamental en el análisis de la hidrografía, en especial, en el estudio de las aguas continentales.

PROCESOS:
Erosión 
Erosión del cauce 

• Disolución: acción química sobre el lecho

Erosión hidráulica

Erosión ejercida por el propio fluido

• Abrasión: acción erosiva de la carga de fondo sobre el lecho
• Atrición de la carga: fricción mutua entre partículas transportadas

La carga de un rio es la cantidad de material que transporta.



 

Transporte

Existen varios mecanismos de transporte

• Flotación: Materiales livianos (tronco) 
• Disolución: sustancias solubles (en estado iónico)
• Suspensión: arcillas y limos 
• Saltación: arenas 
• Reptación y rotación
• arenas y gravas 

Acumulación aluvial

Acumulación de materiales, que presentan una planta aproximadamente triangular, con la forma de una sección de cono. Los abanicos aluviales se originan sobre todo cuando los ríos o corrientes de alta velocidad reducen repentinamente la misma al penetrar en una región llana; cuando un torrente montañoso llega a una llanura.

Con el tiempo, pueden unirse abanicos adyacentes y extenderse a muchos kilómetros del frente montañoso. Existe un tipo de llanura aluvial parecida que se denomina bajada. Los abanicos fluvio-glaciares se originan cuando el agua fundida de los glaciares fluye a través de una morrena brechificada.

Abanico aluvial

Un abanico aluvial o cono de deyección, es en geomorfología una forma del terreno o accidente geográfico formado cuando una corriente de agua que fluye rápidamente entra en una zona más tendida y su velocidad disminuye, extendiéndose su cauce en abanico, en general a la salida de un cañón en una llanura plana.

 Características:

Su vista en planta presenta el aspecto de un abanico y se origina a partir de la sedimentación de la carga sólida transportada por una corriente fluvial allí donde ésta pierde súbitamente fuerza debido a la brusca disminución de la gradiente topográfica que se produce cuando un río que corre por entre las montañas alcanza la llanura del pie de monte o por otra causa parecida desde el punto de vista hidrodinámico, como cuando una corriente tributaria alcanza un valle de menor gradiente. De esta forma, la acumulación ocurre por desconfinamiento y pérdida súbita de capacidad y competencia de los procesos sedimentarios intervinientes, flujos fluidales y flujos de gravedad.

 

GEOFORMAS FLUVIALES:

Delta fluvial

Se denomina delta al territorio triangular formado en la desembocadura de un río, mediante sedimentos que se depositan a medida que la corriente del río va desapareciendo. Está compuesto por brazos o "caños" fluviales que separan a las islas en las que se han venido depositando los sedimentos acarreados por ese río, al llegar al mar, océano o lago. Los depósitos de los deltas de los ríos más grandes se caracterizan por el hecho de que el río se divide en múltiples brazos que se van separando y volviendo a juntarse para formar un cúmulo de canales activos e inactivos.

El delta más famoso es el del río Nilo, y es de donde procede el nombre con el que se denomina a este tipo de desembocadura. El río Nilo tiene una desembocadura característica de forma marcadamente triangular, que se asemeja mucho a la forma de la letra griega Delta (Δ), motivo por el cual el historiador Herodoto le dio ese nombre.

La formación de las islas

Durante las crecidas los ríos transportan arena, grava y lodo que, una vez sedimentados, dan el origen a los deltas.

• Erosión: el río nace en montañas o colinas. En estas zona elevada, el agua fluye y baja con fuerza por las rocas.
• Transporte: en su curso medio, el río avanza lentamente y transporta los sedimentos rocosos. Generalmente en las zonas de llanura previas de los deltas aparecen meandros.
• Sedimentación: los sedimentos se depositan formando un montículo en las desembocaduras de los ríos. Luego los ríos fluyen sobre ellos dando lugar a los ríos distributarios.

  

Formación de un delta

El delta se forma por la sedimentación, en un espacio que suele tomar una forma triangular, del material arrastrado por los ríos al producirse una disminución brusca de la velocidad del flujo, que puede ser causada por su desembocadura en el mar, en un lago, o en otro río más ancho e incluso en los océanos, aunque esto último es menos frecuente.

Los deltas y los estuarios constituyen las dos formas principales de desembocadura de los ríos en los mares, océanos, lagos o en otros ríos más grandes. Su presencia en las desembocaduras está originada por la amplitud de las mareas. Cuando las mareas son muy intensas, la desembocadura de los ríos en los océanos suele ser del tipo de estuario, ya que durante la pleamar se represan las aguas del río, mientras que en la bajamar se produce una gran aceleración de la velocidad de las aguas, lo que impide la acumulación de los sedimentos que forman las islas en el caso de los deltas. Es por ello que los deltas suelen producirse más en los lagos, mares y hasta en ríos grandes, donde las aguas no sufren la acción de las mareas, que en el caso de los océanos abiertos

 

Tipos de Deltas
Los deltas se dividen en tres tipos según la relación entre la densidad de las aguas afluentes y las receptoras:
Delta de flujo homopícnico: las aguas afluentes y las receptoras son de densidades similares, se suele dar cuando las aguas receptoras corresponden a lagos fluvio-proglaciares. En este caso la mezcla de aguas es casi instantánea y la sedimentación rápida.
Delta de flujo hiperpícnico: las aguas afluentes son de mayor densidad que las receptoras, se produce una corriente basal de alta densidad que lleva los sedimentos a zonas profundas, por tanto limita mucho el crecimiento del delta. Con estas condiciones son pocos los ejemplos.

Delta de flujo hipopícnico: Se producen cuando las aguas afluentes son menos densas que las receptoras, normalmente deltas marinos. En este caso las aguas afluentes se mantienen en la superficie debido a su menor densidad y las sustancias que transportan se van decantando en el fondo.

Las formas típicas de los deltas son cónicas, como el Delta del Ebro, o de Abanico, como el Delta del Nilo.

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