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.
GEOFORMAS DEL PAISAJE GLACIAL
En estos dominios de altas latitudes o de cimas de montañas,
en el límite de las nieves permanentes, las temperaturas predominantes durante
todo el año son inferiores a 0ºc y la fusión es muy débil o nula. El escurrimiento es bajo forma de
hielo y hay un predominio de precipitaciones como nieve, la cual se transforma
en neviza y después en hielo, por compactación y recongelación
produciéndose pérdida de aire y cambio en la estructura cristalina. Este
dominio se define por la presencia de glaciares, tanto inlandsis como glaciares locales. Los glaciares continentales ocupan
una superficie aproximada de 15 millones de km2 , en las regiones polares,
Groenlandia y la Antártica y las altas montañas. Su máxima extensión la
alcanzaron en el Cuaternario con 42 millones Km2.
TIPOLOGIA
Su tipología depende de criterios geomorfológicos,
físicos o dinámicos. El criterio geomorfológico considera a la vez su
repartición en los continentes, su posición en el paisaje y su grado de
dependencia en relación al relieve subyacente. Se distinguen glaciares
locales como los glaciares de
valle, de meseta, de desbordamiento, de piedemonte y los glaciares regionales como calotas o casquetes, y los
inlandsis.
GLACIARES REGIONALES
Se caracteriza por su forma de casquete, con un perfil
ligeramente convexo. Se sitúan sobre grandes superficies continentales.
Actualmente existe uno sobre la Antártida que cubre todo el continente (13,5
millones de km2) y otro sobre Groenlandia (1,7 millones de km2), que
sirve de modelo para este tipo de glaciares. El espesor del hielo es muy
grande, puede alcanzar hasta 4000 metros, por lo que su peso es muy grande y
ejerce una presión extraordinaria sobre la roca subyacente. Al retirarse esta
roca tiende a ganar altitud por movimientos
epirogénicos.
CALOTAS O CASQUETES
Es un territorio cubierto de hielos de dimensiones continentales que forma parte de los casquetes polares de la Tierra. Se localizan en latitudes extremas con una extensión
convencional de más de 50 000 km². En otros tiempos geológicos
cubrían extensiones mayores, pero en la actualidad sólo cubren la Antártida y Groenlandia.
GLACIARES LOCALES
Se localizan en las montañas y están influenciados
por el relieve. Sus temperaturas son cercanas a los 0º c incluso en el interior
de su masa. Se encuentran en el límite de las nieves permanentes, que es el
nivel por debajo del cual la nieve funde en el verano, y su posición es
variable según clima local y la latitud. Ocurren por ejemplo en las zonas
polares próximas al nivel del mar, en el sur de Chile a 700 metros en el
estrecho de Magallanes, y en el norte del país sobre 6000 metros al interior de
Copiapó. Se reconocen los siguientes tipos de glaciares locales:
Glaciar de valle
Aquel cuya corriente de hielo fluye valle abajo y está confinada por paredes rocosas escarpadas. Posee un área de alimentación o nevero, y una lengua glacial que canaliza y desplaza el hielo, su topografía de detalle es compleja y diversa. El nevero se localiza sobre el límite de las nieves permanentes y ocupa un circo que es un área recolectora y de alimentación, posee paredes abruptas y está separado por una profunda grieta o rimaya, abierta entre el hielo. Después viene la lengua del glaciar contenida en un valle, ésta es el órgano difusor que asegura la evacuación del hielo y representa el área de ablación.
El glaciar San Rafael en Chile, cuya edad aproximada es de 30.000 años, es un ejemplo de glaciar de valle. Nace en el nevado de San Valentín en campo de hielo norte y recorre 15 kilómetros hasta llegar a la laguna de San Rafael donde la lengua de hielo tiene un frente de 2 km y torres de hielo de 70 metros de altura sobre el nivel de las aguas, y 230 metros de profundidad bajo el mismo nivel.
Glaciares de
meseta
Son más pequeños que los de casquete como por ejemplo en Islandia el Vatnajökull, las grandes islas del océano ártico. Tienen forma de calota de la que sobresalen nunataks. Se encuentran en las montañas de regiones áridas y tropicales como por ejemplo en Sierra Nevada, California; Andes peruano-bolivianos y en los campos de Hielo Norte y Sur en Chile.
Glaciar de desbordamiento
Son lenguas de hielo que se extienden hasta fuera de las masas de hielo más grandes como los casquetes.
Glaciar de piedemonte
Ocupan las tierras bajas y amplias de la base de las montañas, y se forman por coalescencia de varias lenguas glaciares que salen de su confinamiento en la montaña.
Glaciar de valle
Aquel cuya corriente de hielo fluye valle abajo y está confinada por paredes rocosas escarpadas. Posee un área de alimentación o nevero, y una lengua glacial que canaliza y desplaza el hielo, su topografía de detalle es compleja y diversa. El nevero se localiza sobre el límite de las nieves permanentes y ocupa un circo que es un área recolectora y de alimentación, posee paredes abruptas y está separado por una profunda grieta o rimaya, abierta entre el hielo. Después viene la lengua del glaciar contenida en un valle, ésta es el órgano difusor que asegura la evacuación del hielo y representa el área de ablación.
El glaciar San Rafael en Chile, cuya edad aproximada es de 30.000 años, es un ejemplo de glaciar de valle. Nace en el nevado de San Valentín en campo de hielo norte y recorre 15 kilómetros hasta llegar a la laguna de San Rafael donde la lengua de hielo tiene un frente de 2 km y torres de hielo de 70 metros de altura sobre el nivel de las aguas, y 230 metros de profundidad bajo el mismo nivel.
Glaciares de
mesetaSon más pequeños que los de casquete como por ejemplo en Islandia el Vatnajökull, las grandes islas del océano ártico. Tienen forma de calota de la que sobresalen nunataks. Se encuentran en las montañas de regiones áridas y tropicales como por ejemplo en Sierra Nevada, California; Andes peruano-bolivianos y en los campos de Hielo Norte y Sur en Chile.
Glaciar de desbordamientoSon lenguas de hielo que se extienden hasta fuera de las masas de hielo más grandes como los casquetes.
Glaciar de piedemonteOcupan las tierras bajas y amplias de la base de las montañas, y se forman por coalescencia de varias lenguas glaciares que salen de su confinamiento en la montaña.
MECANISMO DE EROSION
MOVIMIENTO
DEL HIELO
Los glaciares son móviles y tienen avances y
retrocesos constantes a lo largo del tiempo histórico. Las velocidades varían
de decenas de metros por año, como por ejemplo entre 50 m a 200 metros en los
glaciares locales alpinos.
En los inlandsis los flujos marginales tienen velocidades de 30 a 500 metros por año. El flujo es mas acelerado en los bordes costeros que en el interior de las calotas donde el movimiento es lento, con progresiones anuales limitadas a algunos metros.
Se entiende por gasto sólido, el volumen de hielo que atraviesa en un año una sección transversal determinada. En los grandes glaciares el gasto sólido es del orden de hectómetros cúbicos y en los emisarios de los inlandsis de algunos kilómetros cúbicos.
El balance específico, es la diferencia de alimentación - fusión y se evalúa en altura de hielo por año. Un balance positivo caracteriza un glaciar en vías de acumulación, uno negativo un glaciar evacuador. La mayoría son mixtos, con sectores en que el hielo se acumula y otros en que se evacúa.
El escurrimiento del hielo depende de ciertas propiedades mecánicas y de su aptitud plástica, esto es su tendencia a deformarse, lo que explica su comportamiento.
En los inlandsis los flujos marginales tienen velocidades de 30 a 500 metros por año. El flujo es mas acelerado en los bordes costeros que en el interior de las calotas donde el movimiento es lento, con progresiones anuales limitadas a algunos metros.
Se entiende por gasto sólido, el volumen de hielo que atraviesa en un año una sección transversal determinada. En los grandes glaciares el gasto sólido es del orden de hectómetros cúbicos y en los emisarios de los inlandsis de algunos kilómetros cúbicos.
El balance específico, es la diferencia de alimentación - fusión y se evalúa en altura de hielo por año. Un balance positivo caracteriza un glaciar en vías de acumulación, uno negativo un glaciar evacuador. La mayoría son mixtos, con sectores en que el hielo se acumula y otros en que se evacúa.
El escurrimiento del hielo depende de ciertas propiedades mecánicas y de su aptitud plástica, esto es su tendencia a deformarse, lo que explica su comportamiento.
MOVIMIENTO
DE UN GLACIAR
 En el movimiento de flujo del hielo se reconocen dos zonas de movimiento: Zona superior o zona de fractura Entre la superficie y 30 a 60 metros de espesor. Este sector se comporta como un sólido quebradizo el cual se rompe en vez de sufrir una distorsión gradual. El movimiento produce tensiones superficiales y se forman crevasses. Las grietas pueden ser marginales que se disponen oblicuas a la dirección del movimiento y ocurren por el roce con las paredes de la roca. Las grietas transversales tienen una orientación perpendicular a la dirección del movimiento del glaciar y se producen en respuesta a la tensión producida por un cambio de pendiente. Las grietas longitudinales son paralelas a la dirección del movimiento del glaciar y ocurren por ejemplo por compresión lateral del hielo debido al angostamiento del valle por donde escurre el glaciar. Las grietas radiales ocurren en el frente del glaciar como consecuencia de la expansión radial del hielo en la desembocadura. Zona inferior o zona de
flujoLa cual debido a la presión del hielo suprayacente se comporta como una sustancia plástica y empieza a fluir. El flujo plástico del hielo glacial consiste en capas de moléculas una sobre otras, las cuales se deslizan cuando un esfuerzo sobrepasa la fuerza de los enlaces que las mantienen unidas. El desplazamiento de toda la masa de hielo a lo largo del terreno es el deslizamiento basal que ocurre sobre una lámina milimétrica de agua de fusión que se forma por incremento de la presión, como ya se señaló. El desplazamiento está controlado por el espesor del hielo y la pendiente. |
MODELADO
En los mecanismos de erosión glacial, hay que señalar
que los glaciares tienen un alto poder denudación, y que son capaces de actuar
como cinta transportadora de materiales de diversos tamaños aportados por las
laderas, y transportarlos valle abajo.
Además en un glaciar hay una considerable cantidad de agua de fusión, la cual puede circular en túneles al interior del glaciar a gran velocidad y cargarse con materiales de la base del glaciar, esto arroyos subglaciales son muy efectivos. Los materiales que transporta producen abrasión, las rocas al interior del glaciar pueden ser pulverizadas y formar una mezcla fina de limos y arcillas harina glacial.
Un glaciar puede actuar de tres formas principales que son: arranque glacial,abrasión, empuje.
ARRANQUE DE GLACIAR
En el arranque glacial (quarrying) de bloques fracturados, la fuerza
del flujo del hielo puede desprender y levantar grandes bloques del sustrato
rocoso fracturado. En efecto, el perfil longitudinal del lecho de un glaciar es
muy irregular existiendo zonas de ensanchamiento y profundización en forma de
depresiones conocidas como cubetas o artesas, las cuales son profundizadas por la
sobreexcavación y, zonas de rocas más resistentes de menor excavación con
estrechamientos llamados cerrojos o umbrales.
ABRASION
La abrasión consiste en el desgaste, rayado y pulido producido en el lecho rocoso por los fragmentos de rocas más gruesos que transporta el hielo. De esta manera se forman estrías y acanaladuras.
En el pulido, son los elementos más finos que actúan como una lija sobre las rocas.
A su vez, por abrasión las rocas se pulverizan produciendo arcillas y limos que por su fina granulometría reciben el nombre de harina glacial, la cual contenida en las aguas de fusión tiene el aspecto de leche descremada.
EMPUJE
Por empuje el glaciar transporta y empuja ante sí los materiales disgregados que tritura y transforma de acuerdo a lo señalado más arriba.
Además en un glaciar hay una considerable cantidad de agua de fusión, la cual puede circular en túneles al interior del glaciar a gran velocidad y cargarse con materiales de la base del glaciar, esto arroyos subglaciales son muy efectivos. Los materiales que transporta producen abrasión, las rocas al interior del glaciar pueden ser pulverizadas y formar una mezcla fina de limos y arcillas harina glacial.
Un glaciar puede actuar de tres formas principales que son: arranque glacial,abrasión, empuje.
ARRANQUE DE GLACIAR
ABRASION
La abrasión consiste en el desgaste, rayado y pulido producido en el lecho rocoso por los fragmentos de rocas más gruesos que transporta el hielo. De esta manera se forman estrías y acanaladuras.
En el pulido, son los elementos más finos que actúan como una lija sobre las rocas.
A su vez, por abrasión las rocas se pulverizan produciendo arcillas y limos que por su fina granulometría reciben el nombre de harina glacial, la cual contenida en las aguas de fusión tiene el aspecto de leche descremada.
EMPUJE
Por empuje el glaciar transporta y empuja ante sí los materiales disgregados que tritura y transforma de acuerdo a lo señalado más arriba.
FORMAS DE EROSION
CIRCO
Forma topográfica de anfiteatro y cavidad de paredes
rocosas, con un lado parcialmente cortado desde donde fluye el glaciar. Su
fondo está en un nivel más bajo del borde que lo separa del valle por el que
desciende el glaciar.
TARN
Lago
que se forma en las rocas del fondo del circo.
ARISTAS
Borde
afilado por encuentro de cabeceras de circos desde lados opuestos forma de
navaja afilada y dentada como espina de pescado.
HORN
Cima afilada de una sola montaña alta en forma
piramidal por el encuentro de las cabeceras de varios circos Ej: Torres del
Paine, Chile
CUELLO
Paso o desfiladero por el encuentro de dos circos cuya
pared divisoria desaparece por acción erosiva del hielo.
FORMAS DE ACUMULACION
Desde la última glaciación hace aproximadamente 18.000
años, los hielos han retrocedido dejando al descubierto relieves heredados en
toda la extensión que ocuparon durante las últimas glaciaciones.
Los depósitos glaciares se llaman till y son sedimentos compuestos por materiales depositados directamente por el glaciar, los cuales no tienen estratificación y sus fragmentos presentan estrías. Son heterométricos del punto de vista granulométrico, desde harina glacial a bloques erráticos transportados hasta 500 kilómetros de su área original como los encontrados en el Central Park de Nueva York; en Chile, en San Alfonso, en el cajón del Maipo. Cuando estos depósitos se consolidan constituyen tillitas.
El término morrena se aplica a variadas formas compuestas fundamentalmente por Hill. Hay varios tipos de morrenas y también colinas alargadas llamadas drumlins.
MORRENA FRONTAL
Es un montículo de till en la parte frontal del glaciar cuando este se estabiliza en una posición por varios años o décadas, la morrena adquiere la forma de acumulaciones en arco. Si el flujo en el glaciar continúa los sedimentos siguen acumulándose en esta barrera. Si el glaciar retrocede, se deposita una capa de till suavemente ondulada llamada morrena basal, por ejemplo los terrenos pantanosos de la región de los Grandes Lagos en Estados Unidos. Si el glaciar sigue retrocediendo, su frente puede estabilizarse nuevamente y formar unamorrena de retroceso.
MORRENAS LATERALES
Son típicas de los glaciares de valle y ellas transportan los sedimentos a lo largo de los márgenes del valle, depositándose como largas dorsales.
MORRENAS CENTRAL
Cuando dos morrenas laterales se unen , por ejemplo en la confluencia de dos valles, se forma una morrena central.
DRUMLINS
Los drumlins son colinas lisas, alargadas y paralelas de sedimentos morrénicos y que fueron depositadas por glaciares continentales. Tienen hasta 50 metros alto y 1 kilómetro de largo, pero la mayoría son más pequeños. En Ontario, Canadá, se encuentran en campos con cientos de drumlins.
Finalmente, se reconocen formas compuestas por los detritos de glaciares estratificados como los kame, terrazas de kame, y los eskers.
Los depósitos glaciares se llaman till y son sedimentos compuestos por materiales depositados directamente por el glaciar, los cuales no tienen estratificación y sus fragmentos presentan estrías. Son heterométricos del punto de vista granulométrico, desde harina glacial a bloques erráticos transportados hasta 500 kilómetros de su área original como los encontrados en el Central Park de Nueva York; en Chile, en San Alfonso, en el cajón del Maipo. Cuando estos depósitos se consolidan constituyen tillitas.
Ø MORRENA
El término morrena se aplica a variadas formas compuestas fundamentalmente por Hill. Hay varios tipos de morrenas y también colinas alargadas llamadas drumlins.
MORRENA FRONTAL
Es un montículo de till en la parte frontal del glaciar cuando este se estabiliza en una posición por varios años o décadas, la morrena adquiere la forma de acumulaciones en arco. Si el flujo en el glaciar continúa los sedimentos siguen acumulándose en esta barrera. Si el glaciar retrocede, se deposita una capa de till suavemente ondulada llamada morrena basal, por ejemplo los terrenos pantanosos de la región de los Grandes Lagos en Estados Unidos. Si el glaciar sigue retrocediendo, su frente puede estabilizarse nuevamente y formar unamorrena de retroceso.
MORRENAS LATERALES
Son típicas de los glaciares de valle y ellas transportan los sedimentos a lo largo de los márgenes del valle, depositándose como largas dorsales.
MORRENAS CENTRAL
Cuando dos morrenas laterales se unen , por ejemplo en la confluencia de dos valles, se forma una morrena central.
DRUMLINS
Los drumlins son colinas lisas, alargadas y paralelas de sedimentos morrénicos y que fueron depositadas por glaciares continentales. Tienen hasta 50 metros alto y 1 kilómetro de largo, pero la mayoría son más pequeños. En Ontario, Canadá, se encuentran en campos con cientos de drumlins.
Finalmente, se reconocen formas compuestas por los detritos de glaciares estratificados como los kame, terrazas de kame, y los eskers.
GEOFORMA DE PAISAJE PERIGLACIAR
La morfología periglacial corresponde a las geoformas
generadas por la acción cíclica del congelamiento del agua y su deshielo, sea
en lapsos anuales o de mayor espacio de tiempo. El concepto de periglacial
significa cerca o casi dominado por el hielo, es decir, corresponde a ambientes
cercanos al dominio glacial. El límite entre ambos medios se denomina
proglacial que significa junto al dominio gélido. Por otra parte, y
considerando que los dominios gélidos han ido modificando su expresión espacial
en el planeta, existen áreas paleoclimáticas en las cuales se conservan
geoformas periglaciales pero que en la actualidad no están dominados por esta
acción morfogenética. A ellos se denomina espacios paraglaciales, es decir, más
allá o modificado por dominios gélidos.
CONDICIONES AMBIENTALES
Las condiciones ambientales del dominio periglacial
se refieren principalmente a las características del comportamiento de los
elementos del clima, tales como temperaturas anuales inferiores a 10ºC. En
promedio, el mes más frío presenta temperaturas medias inferiores a -3ºC, los
inviernos son largos y duran más de 6 meses, y los veranos son cortos de menos
de 3 meses, y templados a fríos. Las precipitaciones no superan los 1300 mm
anuales y son principalmente sólidas. Los ambientes periglaciales están asociados
a climas de tundra, boreales y alpinos o de montaña alta.Por otra parte, la vegetación predominante en estas áreas corresponde a musgos y líquenes en áreas de tundra y de bosques aciculifolios en estado marginal. No obstante, predominan las áreas desérticas frías.
PROCESOS MORFOGENICOS
Los procesos morfogenéticos periglaciales están
dominados por la acción del hielo bajo la superficie del suelo y, sobre éste,
por la acción del deshielo. Esta acción es permanente durante el año en el
primer caso y es activa en superficie sólo durante la primavera y el verano.
Este cíclico congelamiento y deshielo genera modificaciones en el volumen del
suelo que es capaz de alterar los horizontes del suelo, la cantidad específica
de agua en él y de movilizar detritos de diversos volúmenes.
METRORIZACION MECANICA
GELIFRACCION
Este es el principal mecanismo morfogenético
periglacial. Consiste en la disgregación de las rocas por la cristalización del
agua en hendiduras y porosidades. Las rocas han sido previamente trabajadas por
la acción del hielo glacial, por lo cual han estado afectadas por la acción
física y química, pero la expansión del agua al interior de las hendiduras al
congelarse genera tensiones dentro de la roca, que son capaces de fracturarla.
CRIOEXPULSION
Como el agua del epipedón se congela a 0° c porque no está confinada, el volumen
del agua del suelo aumenta en un 9%. Este aumento de volumen al congelarse y su
disminución al deshielarse provoca movimientos en el suelo que producen la
expulsión de los rodados hacia la superficie.
Pipkrakes
Como el agua del suelo se congela desde la superficie
hacia el interior del suelo porque requiere de menor temperatura al estar confinada, el hielo superficial genera
presión sobre el agua restante por efecto de su expansión, confinando el agua
de debajo. A medida que se congela más agua y se expande, la presión sobre el
agua restante aumenta y se requiere menor temperatura para congelar el agua.
Llega un momento en que el hielo no es suficientemente resistente como para
encerrar el agua líquida y producir presión necesaria y el hielo es empujado
fuera como un tapón.
CRIOTURBACION
Como la capacidad de retención de agua del suelo varía
según su textura existen contrastes en la congelación de la epidermis y en los
horizontes subsuperficiales del suelo. En los suelos limosos se generan
movimientos iluviales, es decir, los horizontes
inferiores se desplazan hacia la superficie por mayor volumen modificando la
estructura de las capas del suelo. El limo puede encerrar un 80% de su peso en
hielo
CRIOTURGENCIA
El agua de las napas freáticas entre el regolito y la
roca madre también se congela y se adhiere al permafrost formando una masa de hielo única. Éste, sin embargo, se
congela en forma lenticular o abombada solevantando todo el volumen de suelo
sobre éste.
GELIREPTACION
Los suelos con matriz limo&endash;arcillosa
experimentan deformación plástica al embeberse de agua y un aumento de volumen
por congelamiento. En áreas de pendientes leves el ciclo
congelación&endash;deshielo desplaza capas de suelo en forma paralela a la
inclinación de la pendiente generando una reptación a causa de la gravedad. En
suelos arcillosos con pendientes moderadas el movimiento es más rápido.
COLADAS DE BARRO O COLADAS
DETRITICAS
A mayores pendientes los movimientos y masa
comprometida son mayores. Pueden clasificarse como coladas de barro cuando las
matrices son limo-arcillosas, coladas de tierra en el caso de las matrices
limo-arenosas, y coladas detríticas para matrices con gravas.
GEOFORMAS
CAMPOS DE PIEDRAS
El crioclastismo y procesos paleoclimáticos glaciales
producen empedradas con clastos de diferente granulometría, conformando campos
de piedra en las áreas llanas.
SUELOS ESTRUCTURADOS
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.
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
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
SUELOS ESTRIADOS
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.
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
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.
LOBULOS DE GELIFLUXION
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 PAISAJE ARIDO
Según el clima los desiertos se dividen fríos y
cálidos. En los desiertos fríos la temperatura media del mes más frío es menor
de 0ºc desierto frío. Se localizan en latitudes medias por ejemplo en Asia en
donde hay fuertes oscilaciones entre las temperaturas y meses fríos con baja
evaporación.
Los desiertos cálidos se localizan en las zonas tropicales y subtropicales del hemisferio norte y el hemisferio sur, en donde se registran altas temperaturas y evaporación y también, fuertes oscilaciones térmicas diarias como en el desierto de Arizona en Estados Unidos, en Port Sudan en el Mar Rojo. En los desiertos costeros la oscilación térmica es atenuada, como ocurre en Chile, por ejemplo en Iquique con 5.5ºc anual.
Los desiertos cálidos se localizan en las zonas tropicales y subtropicales del hemisferio norte y el hemisferio sur, en donde se registran altas temperaturas y evaporación y también, fuertes oscilaciones térmicas diarias como en el desierto de Arizona en Estados Unidos, en Port Sudan en el Mar Rojo. En los desiertos costeros la oscilación térmica es atenuada, como ocurre en Chile, por ejemplo en Iquique con 5.5ºc anual.
FACTORES DE ARIDEZ
La aridez
se manifiesta por un conjunto de aspectos como:
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Un balance
hídrico deficitario, permanente en el aire y en el suelo.
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La xerofilia (xerox, seco) de la vegetación y
la inexistencia de vegetación o bien, formaciones vegetales abiertas con una
disminución del número de especies, respecto de lo que ocurre en otros
dominios morfoclimáticos.
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La desorganización
de la red hidrográfica existiendo
generalmente un régimen endorreico y cursos de agua intermitentes los cuales
en Chile se denominan quebradas y wadi o oued en Africa. Dichos oled tienen lechos menores muy amplios y permanecen
secos
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PROCESOS MORFODINAMICOS
En los dominios áridos, la morfogénesis está
condicionada por la sequedad, la escasez de lluvias y la acción del viento.
Existe un predominio de los procesos de meteorización mecánica lo que genera
gran abundancia de fragmentos rocosos. Los procesos característicos son:
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Termoclastía en los desiertos continentales con fuertes amplitudes térmicas
diurnas, provocando la exfoliación en capas gruesas, facilitado por las
diaclasas en las rocas cristalinas.
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Hidroclastía en que
ocurre alternancia de desecación por evaporación rápida y humectación durante
los chubascos, las arcillas saturadas de agua se descaman en láminas o se
dislocan en polígonos, y también ocurre la desagregación granular en las
rocas cristalinas por descomposición de las micas y feldespatos.
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Haloclastía que favorece la alveolización en el desierto costero, este salzprengung contribuye
a la formación de tafonis en las paredes de las rocas cristalinas.
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La acción pluvial es espasmódica y puede
manifestarse como escurrimiento difuso y/o en napa superficial a través del
lavado aerolar. Esto contribuye a la formación de regueras y cárcavas
producidas por las lluvias ocasionales que también suelen tener efectos
desastrosos, como el aluvión ocurrido en Antofagasta, Chile en 1991.
FORMACIONES SUPERFICIALES
Son característicos los pavimentos
desérticos o empedrados y también las grietas
y formas geométricas de desecación por contracción al secarse los sedimentos
finos humedecidos por el agua, todo esto produce microformas como bucles de
lodo observables en la superficie de la Pampa del Tamarugal en Chile.El barniz desértico es una fina película coloreada (negro, marrón) que cubre las formaciones rocosas y los clastos superficiales, predominando los minerales de hierro o manganeso en la superficie. Dichas pátinas se deben a la combinación de factores físico- químicos y biológicos, bacterias que han actuado durante los estados de humedad y desecamiento de las rocas fijando los minerales.
También por alternancia desecación/humectación ocurre la concentración en superficie de sales debido a la fuerte evaporación y ascenso de sales solubles, generándose suelos alcalinos arcillo limosos.
Dichas costras superficiales cubren los relieves residuales o las formas dominantes de paisaje. Ellas tienen una composición química de diferente naturaleza ya sea calcárea o silícea. Las costras calcáreas se forman en la superficie por evaporación de aguas con carbonato de calcio en disolución provocando la precipitación del carbonato. El caliche es una costra salina de colores blanquecinos que cubre las pampas interiores del desierto chileno y se produce ya sea por ascenso por capilaridad de aguas con alto contenido en carbonatos o bien por depósito de las aguas de inundación.
GEOFORMA DEL PAISAJE TROPICAL
Abarca toda la zona ecuatorial y
hasta 16º - 17º de latitud en ambos hemisferios, pudiendo extenderse a
latitudes que sobrepasen los trópicos en las fachadas orientales de los
continentes en el sudeste asiático, Africa, América y Australia oriental.
Aproximadamente un 20 % de las tierras emergidas evolucionan bajo este dominio
morfogenético el cual comprende un ámbito tropical húmedo en
la zona ecuatorial lluviosa de la selva tropical y un dominio tropical
con estación seca de la sabana.
De acuerdo a Coque, R (1977) las características comunes para ambos dominios son:
De acuerdo a Coque, R (1977) las características comunes para ambos dominios son:
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La coexistencia del
calor y las lluvias, que durante 3 o 4 meses son superiores a la
evapotranspiración.
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Las lluvias abundantes
sin estacionalidad.
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La ausencia de
invierno.
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Una temperatura media
mensual superior a 18ºC.
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La amplitud térmica
anual no sobrepasa los 10ºC.
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Todas las condiciones climáticas anteriores permiten la existencia de formaciones vegetales densas ya sea de selva tropical (pluvisilva), bosques, o sabanas arbustivas o herbáceas. La sabana se relaciona con la existencia de una estación seca a medida que el territorio se aleja del ecuador, lo que tiene consecuencias fundamentales en el sistema morfogenético y en el modelado del relieve.}
DOMINIO TROPICAL HUMEDO
Se caracteriza por temperaturas homogéneas a lo largo
del año y una estación relativamente seca muy corta de menos de tres meses.
Corresponde al dominio de la selva tropical densa centrado sobre el Ecuador.
Este tipo de sistema morfogenético se presenta en la cuenca del Amazonas y Las
Guayanas, cuenca del Congo y el Asia de los monzones, Nueva Guinea, América
Central y las Antillas, las islas del Pacifico central y las fachadas
orientales de los continentes en las bajas latitudes ( por ejemplo en las
sierras litorales brasileras, Este de Madagascar y NE de Australia.La persistencia del calor y la humedad determinan la existencia de procesos intensos de alteraciones físico químicas y bioquímicas. Son regiones que permanecen enbiostasia.
El aspecto del relieve es suave con laderas cubiertas por potentes alteritas formadas bajo la pluvisilva, emergiendo a veces algunos afloramientos rocosos.
DOMINIO TROPICAL SECO
Comprende
las áreas que se encuentran en la transición entre la selva ecuatorial y las
regiones desérticas, en donde se desarrolla la sabana, formación herbácea
cerrada de gramíneas altas y pradera con árboles.Se extiende en Africa, centro América, América del Sur, Norte de Australia, India.
Las condiciones climáticas que caracterizan este dominio geomorfológico son de temperaturas y lluvias elevas y la estación seca es marcada, con una duración de tres o más meses. Por esta razón, los procesos mecánicos son más relevantes que en el dominio tropical húmedo y los procesos físico-químicos de meteorización persisten. Si bien la vegetación herbácea cerrada de la sabana constituye una protección en la estación de lluvias, ella desaparece en la estación seca y las primeras lluvias caen sobre un suelo seco y desnudo, muy vulnerable.
La existencia de una estación seca marcada, provoca un proceso de encostramiento típico de los medios tropicales de sabana. Estas costras o corazas provienen de la concentración y fijación permanente de sales metálicas liberadas por la alteración provocada por las lluvias estacionales abundantes. A su vez, la evaporación intensa favorece las migraciones internas y la acumulación y precipitación en la superficie por aspiración climática, dando origen a suelos ferruginosos de perfiles bien diferenciados los cuales tienen :
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Un horizonte A: humífero
y empobrecido por el lavado de las sustancias mas solubles
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Un horizonte B: rico
en kaolinita que resulta de la transformación en arcilla de los silicatos, y
en óxidos de fierro.
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Un horizonte C: en
proceso de alteración localizado sobre la roca sana , a menos de 10 metros de
profundidad (ver figura 1).
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El afloramiento de las concentraciones de fierro en la superficie del suelo, provoca su endurecimiento por deshidratación y desecación en la estación seca; según la intensidad de la compactación se generan corazas muy duras o costras de hierro más quebradizas.
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