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9.5.- SISTEMAS DE VERTIENTES
Una vertiente es el espacio inclinado entre una divisoria de aguas y una vaguada. En su modelado intervienen: -
procesos de arroyada difusa, procesos estacionales producidos por la acción de las aguas de escorrentía sobre las vertientes
-
procesos gravitacionales: desplazamientos de material impulsados por su propio peso
9.5.1.- PROCESOS DE ARROYADA DIFUSA El agua, tanto sea agua de lluvia como agua de fusión de nieve, circula por las vertientes, ejerciendo una fuerza de arrastre sobre la superficie del suelo, arrancando partículas de materia mineral de distintos tamaños. La erosión que produce depende de: -
la litología
-
la vegetación
-
la pendiente
-
el tipo de precipitación, de si es agua de deshielo…
Los procesos de arroyada difusa producen distintos tipos de erosión, con distintos estadios: •
Erosión por salpicadura. Representa el primer estadio en los procesos erosivos. Se refiere al efecto de la propia gota de lluvia al impactar sobre el suelo. El impacto produce una
salpicadura
en
forma de géiser, que levanta las partículas del suelo y las deja caer en nuevas posiciones. Cuanto sea
la
más
intensa
lluvia,
más
blando el suelo, menor la vegetación y mayor la
pendiente,
mayor
será el efecto de la erosión por salpicadura. Este tipo de erosión es importante en suelos desnudos de zonas semiáridas y áridas.
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En la superficie de una vertiente la erosión por salpicadura tiende a transportar suelo hacia niveles inferiores. Un efecto aún más importante es el de la disminución de la capacidad de infiltración del suelo, al quedar taponadas los poros superficiales por las partículas movidas en la salpicadura. Al reducirse la infiltración, se generará mucha más cantidad de agua de escorrentía, lo que intensifica la remoción del suelo.
La erosión por salpicadura suele ser identificable por la presencia de pedestales, o presencia de sello o costra superficial.
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•
Erosión laminar. Se refiere a la pérdida de una capa delgada más o menos uniforme de suelo (partículas liberadas por salpicadura) en un terreno inclinado. Tiene lugar cuando la intensidad de la precipitación excede la infiltración o bien cuando el suelo se satura de agua, lo que da lugar a un exceso de agua en la superficie. La escorrentía superficial transporta las partículas más finas
y
provoca
disminución
una
de
productividad
del
la suelo
(pérdida de arcilla, materia orgánica
y
nutrientes).
encostramiento favorece
superficial
la
superficial.
El
escorrentía
Presenta
gran
importancia en zonas áridas y semiáridas. Es poco aparente, por lo que puede pasar desapercibida, a pesar
de
su
importancia:
después de una lluvia los elementos gruesos en superficie aparecen muy limpios, se acumula
material
erosionado
del
suelo
en
las
vallas
situadas
aguas
abajo
transversalmente a la ladera… •
Regueros. Pocos metros agua abajo, la rugosidad del terreno y el caudal más elevado hacen que la escorrentía laminar se concentre en canales, en los cuales el agua tiene más
velocidad,
transportando
arrancando
partículas
de
y las
paredes y del fondo del canal. Ladera abajo su caudal aumenta, los canales se hacen mucho más profundos, barrancos.
transformándose
en
El terreno presenta
incisiones claramente visibles, de menos de 30 cm de profundidad. Cuando se labra el campo se disimulan, pero no se solucionan sino se actúa en la zona de origen. Presenta gran importancia en zonas áridas y semiáridas.
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•
Cárcavas. A medida que avanza la erosión por arroyaderos los canales van siendo más profundos. El terreno queda disectado, lo que hace imposible transitar por él o cultivarlo con maquinaria. Este estadio se conoce como erosión por cárcavas. El agua arranca y transporta
partículas
del
fondo y paredes del canal en las que pueden producirse deslizamientos, genera
lo
que
cantidades
importantes de material que, una vez movilizado, puede producir
efectos
aguas
abajo. El proceso se debe a una perturbación hidrológica en el área. Es un fenómeno de importancia grande en zonas áridas y semiáridas. Su evolución puede dar lugar a las denominadas chimeneas de brujas.
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•
Erosión por galerías, túneles o sufusión. Erosión que tiene lugar dentro del suelo. La circulación de un exceso de agua a favor de las galerías de fauna, grietas, terraplenes poco compactados o agujeros de antiguas raíces, en un suelo que tenga un material subsuperficial fácilmente dispersable, produce una erosión subsuperficial de efectos graves. La entrada del agua en el suelo hace que el material dispersable quede en suspensión y el lodo formado pueda circular. Si el túnel tiene alguna salida, la circulación del
agua
irá
aumentando
progresivamente el tamaño del túnel y pueden producirse colapsos en el terreno. A menudo son poco evidentes y sólo se manifiestan al colapsar el terreno de manera catastrófica.
9.5.2.- PROCESOS GRAVITACIONALES Están regulados por la gravedad, además de la fuerza de rozamiento y cohesión del material, que se oponen al movimiento.
Los procesos gravitacionales se desencadenan por distintos factores: variaciones morfológicas en las pendientes, modificación en el volumen de material (aumento o disminución), sacudidas sísmicas, vibraciones antrópicas, cambios climáticos, acción mecánica de las plantas y meteorización.
Se clasifican de acuerdo con distintos criterios, según su geometría, tipo de material implicado, velocidad del movimiento, geometría del área de rotura, edad, causas, grado de desarraigo de las
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masas desplazadas, posible relación con la estructura geológica, grado de desarrollo y estado de actividad:
a) Desprendimientos o caídas Se trata de una masa de cualquier tamaño que se separa de un talud (desmonte, acantilado, etc.) mediante una superficie de corte normalmente pequeña, y cuyo recorrido se realiza en gran parte a través del aire, bien por caída libre, o por deslizamiento, rebote o rodamiento. Se trata de movimientos rápidos. Frecuentemente estas inestabilidades afectan a bloques aislados, aunque también a masas rocosas mayores, originando en este caso movimientos del terreno con resultados catastróficos. Estos fenómenos suelen producirse en zonas constituidas geológicamente por alternancias de capas resistentes y débiles, de forma que la erosión diferencial provoca el descalce de las capas más competentes,
que
terminan
por
romper
por
flexotracción. Las posibilidades de producirse rotura dependen de la fracturación, buzamiento de la serie, inclinación del terreno y disposición respecto al buzamiento, resistencia de los materiales…
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b) Vuelcos (toppling). Estos movimientos implican una rotación de unidades con forma de columna o bloque sobre una base, bajo la acción de la gravedad y fuerzas ejercidas por unidades adyacentes o por inclusión de agua en las discontinuidades. Este tipo de movimientos es casi exclusivo de rocas, pudiendo culminar en el desarrollo de otro tipo de inestabilidad. Pueden considerarse distintos tipos de vuelcos: o
Vuelco por flexión. Se desarrolla bajo un mecanismo compuesto
por
flexiones
pseudocontinuas
del
material individualizado en columnas. El movimiento progresa hacia el interior del macizo rocoso originando grietas de tracción de profundidad y anchura variables.
o
Vuelco de bloques. Característico de los macizos rocosos que contienen sistemas de discontinuidades ortogonales, dando lugar a columnas divididas en bloques. El empuje sobre los bloques inferiores origina su desplazamiento, y una vez producido, progresa hacia la parte superior del talud.
o
Vuelco mixto. Se produce cuando los bloques son alargados, debido a flexiones en el pie del talud e intermovimientos relativos de las distintas unidades
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c) Deslizamientos Son movimientos que se producen al superarse la resistencia al corte del material, y tienen lugar a lo largo de una o varias superficies, o a través de una franja relativamente estrecha de material. Estas superficies generalmente son visibles o pueden deducirse razonablemente.
La velocidad a que se desarrollan estos movimientos es variable, según el tipo de material involucrado y la inclinación de la ladera, en general lenta a moderada. El material mantiene sus constantes geométricas, es decir, la velocidad de todas las partículas en movimiento es la misma.
El movimiento puede ser progresivo o instantáneo. El volumen movilizado suele ser grande. La morfología resultante es una cicatriz (a veces en escalones) y una acumulación caótica de bloques.
Pueden diferenciarse dos tipos:
o
Deslizamientos rotacionales. Tienen lugar a lo largo de una superficie de deslizamiento interna de forma aproximadamente circular y cóncava. El movimiento tiene una naturaleza más o menos rotacional, alrededor de un eje dispuesto paralelamente al talud.
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En la superficie del terreno suelen aparecer grietas concéntricas y cóncavas hacia la dirección del movimiento, con un escarpe en su parte alta, tanto más acusado cuanto mayor es el desplazamiento que sufra la masa deslizada. La salida de las superficies de corte puede producirse en tres partes diferentes del talud:
-
Por encima del pie del talud: superficie de rotura de talud
-
Por el pie del talud: rotura de pie de talud
-
Pasando por debajo del pie, y saliendo a una cierta distancia del mismo: rotura de base de talud.
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Deslizamiento rotacional en un suelo
o
Deslizamiento rotacional en macizo rocoso muy fracturado
Deslizamientos traslacionales. La masa movilizada se desplaza pendiente abajo a favor de una superficie más o menos planar u ondulada, pero sin existir un movimiento general de giro. Comúnmente el movimiento de la masa deslizada hace que ésta quede sobre la superficie original del terreno. Los deslizamientos están controlados por una zona de debilidad preexistente, como fallas, diaclasas, estratificación, influyendo la variación de la resistencia al corte entre estratos de diferente naturaleza, diferente grado de meteorización tipo de relleno… Se trata de movimientos en general rápidos.
Deslizamiento traslacional en el contacto suelo-roca
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Deslizamiento traslacional en suelo
D eslizamiento traslacional en macizo rocoso.
Deslizamiento traslacional en un suelo UNIDAD 4.- GEODINÁMICA
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Un caso particular de los deslizamientos traslacionales es el caso de los pandeos o buckling, que se producen en macizos rocosos con juntas desarrolladas subverticales que individualizan cuerpos tabulares de roca.
Los
deslizamientos
de
cuñas
y
diedros
rocosos
son
también
deslizamientos traslacionales en macizo rocoso. En este caso las discontinuidades individualizan un bloque rocoso, que puede deslizar a favor de la línea de intersección de las dos discontinuidades si esta aflora al talud y posee mayor inclinación que éste, pero su ángulo es mayor que el de rozamiento. En su movilización interviene la presencia o ausencia de agua y el desarrollo de presiones en las juntas.
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o
Extensiones laterales. Son movimientos poco frecuentes. Consisten en una extensión lateral controlada por superficies de corte y/o fracturas de tensión. Pueden aparecer sobre macizos rocosos con diferente competencia o sobre materiales tipo suelo. En medios rocosos el mecanismo es muy lento. Por el contrario en materiales tipo suelo son movimientos rápidos o muy rápidos, de inicio súbito.
Extensión lateral en roca
Extensión lateral en suelo d) Flujos y coladas Se contemplan bajo esta denominación ciertos movimientos producidos en materiales rocosos o tipo suelos, con distribución de velocidades variable, de extremadamente lenta a muy rápida. En el caso de materiales rocosos, las coladas en roca son poco frecuentes, en macizos rocosos no muy competentes afectados por plegamiento u otras manifestaciones de comportamiento plástico. No existe concentración de desplazamiento continuo sobre una superficie definida. Son movimientos en general muy lentos y más o menos estables, afectando a zonas superficiales o de cierta profundidad.
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Las coladas en suelos se reconocen como coladas en sentido estricto, como comportamiento similar al de los fluidos viscosos. Las superficies de deslizamiento no son netas. Suponen grandes desplazamientos de la masa movida, con parte del proceso ayudado por el efecto fluidificante del agua. En función de la granulometría del suelo deslizado, contenido en agua, movilidad y carácter del movimiento, pueden clasificarse en: o
Reptaciones (creep). Consisten en deformaciones continuas superficiales muy lentas, poco perceptibles a simple vista, a veces precursores de roturas mayores. En regiones periglaciares la reptación por solifluxión es común, interviniendo los ciclos hielo-deshielo
o
Coladas de derrubios (debris flow). Características de materiales con un alto contenido de fragmentos gruesos. La masa que se desliza se divide en pequeñas partes con movimiento lento. Cuando éste es rápido y progresivo suele utilizarse el término avalancha.
o
Coladas de barro (mud flow). Se producen en materiales con al menos un 50% de fracción fina y con un contenido en agua suficiente como para permitir que el material fluya. En regiones de vulcanismo activo es frecuente este fenómeno, al ponerse en movimiento las grandes acumulaciones de ceniza en momentos de alta precipitación o deshielo (lahar).
Reptación: aunque es un movimiento imperceptible por lento, sus efectos son a menudo visibles
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Reptación por solifluxión
Avalancha (colada de derrubios)
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Colada de barro
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e) Movimientos complejos: son resultado de la combinación de más de un tipo de los descritos anteriormente.
Deslizamiento rotacional y traslacional
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Deslizamiento traslacional y colada de barro
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9.6.- SISTEMA GLACIAR
El hielo glacial ha tenido un importante papel en el desarrollo de la morfología en extensas áreas de latitudes medias y en las regiones subárticas. Los glaciares son producto del clima y están permanentemente intercambiando masa con otras partes del sistema hidrológico. A la adición de masa de un glaciar se le llama acumulación y a la pérdida ablación. Las principales formas de acumulación son la precipitación directa de nieve, el congelamiento de agua líquida, paso directo del vapor de agua del aire al estado sólido por las bajas temperaturas de
los
glaciares,
nieve
transportada
por
vientos,
nieve
y
hielo
traídos
por
avalanchas, cencelladas y el congelamiento de agua en las capas basales. El hielo acumulado se comprime y ejerce una presión considerable sobre el hielo más profundo. A su vez, el peso del glaciar ejerce una presión centrífuga que provoca el empuje del hielo hacia el borde exterior del mismo donde se derrite; a esta parte se la conoce como zona de ablación. Los glaciares pierden masa por fusión de hielo en agua y el desmembramiento de témpanos de hielo. La diferencia entre ganancias y pérdidas de masa de un glaciar se llama balance de masa. Cuando el balance de masa da negativo el glaciar pierde masa y cuando es positivo gana masa creciendo. En los glaciares de valle, la línea que separa estas dos zonas (la de acumulación y la de ablación) se llama línea de nieve o línea de equilibrio. La elevación de esta línea varía de acuerdo con las temperaturas y la cantidad de nieve caída y es mucho mayor en las vertientes o laderas de solana que en las de umbría. También es mucho mayor en las de sotavento que en las de barlovento.
El avance o retroceso de un glaciar está determinado por el aumento de la acumulación o de la ablación respectivamente. Los motivos de este avance o retroceso de los glaciares pueden ser, obviamente, naturales o humanos, siendo estos últimos los más evidentes desde 1850, por el desarrollo de la industrialización ya que el efecto más notorio de la misma es la enorme producción de anhídrido carbónico o dióxido de carbono (CO²) el cual absorbe grandes cantidades de agua (directamente de los glaciares cercanos) para formar el ácido carbónico, con lo que los glaciares de valle van retrocediendo.
9.6.1.- EL HIELO GLACIAR Y EL AGUA El hielo glaciar se considera una como una roca monomineral policristalina, compuesta por agua con impurezas.
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El movimiento del hielo se produce desde las zonas de acumulación hacia las zonas de ablación. La diferencia de masa genera una presión diferencial que provoca el movimiento, con deformación del hielo y flujo glaciar. Incluso en zonas de escasa pendiente, este balance por diferencia de presión provocaría el flujo, que se ve favorecido en zonas de mayor pendiente por la gravedad.
El hielo en su movimiento, experimenta: -
Deformación interna. El hielo se comporta como un sólido quebradizo hasta que su acumulación alcanza los 50 metros de espesor. Una vez sobrepasado este límite, el hielo se comporta como un material plástico y empieza a fluir. El hielo glaciar consiste en capas de moléculas empaquetadas unas sobre otras. Las uniones entre las capas son más débiles que las existentes dentro de cada capa, por lo que cuando el esfuerzo sobrepasa las fuerzas de los enlaces que mantienen a las capas unidas, éstas se desplazan unas sobre otras. La deformación se produce bien por deslizamiento entre planos de hielo, por ajustes por compactación o por cambios de fase En cuanto a la deformación interna se diferencian dos zonas por tanto:
-
o
Zona superficial más frágil, en la que se producen crevasses o grietas de tracción
o
Zona inferior, más plástica
Otro tipo de movimiento es el deslizamiento basal. Éste se produce cuando el glaciar entero se desplaza sobre el terreno en el que se encuentra. En este proceso, el agua de fusión contribuye al desplazamiento del hielo mediante la lubricación. El agua líquida se origina como consecuencia de que el punto de fusión disminuye a medida que aumenta la presión. Otras fuentes para el origen del agua de fusión pueden ser la fricción del hielo contra la roca, lo que aumenta la temperatura y por último, el calor proveniente de la Tierra.
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La velocidad varía entre pocos centímetros al día y 1-2 metro al día, determinada por la fricción y la pendiente. Como se sabe, la fricción hace que el hielo de fondo se desplace a una velocidad menor que las partes superiores. En el caso de los glaciares alpinos, esto también se aplica para la fricción de las paredes de los valles, por lo que las regiones centrales son las que presentan un mayor desplazamiento. Esto fue confirmado en experimentos realizados en el siglo XIX en los que se utilizaron estacas alineadas en glaciares alpinos y se analizó su evolución. Posteriormente se confirmó que las regiones centrales se habían desplazado mayores distancias. Sucede exactamente lo mismo, aunque a menor velocidad, que el agua de los ríos moviéndose en sus cauces. Las velocidades medias varían. Algunos presentan velocidades tan lentas que los árboles pueden establecerse entre los derrubios depositados. En otros casos, sin embargo, se desplazan varios metros por día. Tal es el caso del glaciar Byrd , un glaciar de desbordamiento en la Antártida que, de acuerdo a estudios satelitales, se desplazaba de 750 a 800 metros por año (unos 2 metros por día). El avance de muchos glaciares puede estar caracterizado por períodos de avance extremadamente rápidos llamados oleadas. Los glaciares que exhiben oleadas, se comportan de una manera normal hasta que repentinamente aceleran su movimiento para después volver a su estado anterior. Durante las oleadas, la velocidad de desplazamiento es hasta 100 veces mayor que bajo condiciones normales.
El agua líquida de los glaciares proviene de la fusión del hielo o directamente de la lluvia. Condiciona el movimiento del glaciar y alimenta corrientes de agua dentro y fuera del glaciar. El sistema hidrológico de un glaciar es complejo.
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El agua se presenta de varias formas; -
-
Agua proglaciar (sin contacto directo con el hielo) o
Agua de frente de fusión: torrentes, redes anastomosadas.
o
Agua de fragmentación: icebergs. Lagos y surgencias
Agua yuxtaglaciar, en contacto con el hielo o
Agua supraglaciar: canales y lagos
o
Englaciar: criokarst
o
Subglaciar: canales y lagos
9.6.2.- TIPOS DE GLACIARES Los glaciares se clasifican en función de distintos parámetros: A) Según el régimen térmico: o
Glaciares fríos: aquellos en los que no existe agua líquida, sin procesos de fusión-recongelación. Siempre existe una capa de nieve sobre el hielo, necesitándose años para transformarse en hielo glaciar. El movimiento basal es mínimo. Las pérdidas son pequeñas, en forma de icebergs.
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En ellos la temperatura aumenta hacia la base. Son el HIELO POLAR. o
Glaciares templados: son aquellos en los que el hielo, a excepción de las capas más superficiales, está a temperatura cercana a la de fusión, de forma que la transformación a hielo glaciar es rápida. El desplazamiento es rápido. Corresponden a MONTAÑAS DE ALTITUD MEDIA.
o
Glaciares intermedios: son templados en sus partes interiores pero fríos en sus bordes
B) Según la geomorfología o
Glaciares de casquete: son las grandes acumulaciones de hielo continental. Se consideran dos tipos:
Polares o islandis: su forma es independiente de la del sustrato. Son formas planas o convexas, en las que pueden sobresalir unos picos llamados nunataks. Pueden presentar corrientes de aguas superficiales llamadas bediers. Un ejemplo de estos son Groenlandia y la Antártida.
Subpolares: similares, pero con menor tamaño y régimen térmico intermedio
o
Glaciares de meseta: son más pequeños, con fisonomía controlada por la topografía del sustrato. Ejemplo: glaciar Vatnajäkull, en Islandia
o
Glaciares de montaña: son pequeñas acumulaciones condicionadas por la topografía. Se producen en cuencas altas, llegando a fluir a través de las lenguas glaciares. Se consideran varios tipos:
De Piedemonte: al llegar a una llanura, se expanden (Por ejemplo, el glaciar Malaspina, Alaska)
De Valle o Alpinos: presentan una zona de acumulación o circo, y una zona de descarga bien definida. Estos son los más estudiados, frecuentes en Europa y América. Se instalan en valles prexistentes, a favor de los que se produce su flujo. En los circos, de paredes escarpadas, se acumula el hielo, desbordándose en forma de lengua, hasta la zona de ablación. Los valles adquieren forma de U. Como el nivel de base es distinto en el glaciar principal que en los “afluentes”, el valle de éstos queda “colgado”.
De Circo: sólo con zona de acumulación, sin lengua
De ladera o intermedio, similar a los de valle pero más reducidos
Monteras de hielo, por intersección de dos o más glaciares
Neveros
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9.6.3.- DINÁMICA GLACIAR El sistema glaciar produce erosión, transporte y sedimentación, tendiendo a una morfología que le permita alcanzar el equilibrio, de forma que si aumenta la acumulación se producirá el avance del glaciar, y si disminuye, se producirá retroceso y abandono del material transportado.
FORMAS DE EROSIÓN
Las rocas y los sedimentos son incorporados al glaciar por varios procesos. Los glaciares erosionan el terreno principalmente de dos maneras: abrasión y arranque.
A medida que el glaciar fluye sobre la superficie fracturada del lecho de roca, ablanda y levanta bloques de roca que incorpora al hielo. Este proceso conocido como arranque glaciar, se produce cuando el agua de deshielo penetra en las grietas y las diaclasas del lecho de roca y del fondo del glaciar y se hiela recristalizándose. Conforme el agua se expande, actúa como una palanca que suelta la roca levantándola. De esta manera, sedimentos de todos los tamaños entran a formar parte de la carga del glaciar. La abrasión ocurre cuando el hielo y la carga de fragmentos rocosos se deslizan sobre el lecho de roca y funcionan como un papel de lija que alisa y pule la superficie situada debajo. La roca pulverizada por la abrasión recibe el nombre de harina de roca. Esta harina está formada por granos de roca de un tamaño del orden de los 0,002 a 0,00625 mm. A veces, la cantidad de harina de roca producida es tan elevada que las corrientes de agua de fusión adquieren un color grisáceo.
•
Una de las características visibles de la erosión y abrasión glaciar son las estrías glaciares producidas sobre las superficies rocosas del lecho; fragmentos de roca con afilados bordes contenidos en el hielo marcan surcos a modo de arañazos finos. Cartografiando la dirección de las estrías se puede determinar el desplazamiento del flujo glaciar, lo cual es una información de interés en el caso de antiguos glaciares.
•
Rocas aborregadas. Son formadas por el paso del glaciar cuando esculpe pequeñas colinas a partir de protuberancias del lecho de rocas. Las rocas aborregadas se forman cuando la abrasión glaciar alisa la suave pendiente que está en el frente del hielo glaciar que se aproxima y el arranque aumenta la inclinación del lado opuesto a medida que el
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hielo pasa por encima de la protuberancia. Estas rocas indican la dirección del flujo del glaciar.
•
Sin el efecto de las glaciaciones los valles de montaña tienen una característica forma de V, producida por la erosión del agua en la vertical. Sin embargo, durante la glaciaciones esos valles se ensanchan y ahondan, lo que da lugar a la creación de un valle glaciar en forma de U.
•
En la cabecera de un glaciar hay una estructura muy importante, se llama circo glaciar y tiene una forma de tazón con paredes escarpadas en tres lados, pero abiertas por el lado que desciende al valle. En el circo se da la acumulación del hielo. Éstos empiezan como irregularidades en el lado de la montaña que luego van aumentando de tamaño por el acuñamiento del hielo. Después de que el glaciar se derrite, estos circos suelen ser ocupados por un pequeño lago de montaña denominado tarn.
•
Además de su profundización y ensanchamiento, el glaciar también alisa los valles gracias a la erosión. De esta manera va eliminando los espolones de tierra que se extienden
en
el
valle.
Como
resultado
de
esta
interacción
se
crean
acantilados triangulares llamados espolones truncados, debido a que muchos glaciares profundizan sus valles más de lo que hacen sus afluentes pequeños. •
Cuando los glaciares acaban retrocediendo, los valles de los glaciares afluentes quedan por encima de la depresión glacial principal, y se los denomina valles colgados. Las partes del suelo que fueron afectadas por el arranque y la abrasión, pueden ser rellenadas por los denominados lagos paternóster, nombre del latín (Padre nuestro) que hace referencia a una estación de las cuentas del rosario.
•
A veces cuando hay dos glaciares separados por una divisoria, y ésta, ubicada entre los circos, es erosionada se crea una arista. Por yuxtaposición de tres circos glaciares se formarían picos triangulares llamados horns.
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•
Las cubetas u ombligos son formas de origen erosivo, formados por sobreexcavación en el lecho del glaciar, que luego quedan como lagos o lagunas, a veces denominadas
kettles.
•
Los glaciares también son responsables de la creación de fiordos, ensenadas profundas y escarpadas que se encuentran en las altas latitudes. Con profundidades que pueden superar el km, son provocados por la elevación postglacial del nivel del mar y, por lo tanto, a medida que éste aumentaba, las aguas marinas iban penetrando hacia el interior del valle glaciar. En latitudes más bajas, el aumento postglacial del nivel del mar produjo también un fenómeno similar que se denomina ría: un valle, en este caso fluvial, ocupado por las aguas marinas después de las glaciaciones del Pleistoceno por el propio aumento del nivel del mar al haberse derretido los grandes glaciares continentales de Eurasia y América del Norte.
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Horn
FORMAS DE SEDIMENTACIÓN
Una vez que el material es incorporado al glaciar, puede ser transportado varios kilómetros antes de ser depositado en la zona de ablación. En general se llama till a cualquier tipo de acumulación de material detrítico, anguloso, no consolidado y no clasificado, de origen glaciar. La roca formada por este material se denomina tillita. Los grandes bloques que se encuentran en el till o libres sobre la superficie se denominan bloques erráticos glaciares si son diferentes al lecho de roca en el que se encuentran (esto es, su litología no es la misma que la roca encajada subyacente). Los bloques erráticos de un glaciar son rocas acarreadas y luego abandonadas por la corriente
de
hielo.
Su
estudio litológico permite
averiguar la trayectoria del glaciar que los depositó.
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Bloque errático Según la posición que ocupa el till en el glaciar, se habla de:
-
Till supraglaciar, cuando es transportado englobado en el hielo glaciar o sobre el mismo
-
Till subglaciar, cuando se transporta en la base, presentando huellas de arrastre o tracción.
Según su origen, se distingue entre:
-
Till primario u “orto”, cuando son materiales generados por la acción directa del hielo
-
Till secundario u “alo”, cuando son consecuencia de fenómenos asociados, como por ejemplo, desprendimientos.
Los depósitos de till pueden presentar distintas formas:
-
Morrenas: se trata de acumulaciones de till en forma de montículos o alineaciones, que quedan abandonados cuando se retira el hielo. Se clasifican de distintas formas:
o Laterales, frontales o de fondo según su posición, o centrales, en la confluencia de dos lenguas
o Rectas,
en
zigzag,
en
acordeón, en arco…, según su forma
o De
empuje,
pulsación,
ablación…, según su origen
-
Drumlins: depósitos alargados, paralelos a la dirección del flujo Un drumlin (derivado de la palabra gaélica druim, colina redondeada o montículo), es una forma de relieve de origen glacial, formada por acumulación de sedimentos glaciares. Tienen forma de un
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pequeño montículo de laderas lisas, de forma aerodinámica, formado frecuentemente por debajo de hielo glaciar en movimiento. Su forma, con un extremo más afilado que otro, se debe al modo en el que el glaciar discurrió por él o a su alrededor. Son colinas bajas, de forma dómica o de cuchara invertida, alargada en la dirección del movimiento del hielo, con la pendiente más suave apuntando en la dirección hacia la cual el hielo se desplazaba. Puede aparecer aislado, pero es mucho más frecuente encontrarlo en grupos, llamados «campos de drumlins», produciendo un paisaje llamado «en cesta de huevos».
-
Eskers: depositados por torrentes sub, supra y englaciares. Son largas y sinuosas
crestas compuestas fundamentalmente de arena y grava. Algunas de estas crestas tienen alturas que superan los 100 metros y sus longitudes sobrepasan los 100 km. Son muy frecuentes en Finlandia y suelen presentar una dirección en el mismo sentido de desplazamiento del glaciar.
-
Kames. Depósitos estratificados con forma de colinas de laderas empinadas o montículos. Algunos kames se forman cuando el agua de fusión deposita sedimentos a través de aberturas en el interior del hielo. En otros casos, sólo son el resultado de abanicos o deltas hacia el exterior del hielo, producidos por el agua de fusión.
-
Varva glaciar: sedimentos laminados lacustres, en lagos de origen glaciar.
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9.7.- SISTEMA PERIGLACIAR El periglaciarismo se refiere al ambiente o proceso regulado por fenómenos de hielo/deshielo.
El rasgo característico es el permafrost o suelo permanentemente helado. El sistema morfoclimático periglaciar aparece en zonas donde las temperaturas alcanzan valores por debajo de 0 °C, durante la mayor parte del año y son positivas, pero inferiores a 10 °C, durante un período de dos a cuatro meses anuales.
Las zonas donde se producen los procesos periglaciares rodean a las que corresponden al sistema morfoclimático glaciar. También aparece periglaciarismo en algunas cordilleras en las que no se dan condiciones suficientes para el desarrollo de glaciares. Los climas que determinan este dominio son el continental subártico, el polar de tundra y el de alta montaña.
Los procesos y agentes que intervienen en el modelado periglaciar son el hielo, los procesos fluviotorrenciales y los fenómenos de ladera. En este sistema predomina la meteorización mecánica frente a la química, por lo que los materiales son poco maduros, angulosos y mal seleccionados.
9.7.1.- ESTRUCTURA DEL SUELO PERIGLACIAR Como se ha señalado, el rasgo característico del sistema periglaciar es la existencia del permafrost, o suelo permanentemente helado. La estructura del suelo depende de las dos fuentes de calentamiento: la radiación solar y el flujo geotérmico. El flujo geotérmico puede considerarse constante en una región, aunque el flujo solar presenta una variación estacional. En un perfil de la temperatura del suelo en profundidad pueden las siguientes capas: -
Capa activa, en la que en verano hay presencia de agua líquida
-
Permafrost con oscilación térmica: zona permanentemente congelada, pero con variación estacional de la temperatura
-
Permafrost con temperatura constante
-
Capa no congelada debajo del permafrost.
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por
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9.7.2.- PROCESOS PERIGLACIARES
Estos procesos son consecuencia de las variaciones de humedad y volumen causados por los cambios de fase. Podemos distinguir los siguientes:
a) Producidos por acción directa del hielo. Aunque no con tanta exclusividad como en sistemas glaciares, el hielo sigue siendo el agente más importante del modelado en el sistema periglaciar. -
Este
agente
es
responsable
de
el la
gelifracción, el fenómeno más
relevante
sistema.
Es
de
el
consistente
este
proceso en
la
fragmentación de las rocas debido a las tensiones producidas al congelarse agua contenida en sus grietas, fracturas y poros. -
Acuñamiento del hielo: las cuñas pueden producir empujes, o al descongelarse pueden ser ocupados por fragmentos de roca y arcilla
-
Hinchamientos en la vertical y empujes en la horizontal, de especial importancia en zonas de ladera
-
Agrietamientos y fracturación de las rocas por contracción térmica de las mismas.
Rocas gelifractadas
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b) Procesos gravitacionales y deslizamientos en masa, ayudados por el agua de fusión en los meses cálidos. En este caso es importante hablar de la gelifluxión, equivalente a la solifluxión para las áreas de suelo helado. Se trata de un flujo lento de detritos empapados de agua. Asociado a la misma está el creep de helada que resulta del desplazamiento del suelo al dilatarse perpendicularmente durante la helada y asentarse en el deshielo. c) Fenómenos fluviales: el carácter climático estacional favorece la eficacia morfogenética d) Fenómenos eólicos. Dado que se trata de zonas áridas de escasa vegetación, son áreas con fuertes vientos. En concreto, el denominado loess glaciar es un depósito eólico de origen periglaciar que cubre grandes extensiones de los continentes.
9.7.3.- DEPÓSITOS Y FORMAS Las formas en ambiente periglaciar son muchas veces heredadas de ambientes anteriores, produciéndose un remoldeo de estas formas prexistentes. El transporte es poco importante, por lo que los clastos conservan su forma original. Se reconocen distintas formas y depósitos, según donde se han generado:
-
Derrubios de vertiente. Se trata de acumulaciones detríticas al pie de relieves importantes. Debido al proceso de fragmentación de las rocas por el hielo (gelifracción), los fragmentos generados caen y se acumulan al borde de las montañas. Pueden encontrarse:
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o
Derrubios ordenados, con aparente estratificación entre finos y gruesos, normalmente asociados a fenómenos de gelifluxión, diferenciales
que
experimentan
los
depósitos
de
Los movimientos ladera
en
su
desplazamiento hacia el valle, dan lugar a diversas morfologías: hojas de gelifluxión, bancos de gelifluxión y lóbulos de gelifluxión. Si los depósitos de gelifluxión se alargan considerablemente en el sentido de la máxima pendiente, se utiliza el término de regueros de solifluxión para diferenciarlos.
Lóbulos de solifluxión o
Derrubios no ordenados, en los denominados canchales, pedreras o pedrizas, con fragmentos angulosos. Forman a veces abanicos, conos, ríos de bloques o mares o campos de bloques.
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Canchal -
Glaciares rocosos. Se trata de un cuerpo de derrubios y hielo que fluye bajo su propio peso, concentrados en el valle de un antiguo glaciar en el que se ha retirado el hielo.
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Movimientos de nieve-hielo: son los aludes y avalanchas, con pocos resultados morfológicos.
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Suelos organizados: se trata de suelos con formas geométricas, generadas por empujes diferenciales verticales y horizontales en los fenómenos de hielodeshielo. Los principales son: o
círculos de piedras
o
Suelos poligonales (superficies agrietadas con fragmentos de rocas que adquieren formas de polígonos)
o
Pavimentos de piedras (por levantamiento de los clastos y lavado de finos)
o
Redes de piedras
o
Alineaciones y escalones o terracillas
Suelos poligonales
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Terracillas
Pavimentos de cantos UNIDAD 4.- GEODINÁMICA
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-
Montículos o hinchamientos. Se trata de elevaciones del terreno desde centimétricas a varios metros de altura, por congelación de bolsas de agua en el mollisuelo o capa activa. o
Pingos: montículos con núcleo permanente de agua, de altura entre 3 y 70m
Pingo
Pingo con cuñas de hielo
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o
Suelos almohadillados, similares pero de menor tamaño. Estructuras con forma de montículos cubiertos de hierba o musgo.
Suelos almohadillados
o
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Hidrolacolitos, en los que los lentejones de hielo se descongelan
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