"SEMANA 15"

GEOMORFOLOGIA CLIMATICA

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

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

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

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

GEOFORMAS DE 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 Son calotas en forma de cúpula con un perfil convexo en forma de domo. Son independientes del sustrato rocoso que recubren y son glaciares fríos con temperaturas que oscilan entre 25ºc y 40ºc. Antártica Groenlandia 13,5 millones Km2 1,7 millones Km2 4270 m altitud máxima 3240 m altitud espesor 2300/2600 m espesor 1500 m En el conjunto estas dos calotas glaciales representan 97% de la superficie englaciada de los continentes y 99% del volumen de hielo del planeta. La uniformidad de la topografía en domo de estos enormes glaciares demuestra su independencia del sustrato rocoso que recubren. El inlandsis antártico cubre algo mas de 95% de un continente de relieve muy irregular, posee al oeste una alta cadena de plegamientos situada en el prolongamiento de Los Andes, y un escudo oriental correspondiente a un zócalo precámbrico. Las cimas mas altas y algunos volcanes aun activos como el Erebus de 3743 metros, atraviesan el hielo en nunataks. La calota glacial alcanza el mar casi en todas partes y genera en el océano enormes plataformas glaciares flotantes como la de Ross con una superficie de 550.000Km2 y un espesor de 390 metros. Sus emisarios mas importantes avanzan sobre decenas de kilómetros y su unión crea vastas plataformas flotantes alimentadas por la nieve como la plataforma de Ross que tiene 550 000 km2 de superficie y que termina en enormes acantilados de hielo desde donde se desprenden gigantescos icebergs.

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. La convexidad del perfil transversal proviene de la fusión mas intensa al contacto con las paredes vecinas, muchas grietas, algunas longitudinales se abren generalmente en los estrangulamientos de los valles por la acumulación de la masa de hielo por compresión y otras grietas transversales en las rupturas de pendiente. El hielo de esta manera, se fractura en una red que genera los seracs que conforman campos de bloques de hielo en disposición caótica en la topografía de detalle. El descenso de las lenguas glaciales bajo el límite de las nieves permanentes favorece la fusión la cual ensancha las grietas y desarrolla microformas como cúpulas y cubetas. 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.

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 la superficie de los glaciares se producen grietas y fracturas en las primeras capas de hielo, lo que se debe a tensiones muy fuertes y brutales. Así, en la parte terminal de la lengua del glaciar se encuentran grandes bloques de hielo separados por superficies de fractura y fricción que se cabalgan y superponen, a veces a contrapendiente. A continuación, hay una zona constituida por hielo plástico sometido a compresiones, por lo que se forman pliegues y sinuosidades relacionados con los obstáculos topográficos. En el frente glacial, su estructura zonificada favorece el escurrimiento laminar, la que se manifiesta por la alternancia de bandas azuladas de hielo compacto y transparente, y de bandas blanquecinas de hielo con burbujas. El escurrimiento del hielo es controlado por dos factores esenciales: su espesor y la pendiente. Para cada punto existe un espesor mínimo necesario para su puesta en movimiento. Este resulta de un efecto de masa el cual es posible a partir de una cierta presión que permita vencer la resistencia al movimiento y aumentar el deslizamiento. Así, se pasa de un glaciar receptor a uno evacuador. Por ejemplo, para una pendiente de 7º son necesarios 40 metros de espesor de hielo para que ocurra esta transición. Este espesor critico alcanza valores considerables en pendientes bajas. A pesar de su espesor, las calotas glaciales del centro de la Antártica y de Groenlandia tienen velocidades de escurrimiento muy modestas. Cálculos efectuados muestran que se necesitarían 1000 metros de hielo suplementario en el inlandsis de Groenlandia para que se desencadenen flujos mas rápidos. Con pendientes iguales, los glaciares espesos son mas móviles que los glaciares delgados, ya que la velocidad es proporcional al espesor. La pendiente longitudinal del glaciar también influye en la velocidad de éste, por efecto de la gravedad. En efecto, la pendiente superficial marca la pendiente del lecho, sin embargo el escurrimiento glacial posee la facultad de vencer las contrapendientes debido al efecto de masa del glaciar. En síntesis, el escurrimiento de un glaciar se define en función de su : espesor, pendiente y velocidad. Todo aumento del espesor lleva a una aceleración que el glaciar tiende a limitar aumentando el gasto sólido, se establece entre estas variables un estado de equilibrio en que el régimen glacial asegura la evacuación de todo excedente anual de precipitaciones sólidas.

Movimiento de un glaciar Hay una variación transversal de la velocidad, la cual es mayor cerca de la línea central y disminuye hacia los lados por fricción contra las rocas. La velocidad también tiende a disminuir con la profundidad. La velocidad promedio es de 50 metros por año. El movimiento puede ocurrir ya sea resbalando sobre la base, por deformación interna del hielo, o bien, por alternancia de compresión y extensión de la masa de hielo en respuesta a los cambios en la superficie del sustrato que se encuentra bajo el hielo. El deslizamiento basal es una causa importante del movimiento de un glaciar. Hay que considerar que la temperatura a la que el agua se congela se reduce bajo presión, y como un glaciar al moverse ejerce presión, se produce algo de fusión en su base formándose una delgada película de agua entre el glaciar y la roca base, esta película reduce la fricción y permite que el glaciar se deslice. Esto es frecuente en glaciares que se encuentran próximos a su temperatura de fusión y no en aquellos de áreas extremadamente frías. También puede ocurrir compresión y extensión porque el hielo no puede deformarse lo suficientemente rápido al interior de la masa de hielo. Como resultado el hielo se fractura y se genera movimiento a lo largo de un plano. Se producen fracturas por tensión y el hielo es separado, formándose fisuras o crevasses en las capas superiores del 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 flujo La 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.

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.

En el perfil transversal se forman rellanos en rocas más resistentes, los que son aplanamientos a cierta altura llamados hombreras.

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.

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 erosión Entre ellas se reconocen los circos, tarn, aristas, horn, cuello. En el modelado de los valles glaciales, estos tienden a ocupar los valles fluviales pre-existentes, los cuales ensanchan y profundizan en forma de U. El glaciar rectifica y simplifica las curvas del valle original, erosionando los espolones de rocas creando grandes formas triangulares o espolones truncados. En el perfil longitudinal característico de un valle glacial, se suceden cuencas y extensiones relativamente planas, cuando las cuencas se llenan de agua formando lagos en cadena estos reciben el nombre de padre nuestro. Por su parte, los valles colgados, son antiguos valles tributarios de un glaciar principal. Ellos se explican porque la erosión glacial depende del espesor de la capa de hielo y un glaciar puede profundizar su valle más que su afluente. Cuando el mar invade un valle glacial, da origen a un fiordo como los encontrados en el extremo sur Chile, Noruega, Groenlandia, Labrador, Alaska. Generalmente se encuentran asociados a fallas y a diferencias litológicas. Alcanzan gran profundidad, como el canal Messier en Chile con 1228 metros. Esto se explica debido a la sobreexcavación del hielo que puede erosionar por debajo del nivel en que se encuentra el mar. La acción glacial también puede modelar las rocas formando rocas aborregadas (ver figuras 1 y 2), de superficies pulidas y redondeadas semejando un rebaño de ovejas visto desde la altura. Alcanzan dimensiones de un metro hasta decenas de metros y se presentan alineadas en la dirección de escurrimiento del hielo. Su perfil es suave del lado de proveniencia del hielo, por efecto del pulido y con un perfil anguloso e irregular del otro lado por el arranque de rocas. 1 2 3 4

Formas de acumulación 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. La 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 una morrena de retroceso. Las 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. Cuando dos morrenas laterales se unen , por ejemplo en la confluencia de dos valles, se forma una morrena central (ver figura 3). 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.

 PLERIGLACIAL

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.

Bajo estas condiciones bioclimáticas, los suelos son de escaso desarrollo pedogenético, presentan muchas alteraciones texturales y estructurales, y son poco orgánico, con excepción de restos de musgos. Se definen como regosoles sin solum desarrollado. Según los climas se encuentran:

Tipo de Clima  Sistema 7ª Aproximadamente Sistema Marbut Características  Tundra seca  Criothents  Litosoles Suelos minerales muy fríos con permafrost.  Tundra húmeda  Criacuepts  Suelos de tundra Suelos turbosos muy fríos con permafrost.  Boreal  Criocrepts  Pardo forestal Suelos poco desarrollados con epipedón claro (gris a pardo).

Regolito y sustrato rocoso de estas áreas permanecen permanentemente congelados y el espacio poroso del suelo se llena de agua que se congela en lóbulos denominados permafrost o pergelisol. La presencia de este permafrost es el principal indicador del dominio periglacial.

El permafrost continuo, es decir, aquél que se presenta en forma estable y continuado, se desarrolla entre los 80 y los 65º de latitud norte , sobre el círculo polar Ártico, con una potencia de hasta 400 m de espesor por herencia glacial. El permafrost discontinuo, es decir, aquél que se presenta disgregado, se desarrolla entre los 65 y 55º de latitud norte con una potencia de entre 10 y 50 m de espesor. Finalmente, el permafrost esporádico, es decir, aquél que se forma en los períodos fríos, se presenta hasta los 45º de latitud norte con una potencia de hasta 5 m de espesor o bien en sectores relativamente llanos de las áreas montañosas (ver figura 1)

PROCESOS MORFOGENETICOS

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.

Meteorización mecánica (crioclastismo ogelifracción) 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. En condiciones atmosféricas las moléculas se organizan en una red cristalina hexagonal rígida y aumenta el volumen específico en un 9% (volumen por unidad de masa). Como en las rocas existe una presión de confinamiento por lo que la temperatura debe descender más para congelar el agua. Esta presión de confinamiento es igual a 150 atmósferas (equivalentes a 145 toneladas por m2) por tanto el agua requiere de - 0,2 c para congelarse. Si el confinamiento impide congelarse hasta - 0,8º c requiere un aumento de la presión sobre1.450 ton/m2 (ver figura 1).

Crioexpulsión 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 (ver figura 2).

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. Por capilaridad el agua migra hacia la superficie congelándose y produciendo cristales en forma de agujas que son empujados por la presión hacia la superficie movilizando con ello a pequeños detritos (ver figura 3).

Crioturbación 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 (ver figura 4).

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.

Gelireptación 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 (ver figura 5).

Coladas de barro y coladas detríticas 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 (ver figura 6).

GEOFORMAS

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

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

Crioturgencia

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

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

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

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

 

GEOFORMAS DE PAISAJES ARIDOS

Las regiones áridas cubren aproximadamente un 31% de las tierras emergidas.

	La mayor extensión de zonas áridas se encuentra en el norte de Africa y Asia y corresponde a los desiertos de Sahara, Arabia, India, Asia central, Pakistán.
	En África del sur los desiertos de Namibia, Angola, Kalahari.
	En Australia el 75% de la superficie corresponde a tierras áridas.
	En Norteamérica hay desiertos en Estados Unidos y México.
	En Sudamérica se encuentran los desiertos costeros de Perú y Chile, las regiones áridas andinas, Patagonia.

Regiones semiáridas: 17.7% superficie de la Tierra. Aridas 12,1% superficie de la Tierra. Hiperáridas 7,5 % superficie de la Tierra.

Según el tipo de materiales de la superficie, los desiertos se clasifican en erg, que son desiertos en los cuales predominan las arenas y en reg, aquellos desiertos recubiertos de ventifactos.

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.

FACTORES DE ARIDES

La aridez se manifiesta por un conjunto de aspectos como:

	Un balance hídrico deficitario, permanente en el aire y en el suelo.
	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.
	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.

La aridez se puede expresar en forma cuantitativa por medio de índices como los que se señalan a continuación:

Indice de Aridez Total anual Pp (mm) (De Martonne) TºC anual + 10 Inferior a 5: hiperárido o muy árido. 15 - 20: árido. 20 - 30: semiárido.

Otro índice de aridez, de carácter bioclimático considera la relación:

P / ETP P: precipitación anual. ETP: evapotranspiración potencial determinada por la evaporación del suelo y la transpiración vegetal (mm).

De acuerdo a este índice se considera hiperárido cuando las precipitaciones medias son inferiores a 50 mm anuales.

Convencionalmente se considera dominio de la aridez cuando hay menos de 250 mm precipitación anual, pero esto también depende de otros factores como su repartición estacional, de su relación con las temperaturas, del viento.

Existe una gran variedad de medios áridos como por ejemplo los desiertos brumosos de alta humedad atmosférica del litoral chileno-peruano; los desiertos cálidos y soleados del Sahara; los desiertos de inviernos fríos en Asia central, NO de Estados Unidos.

Repartición de las regiones áridas Tipo de dominio árido Hiperárido Árido Semi-árido Región Sahara central, Arabia y desiertos de Chile, Perú, Namibia. Kalahari, Desiertos continentales Americanos: Australia. Márgenes de los desiertos, desiertos de latitudes templadas. Precipitaciones menos de 50 mm 50 a 100 mm 100 a 250 mm Indice de aridez inf. 0,05 0,05 a 0,2 inf. 0,2 a 0,5

Los principales factores de la aridez son de tipo climáticos, orográficos y oceanográficos. De este modo:

	Los anticiclones subtropicales que generan gran estabilidad de las masas de aire impidiendo su ascenso, éste es seco y subsidente. Los anticiclones determinan la existencia de los desiertos zonales de las áreas tropicales y subtropicales. Ejemplos: - Hemisferio Norte: Sahara, desiertos de Arabia, desierto Mohave y desiertos mexicanos. - Hemisferio Sur: desiertos australianos, Kalahari, Atacama.
	La continentalidad es la causa de los desiertos de latitudes medias entre los 50-55º, especialmente en el Hemisferio Norte con los desiertos de Asia central.
	Efecto orográfico en que las barreras montañosas dispuestas en el sentido meridiano aíslan al territorio de los vientos húmedos. Es el caso de los desiertos al abrigo de grandes cordilleras como el Chaco y la Patagonia Argentina, la gran cuenca y piedemonte oriental de las Rocallosas en Estados Unidos.
	Las corrientes oceánicas frías como Humboldt y Benguela, inhiben la evaporación del agua de la superficie del mar y las masas de aire forman bruma, siendo el caso de los desiertos costeros frente a corrientes marinas frías en las fachadas occidentales de los continentes como el desierto chileno-peruano, Namibia, Baja California

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:

	Termoclastía en los desiertos continentales con fuertes amplitudes térmicas diurnas, provocando la exfoliación en capas gruesas, facilitado por las diaclasas en las rocas cristalinas.
	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.
	Haloclastía que favorece la alveolización en el desierto costero, este salzprengung contribuye a la formación de tafonis en las paredes de las rocas cristalinas.

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

FORMACION SUPERFICIAL

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 DE 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:

	La coexistencia del calor y las lluvias, que durante 3 o 4 meses son superiores a la evapotranspiración.
	Las lluvias abundantes sin estacionalidad.
	La ausencia de invierno.
	Una temperatura media mensual superior a 18ºC.
	La amplitud térmica anual no sobrepasa los 10ºC.

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 en biostasia.

El aspecto del relieve es suave con laderas cubiertas por potentes alteritas formadas bajo la pluvisilva, emergiendo a veces algunos afloramientos rocosos.

La meteorización química ocurre por efecto de la hidratación e hidrólisis de los silicatos. En la hidratación la molécula de agua se inserta como cuerpo extraño entre dos moléculas del mineral componente del suelo. En la hidrólisis, se produce alteración química por la acción del agua cargada con ácidos provenientes de la vegetación. La hidrólisis afecta particularmente a las rocas cristalinas y las rocas con alto contenido de silicatos.

En las zonas tropicales húmedas la meteorización continua se intensifica por la descomposición del humus, generándose una laterita y la formación de suelos ferralíticos que son típicos de la selva densa, pudiendo alcanzar hasta 40 metros de espesor. En estos suelos los horizontes son poco marcados, pasando progresivamente de uno a otro. El horizonte A humífero, es delgado debido a la rapidez de descomposición del humus. Bajo él se desarrolla el horizonte B de varios metros de espesor y textura muy arcillosa, rico en minerales de neoformación tales como kaolinita, óxidos de hierro, hidróxidos de aluminio. Estas arcillas ocres y rojas pasan finalmente a un horizonte C de transición con la roca madre.

En los escasos afloramientos rocosos observables en este medio, las paredes rocosas están afectadas por desagregación granular, descamación y exfoliación que se produce en láminas gruesas a partir de las diaclasas curvas de las rocas cristalinas.

Debido al impacto de las gruesas gotas de lluvia también ocurren procesos de reptación en las alteritas, este fenómeno es muy imperceptible debido a la protección y poder estabilizador de la vegetación de la selva.

Cuando disminuye la cubierta vegetal se producen movimientos en masa localizados, debido a condiciones favorables como las fuertes lluvias y el carácter arcilloso del manto de alteritas, las formas resultantes son nichos de desprendimiento y coladas de solifluxión (ver figura 1).

Los rios poseen numerosos canales entrelazados en llanuras de inundación. La importancia de las lluvias permite la formación de grandes ríos como el Amazonas y el Congo, a pesar de la infiltración del agua de lluvias en las alteritas y de la fuerte evapotranspiración. Como en este medio morfoclimático no hay meteorización mecánica, los ríos actúan esencialmente como agentes de transporte ya que la ausencia de carga gruesa impide los efectos abrasivos de los mismos. Poseen gran cantidad de materiales finos en suspensión, como las arcillas confiriéndole coloraciones ocres o rojizas a las aguas, lo que es un testimonio de los materiales en suspensión.

Las formas que caracterizan al dominio tropical húmedo se diferencian entre las que se producen en las alteritas como las media naranja, y las formas de los afloramientos rocosos, como los pan de azúcar.

Las planicies de los escudos cristalinos se encuentran fuertemente meteorizadas formando un manto de alteración o alterita. En los lugares que las aguas corrientes logran incidir el terreno, ellas separan suaves colinas de laderas en formas convexas que reciben el nombre media naranja. Estas colinas tienen forma circular, con un radio de varios kilómetros y altura de unas decenas de metros. Ellas constituyen domos de laderas convexas, cuya principal caracteristica es que su base presenta una pendiente muy pronunciada, de alrededor de 25º, generando una notable discontinuidad en el contacto con los anchos pasillos que las separan por donde circulan las aguas corrientes. Estas formas son comunes en las plataformas graníticas de Brasil, Guayanas, Camerún, Costa de Marfil.

El modelado de media naranja, es el resultado de la lenta erosión areal producida por la reptación y el escurrimiento difuso laminar. En las partes bajas de las colinas la pendiente no se atenúa debido a la textura fina del material derivado de la alteración; este ángulo basal resulta del lavado de los materiales finos acumulados, el cual es efectuado por las aguas de inundación y por el afloramiento de agua de las napas freáticas lo cual, genera la activa corrosión química en las bases de las media naranja que están permanentemente húmedas.

Los ríos se caracterizan por sus lechos amplios de límites imprecisos. En particular, destaca la irregularidad de los perfiles longitudinales, los cuales se presentan en sucesión de aguas calmas en las cuencas areno-limosas de baja pendiente, con rápidos y cascadas en los afloramientos rocosos como por ejemplo en las cataratas de Iguazú en la frontera entre Brasil y Argentina. El río Iguazú, mediante un amplio arco en forma de herradura de 4 km de longitud y unos 70 metros de altura, se precipita dentro de la garganta del Diablo, cañón que luego continúa por 20 km hasta la desembocadura en el Paraná. La altura oscila entre 60 y 80 metros.

El perfil transversal de los ríos posee un lecho menor muy móvil, sinuoso y divagante con canales anastomosados e islas; el lecho mayor se extiende en planicies forestales inundables las cuales son cubiertas por las arcillas de decantación después de cada inundación, en el Amazonas se les conoce como varzea. Estas llanuras de inundación poseen una red de canales, lagos y sus formaciones arbóreas son anegadas estacionalmente.

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 :

	Un horizonte A: humífero y empobrecido por el lavado de las sustancias mas solubles
	Un horizonte B: rico en kaolinita que resulta de la transformación en arcilla de los silicatos, y en óxidos de fierro.
	Un horizonte C: en proceso de alteración localizado sobre la roca sana , a menos de 10 metros de profundidad (ver figura 1).

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.

Un modelado característico del medio tropical seco son las plataformas con coraza denominadas bowal en Guinea; son extensas superficies tabulares que en el detalle poseen una morfología discontinua (ver figuras 2 y 3).

En las superficies donde no se forman corazas, las acciones mecánicas son importantes y producen movimientos en masa que generan grandes cavidades de paredes abruptas en forma de nichos de desprendimiento como por ejemplo en el Mato Grosso brasilero. Un ejemplo típico de estas formas son las lavakas (denominación dada en Madagascar) originadas en las alteritas espesas del escudo cristalino. Son grandes cavidades ovoides o lobuladas de 10 a 120 metros de ancho y 150 a 200 metros de largo; sus paredes verticales alcanzan 30 a 40 metros de alto. Este tipo de formas resulta de la combinación de procesos morfogénicos tales como: escurrimiento concentrado, deslizamientos, solifluxión.

En los perfiles del suelo de las regiones bajo este dominio tropical, se observa en ocasiones un horizonte pedregoso sobre y bajo el cual hay otros materiales de constitución diferente, estas líneas de piedras o stone line, resultan de diversos procesos como la sepultación por un coluvión de un pavimento de piedras formado por el escurrimiento. Estas líneas de piedras son indicadores de oscilaciones climáticas, en las cuales ha variado la cantidad de lluvia disponible.

La erosión pluvial actúa en forma de escurrimiento difuso de hilillos anastomosados o como película de agua; o bien, como escurrimiento lineal concentrado. El agua de lluvia que penetra en las grietas de disecación produce circulaciones internas y el desprendimiento en paquetes de las alteritas; a su vez la humectación de las arcillas genera movimientos en masa.

Los ríos tienen una carga compuesta esencialmente por materiales finos de la granulometría de las arcillas y limos transportados en suspensión, a los que se agregan arenas y gravas que aumentan su poder abrasivo sobre rocas coherentes.

El viento juega un rol como agente morfogenético, solamente en las zonas de latitudes próximas al margen del desierto y que poseen un clima tropical con una estación seca más larga en que se producen vientos continentales muy secos como el harmatan del Oeste de Africa.

Las acciones de algunos organismos como las termitas pueden ser de gran importancia geomorfológica puesto que contribuyen a la desintegración y movimiento interno de las formaciones arcillo- limosas o de las arenas finas. Estos insectos movilizan activamente el material superficial en sus primeros metros, construyendo termiteros de grandes dimensiones con los granos de arena, limos y arcillas. Estos edificios requieren muchos metros cúbicos de materiales minerales que son extraídos del subsuelo por medio de galerías.