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2 Geomorfología, o: el relieve de Latinoamérica

La geomorfología(del griego "geo" = tierra o país, "morphe = forma y "logia" = estudio), registra, describe yexplica la superficie terrestre en su totalidad y en sus partes, las formas y estructuras existentes, las fuerzas que intervienen en su génesis y el tiempo que han tardado estas unidades y estructuras en tomar la fisonomía quemuestran en la actualidad. Según el ámbito de estudio la geomorfología se clasifica en: morfografía (medicióny descripción exacta de las formas), morfogenésis (explicación del surgimiento de las formas) ymorfodinámica(estudio de los procesos que tienen lugar actualmente). A lo largo de la historia científica se ha formado unaescuela de geomorfología estructural (trata de los fundamentos litológicos y tectónicos) y una escuela degeomorfología climática (trata de la influencia del clima actual e histórico en la morfogénesis).

Como en otras ramas de la geología y geografía, esta disciplina se divide en geomorfología general y geomorfología regional:

La geomorfología generalrepresenta la parte nomotética que se ocupa de las relaciones existentes entre las formas estructurales de laTierra y los procesos que las originan. Esta disciplina tiene como objetivo establecer leyes y normas generalmente aplicables.

La geomorfología regionalestudia las propiedades específicas de una región y tiene como objeto de estudio las formas del relieve enáreas determinadas. Debido a que la composición de cada geofactor varía de una región a otra en la actualidady en el pasado, la combinación forma del relieve y estructura de proceso es también diferente y única.

Por ejemplo, la formación del relieve en Latinoamérica depende tanto de lasestructuras geológicas del basamento[1], como de las condiciones


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climáticas[2] respectivas. El gran contraste entre las cordilleras jóvenes de

los Andes, los antiguos cratones y las llanuras marca significativamente el relieve del continente. Por lo tanto larepresentación regional de las unidades topográficas de la superfice se vale de la clasificación geológica de lasgrandes unidades del medio natural. No obstante, el substrato rocoso representa sólo un factor decisivo de laformación del relieve. Existen otros elementos como la meteorización y la erosión que son determinados por elclima y que definen el relieve de la Tierra. Muchas de las formas actuales del relieve son resultados deprocesos climáticos ocurridos en períodos anteriores. Por consiguiente, una importante tarea de lageomorfología climática es determinar las generaciones de relieve surgidas en diferentes épocas climáticas. Elsuelo y la vegetación tienen, en cambio, sólo un efecto marginal sobre la forma del relieve. Éstos se ven -asícomo el relieve- como resultados de los fundamentos litológicos y del clima. A pesar de todo, existeninterrelaciones entre cada geofactor (p.ej. diferentes tipos de formaciones cársticas según la cubierta vegetal:carst desnudos y cubiertos, la estabilidad de la vertiente y su dependencia del tapíz vegetal).

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 1.3[2] ver capitulo 1.3

2.1 Geomorfología general

La estructuración de la superficie terrestre es una continua lucha entre fuerzas endógenas y exógenas y con eso una interacción entre movimientos tectónicos, meteorización, erosión y sedimentación. Salvo lasformaciones volcánicas surgientes, no existe una parte de la superficie de la Tierra que haya mantenido suforma endógena original. Cada unidad de relieve recién formada comienza a experimentar constantes efectosexógenos. Para poder describir la estructura y el origen del relieve de la Tierra se requiere entender lasinteracciones entre las fuerzas exógenas y endógenas. Además en el análisis de las formas de relieve de lasuperficie es necesario tomar en cuenta la escala o dimensión espacial y temporal. La geomorfología generalcontempla varias escalas para explicar procesos. De esta manera se aprecia y se estudia, por ejemplo, el golpeinstantáneo de una gota de lluvia en un lugar determinado como una micro-forma temporal y espacial, de lamisma manera como se estudia el surgimiento de los continentes como macro-forma.

Desde el punto de vista geomorfológico estructural, Latinoamérica es extremamente diversa y única en muchosaspectos. Las naciones que la conforman establecen algunos "récords mundiales". Por ejemplo, los volcanes detierra firme más altos de la tierra, las cascasdas más grandes y la cordillera más larga del mundo, entre otros.

2.1.1 Procesos morfogenéticos

Por génesis del relievese entiende el desarrollo y estructuración de la capa externa de la corteza terrestre. El modelado del relieveresulta de varias causas y procesos (véase la tabla). El relieve se forma mediante el suministro (transporte,sedimentación, acumulación), o pérdida (erosión, meteorización) de rocas o sustancias del suelo.

Dos grandes grupos de fuerzas determinan la trayectoria de todas las manifestaciones morfológicas sobre (ydentro de) la Tierra, unos componenetes que están en constante interacción y que conducen hacia un ciclo dela materia ininterrumpido.

Endógenos("endon" = interno, "genes" = procedente) es la denominación para procesos y manifestaciones que se originanen el interior de la Tierra. Entre éstos se tienen: terremotos, volcanismo, eventos tectónicos, desplazamientosde los continentes, elevaciones y hundimientos de larga duración, entre otros. Los macro-sistemas de la Tierra,como la distribución de los continentes, formaciones montañosas, sistemas de fallas o actividades volcánicasson de origen endógeno y conservados en el relieve actual, aunque experimenten constantemente efectosexógenos. La gran cantidad de volcanes y la dinámica endógena reciente en Latinoamérica son clarostestimonios de procesos morfogenéticos internos.

Con exógeno(del griego "exo" = externo, "genes" = procedente) se hace referencia a los procesos influyentes en la corteza terrestre de procedencia externa. Por ejemplo los efectos de las aguas, del aire, de la gravedad, de la temperatura, etc. Fenómenos como la erosión, la meteorización, el arrastre y la sedimentación tienen lugar maso menos cerca, o en la superficie terrestre.


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La meteorizacióncausa una modificación de las rocas o fragmentos como consecuencia de procesos químicos y físicos. Laprofundidad de la meteorización depende sobremanera de las condiciones climáticas y de las rocas delbasamento. Las capas de material de roca meteorizado alcanzan grandes espesores en las áreas húmedastropicales del Amazonas.

Los agentes de la meteorización son -sobre todo- la insolación, la humedad y los ácidos orgánicos yanorgánicos. Y los factores más importantes son las propiedades de las rocas, las propiedades térmicas ehídricas del clima y la vegetación.

En general, se suele diferenciar entre meteorización física y química. Ambos tipos están asociados, lo queimposibilita hacer una división estricta:

La meteorización físicaconduce hacia una desintegración y descomposición mecánica de las rocas. De este proceso resulta unsedimento de diferente tamaño y forma. Ese tipo de meteorización predomina en las regiones semiáridas yáridas de Sudamérica, como por ejemplo en el extremo sur, en las partes más altas de las cordilleras o dentrode las diagonales áridas (o de tierras secas) de los Andes. Dicha meteorización predomina también en laszonas de las altas cordilleras y en las regiones subpolares de Latinoamérica.

Los procesos de meteorización químicos desintegran los componentes de las rocas o del suelo y conducen ala formación de material fino y a la disolución de sustancias inclusive. Las áreas ubicadas en latitudestempladas y tropicales de climas húmedos son las más afectadas por la meteorización química enLatinoamérica.

También los siguientes factores:

- la constitución tectónica de la corteza de la Tierra

- la composición material de las rocas y del suelo, y

- las propiedades de los materiales,

influyen decididamente en la formación morfológica de la corteza terrestre.

El tiempoes un importante componente. Algunas formas requieren sólo pocos minutos o horas para surgir (p.ej. paisajesformados por deslizamientos o desprendimientos), otras, en cambio, necesitan millones de años para formarse(p.ej. paisajes de mesetas, llanuras,etc.).

En algunos casos surgen formas por medio de un sólo proceso (monodinámico, monogenético), o sedesarrollan en un período cerrado. No obstante, la mayoría de las formas han surgido como resultado de variosprocesos o de un grupo de ellos (polidinámico, poligenético), o han experimentado distintas fases de modeladogeomorfológico.


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2.1.1.1 Procesos tectónicos y volcánicos determinantes del relieve

Los procesos tectónicos y volcánicos[1] determinan el relieve de la superficie de la Tierra de dos maneras:

El proceso tectónico directoconduce hacia una inmediata modificación del relieve (p.ej. el surgimiento de un cono volcánico, laformación de grietas después de un movimiento sísmico, etc.).Las consecuencias de los procesos transforman el relieve (p.ej. las marejadas después de unmaremoto, derrumbes, desprendimientos, etc.). El surgimiento de lahares, tsunamis y los desprendimientos provocados por los movimientos sísmicos han causado devastadores daños enLatinoamérica en reiteradas ocasiones.

Las causas de los procesos tectónicos y volcánicos son especialmente notorias en Latinoamérica. Tómese encuenta la cantidad de volcanes de los Andes y de las cordilleras de Centroamérica que han surgido de dichoseventos. Las estructuras tectónicas surgidas de movimientos de las grandes placas de la litosfera juegan un rolsignificativo en la fisonomía de las cordilleras.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 1.2.1

2.1.1.1.1 Procesos tectónicos determinantes del relieve

Los procesos tectónicos[1]duran por lo general largos períodos geológicos y pueden ser de intensidad cambiante. Se dan casos en losque las dinámicas exógenas han superpuesto a algunas unidades del relieve de origen endógenoinidentificables en la actualidad.

Tanto en las jóvenes cordilleras plegadas de los Andes como en las partes antiguas del relieve latinoamericanose observan con frecuencia sucesos de tectónicas de fallamiento.

[2]

En la región de los Andes los grandes valles siguen la líneadirectriz surgida del proceso de plegamiento. Los procesos

fluviales, glaciales y periglaciales han sido también decisivos en la deformación de los Andes.

Las formaciones montañosa más antiguas de Latinoamérica (los escudos antiguos[3], Las Sierras Pampinas[4]) también están afectadas por sistemas de fallamiento enormes. La reacción de los cuerpos rígidosa la presión no se manifiesta más mediante procesos de plegamiento, sino a través de fracturación. De esamanera se forman las fosas tectónicas, cuencas, cuencas tectónicas de niveles y las cordilleras de origentectónico. Tampoco en ese caso está concluida totalmente la formación del relieve. Paralelamente a eseproceso de formación tienen lugar (hasta hoy en día) otros eventos morfogenéticos exógenos y endógenos.


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También en las zonas bajas de Latinoamérica se observan movimientos tectónicos que contribuyen a la génesisdel relieve. Los movimientos epirogénicos afectan las placas litosféricas relativamente rígidas del subsueloprovocando el surgimiento de amplias cuencas y abombamientos, en esa área y en la superficie.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 1.2.1.1[2] ver capitulo [3] ver capitulo 1.3.1.1[4] ver capitulo 1.3.1.1

2.1.1.1.2 Formación de relieve a través de volcanismo

Las atividades volcánicas[1]están asociadas por lo general a las zonas débiles de la corteza terrestre. Sólo a través de esas áreas puedesalir el material proveniente del interior de la Tierra. Sin embargo, las manifestaciones magmáticas no sonsiempre procesos de origen volcánico. Se habla de plutones cuando el magma se solidifica en el interior de la corteza terrestre mediante un lento enfriamiento y ascenso, o por medio de la intrusión en el lecho rocoso. Unplutón es significativo para la formación del relieve cuando éste abomba la superficie terrestre en forma demontaña, o cuando la erosión deja a la intemperie el cuerpo oculto. En muchas áreas de los Andes se observanmasas de rocas plutónicas.

Se habla de formación de relieve a través de volcanismo, cuando el magma y otras materias del interior de laTierra de consistencia gaseosa o líquida alcanza o llega muy cerca de la corteza terrestre. Según el materialarrojado y según la ruptura se diferencian dos tipos de volcanes:

Volcanes altamente explosivosproducen magmas muy viscosas y ácidas (ricas en silicio). La colada proviene de altas profundidades yasciende lentamente y comienza a enfriarse cerca de la superficie. Mientras el magma se va solidificando enforma de tapón en la parte más alta, desde el interior continúa ascendiendo material fundido. Dicho tapón puedesoportar la presión por siglos, hasta que un buen día revienta arrojando polvo y gases que alcanzan alturasespaciales. La mayoría de los volcanes de los Andes son de ese tipo.

Volcanes menos violentos.Éstos derraman lentamente -a través de una chimenea- lava poco espesa y básica (pobre en silicio)burbujeante e hirviente que algunas veces forman amplias corrientes. La enorme meseta de basalto en el áreafronteriza de Argentina y Brasil, y las formaciones de basalto de la Patagonia surgieron de un proceso similar.

A continuación se presentan las unidades del relieve surgidas de las múltiples formas de rupturas volcánicas:

Cuando el magma muy fluida es expulsada a través de amplias grietas se forman mesetas llamadasvolcanes en escudo.

En cambio, los volcanes estratificados se forman de corrientes de lava intercaladas con tufitas que juntasconstituyen la estructura interna. La lava sostiene toda la estructura. Las cenizas y las tufitas forman -con su ángulo de derrame empinado- vertientes con inclinaciones de unos 30°, sobre las que se desarrollancarcavas como típicas formas de erosión.

Los domos, unos relieves en forma de cúpula muy vigorosos, son manifestaciones de un volcanismoexplosivo. Las estructuras en forma de torre o aguja no surgen ni del tapón de lava expulsado por laerupción, como tampoco del material que rellena las chimeneas de volcanes anteriores.


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referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 1.2.1.3

2.1.1.2 Formación de relieve mediante movimientos en masa gravitativos

El movimiento en masa se produce a través de la actuación de la gravedad sobre rocas sólidas y no sólidasmovibles. La mayoría de los movimientos masivos están asociados o se producen mediante:

el efecto de los procesos de congelación y descongelación en las rocas o en el material no compactadola existencia de inhomogeneidades condicionadas por las rocas (zonas de fallamiento tectónicas, espacioscársticos)las distintas caracteristicas de las masas de rocas sólidas y no sólidas (grietas, zonas débiles de la roca,contenido de mineral arcilloso, permeabilidad, capilaridad, forma de sedimentación, inestabilidad apresión, etc.)

Otros factores influyentes son:

el relieve en la superficie terrestre: la inclinación de la vertiente decide sobre la dirección de la presión ydel desplazamiento.el clima: las condiciones climáticas juegan un papel determinante en muchos de los procesos demovimiento en masa. Los factores climáticos más importantes son la fluctuación de la temperatura entorno al punto de congelación y la precipitación.la vegetación: la carencia de un tapíz vegetal natural acelera cada forma de movimientos masivosel uso del suelo: usos inadecuados del suelo aceleran los procesos de erosión en la superficieel tiempo: existen deslizamientos en masa espontáneos que ocurren con cierta rapidez, por ejemplo, losderrumbes o desprendimientos. La solifuxión, en cambio, es un desplazamiento masivo de la capasuperior de un suelo más lento y por ende prolongado.

En determinadas áreas climáticas de Latinoamérica, por ejemplo en las regiones altas de los Andes, lasformaciones de relieve producto únicamente de movimientos masivos marcan significativamente la fisonomía deesas zonas. La actividad morfológica en algunos lugares de esas regiones la determinan principalmente losmecanismos gravitativos.

2.1.1.2.1 Diferentes tipos de movimientos en masa

Existen diferentes clases de movimientos en masa que pueden ocurrir, bien sea individual- o paralelamente:


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2.1.1.2.2 Movimientos en masa cryogeneticos

El cambio de un estado congelado a otro descongelado de las capas superiores de las rocas y del suelo es el principal agente que provoca movimientos masivos. Muchas transformaciones del relieve resultan de laelevación y contracción provocada por la presión del hielo, de las heladas y deshielos, y en compañía deprocesos gravitativos y de deslave.

La fluctuación de la temperatura en torno al punto de congelación condiciona la vinculación de los procesos desolifluxión a determinadas condiciones climáticas propias de climas húmedos subpolares y de la cordillera de losAndes y de Centroamérica.

2.1.1.3 Formación de relieve fluvial


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Los grandes sistemas fluviales[1]marcan la fisonomía del paisaje latinoamericano y sobre todo del sudamericano. A excepción de la región deAtacama, los relieves fluviales son un importante componente de la estructura fisonómica de la superficieterrestre localizados en varias zonas del continente.

Los relieves fluviales y los surgidos mediante movimientos masivos son unas de las principales unidades topográficas de la superficieterrestre. Sucesos fluviales caracterizan todas las áreas climáticas,aunque de diferente intensidad, forma y manera.

Según la forma de manifestación de las corrientes de aguassuperficiales, las estructuras y procesos surgidos directamente de las aguas circulantes (desde pequeñas quebradas hasta grandes ríos) sediferencian de los procesos de deslave que ocurren en las vertientes(erosión del suelo, torrentes, etc).

El agua afecta erosivamente como consecuencia del desgaste lateral y profundo, y acumulativamente, mediante el depósito del materialerosionado que transporta.


2.1.1.3.1 Río y valle

Según la definición de BÜDEL, un valle es una gran depresión cóncava alargada surgida mediante una ampliaerosión fluvial. A la formación de un valle la pueden preceder varios períodos de modelado del relieve.

Los valles surgen si la erosión lineal de los ríos es mayor que su tasa de acumulación.

Además de los procesos netamente fluviales, existen otras fuerzas que contribuyen a la formación de los valles.Por ejemplo, los valles en forma de U han sido originados por los glaciares. Hay casos en que los valles enzonas áridas pierden su estructura fluvial original, a causa de la erosión eólica .

Las formas cóncavas surgidas de procesos tectónicos (por ejemplo los graben) y de carstificación, así como laslocalizadas entre dunas longitudinales, entre morrenas terminales y las corrientes de lava, no se consideran como valles. Estas formas se conocen como cuencas, surcos, hondonadas, etc.

Los valles son imponentes elementos del paisaje latinoamericano. Contrapuestas a ellos están las ampliasplanicies de las Sierras Pampeanas, cuyo origen se ha debido principalmente a procesos de fallamientotectónico.

Existen otras formas de erosiones hídricas del suelo conocidas en Latinoamerica como: barrancos, arroyos o carcavas. Éstas son resultados de procesos erosivos originados en espacios pequeños y pueden transformarseen un período relativamente corto. Ese tipo de formas pequeñas se conocen en el lenguaje técnico comodenudación. Los valles, en cambio, se han utilizados como conductores del flujo de las aguas por largosperíodos.

También existen ríos sin auténtico sistema de valles. En el sur de Sudamérica los ríos Pilcomayo, Bermejo, RíoDulce y Salado atraviesan sus propias llanuras aluviales casi sin terraplenes ribereños.

2.1.1.3.1.1 Formas de valles

Las formas de los valles dependen del tipo de rocas que conforman las vertientes, de los efectos tectónicos, delas condiciones climáticas, de la fuerza y tipo de la conducción del agua, de la pendiente y de la cantidad y deltipo de sedimento transportado.

Los elementos morfológicos de un valle son: la pendiente y el fondo (o suelo) del valle y el cause del río. De unperfil transversal se pueden diferenciar los siguientes tipos de valles.


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2.1.1.3.2 Meandros y drenajes ramificados

A excepción de pocos casos, la mayoría de los ríos no siguen un curso completamente recto. La línea de lavelocidad de la corriente oscila en aguas que discurren libremente. Las consecuencias son evorsiones yenriquecimientos de arena y grava. A causa de ese proceso el curso rectilíneo del río se transforma en aguasque discurren de manera tortuosa formando bancos erosivos (escarpes) en los lados externos de las curvas donde choca el agua y pendientes suaves (espolones) ubicadas en la parte interna en donde se acumulan los sedimentos de los bancos externos. El nombre de esta serie de curvaturas fluviales se deriva de Menderes, unrío de Asia Menor (Turquía).

Al formarse los meandros el drenaje se concentra en un solo lecho fluvial, a diferencia del drenaje "silvestre" o ramificado. En este caso el agua fluye entre muchos bancos de arena, grava y escombros a través denumerosos brazos fluviales. Ambos procesos y formas se encuentran sobre todo en las áreas sedimentarias deun sistema fluvial.

En las llanuras aluviales de los ríos Amazonas y Negro, etc., surgen incontables meandros libres sobre los niveles sedimentarios. En esas zonas el río fluye en parte en dirección opuesta a la corriente principal. Si losdesniveles no son muy grandes, el río no puede erosionar en profundidad y se ve forzado a obrar hacia losmárgenes (erosión lateral). Entonces las subincisiones continuas en las orillas de los bancos erosivos y lasedimentación en las pendientes suaves producen más concavidades en las curvaturas. Si dos arcos rozanluego de manera consecutiva, estrangulan la base del meandro. El río toma entonces un atajo y acorta su cursocreando numerosos canales y aguas tranquilas.

Los meandros encajados o de valle describen trayectorias sinuosas incididas en una región montana. Alcontrario de los meandros libres, el origen de los encajados no se debe a erosiones laterales, sino es productode la profundización hasta el sustrato rocoso de los meandros libres impulsada por el levantamiento del áreadurante el proceso de incisión del valle. En el arco interno de la curvatura se origina una pendiente suave(espolón), mientras que el lado externo del escarpe evorsiona y erosiona cada vez más. Análogamente a losmeandros libres, si la curvatura es muy pronunciada puede producirse un contacto tangencial—estrangulamiento— que rectifica el curso del río, quedando un meandro abandonado con forma de medialuna, es decir, islas situadas entre los brazos estrangulados y el nuevo lecho fluvial.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.1[2] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.1

2.1.1.3.3 Formas de las desembocaduras

Los ríos desembocan en lagos continentales, en el mar o en otras corrientes más grandes. Las aguas de zonasáridas por lo general no alcanzan otras de mayor tamaño o el mar. Estos ríos se pierden sin presentardesembocaduras.

En la mayoría de los casos la confluencia de dos corrientes ocurre sin que en la unión existan desniveles. Lossedimentos del tributario lo continúa transportando el río principal.

Los ríos que desembocan en lagos causan un fuerte retroceso de sus orillas. La corriente del río disminuye y lossedimentos se depositan debajo del nivel de las aguas. De esta manera se va produciendo una desecaciónpaulatina del lago.


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Cuando el río desemboca en un mar se forman los estuarios o deltas.

2.1.1.3.3.1 Ästuar

Ästuare sind infolge des postglazialen Meeresspiegelanstiegs ertrunkene, im Pleistozän übertiefteFlussunterläufe. Bei großem Tidenhub und geringer Schwebstoffführung der Flüsse bleibt ein offener Trichter,oder ein Mündungsschlauch erhalten.

Während des Pleistozäns (beginnend etwa 2 Mio. Jahre vor heute), sank das Niveau des Meeresspiegels oft ummehr als 100m unter das heutige Niveau. Der Flache Schelfbereich der Kontinente, wie etwa im vor derOstküste Südamerikas, fiel in weiten Teilen trocken und die Flüsse mündeten in großer Entfernung der heutigenKüste ins Meer. Die Tieferlegung der Erosionsbasis Meer gab der erosiven Tätigkeit der Flüsse einen starkenImpuls. Abgelagerte Sedimente wurden meerwärts verfrachtet, die heutige Küstenlinie war Erosionszone.

Im Postglazial (nach 10.000 J. v. heute), mit dem endgültigen Abschmelzen der riesigen pleistozänenEismassen, drang das Meer in die neu geschaffenen Täler ein. Offene Ästuare blieben bis heute nur dorterhalten, wo eine geringe Schwebstoffführung der Flüsse eine Sedimentauffüllung der Mündungstrichterverhinderte. Die nördliche Amazonasmündung bildet eine kombinierte Form von Ästuar und sich bereitsaufbauendem Unterwasserdelta.

Beispiele für Ästuare in Lateinamerika ist die Trichtermündung des Río de la Plata[1] und zum Teil des Amazonas[2], dessen Mündung eine Mischform zwischen Delta und Ästuar darstellt.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 3.2.1.1.1[2] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.1

2.1.1.3.3.2 Delta

Los deltas representan manifestaciones morfológicas jóvenes, cuyo origen comenzó hace unos 5.000 a 10.000años. La tasa de crecimiento de un delta difiere notablemente (hasta 100 metros por año). La fisonomía es elresultado del encuentro de la dinámica marina y fluvial. Con frecuencia los deltas surgen de los estuarios. Laformación de un delta comieza con la primera retención de sedimento fluvial. Los factores desfavorable para eldesarrollo de un delta son: fuerte corriente costera, mareas altas, fuerte descenso de la tierra firme en el mar yla carencia de una cantidad significativa de sedimentos pesados en el material transportado por los ríos. Encambio, las costas llanas de estabilidad tectónica y los lagos continentales de mareas débiles ofrecencondiciones óptimas para el surgimiento de deltas.

Los sedimentos de los deltas presenta una constitución muy peculiar. En la base de éstos se encuentra gravagruesa proveniente del material erosionado de los estuarios. Y sobre este material yacen sedimentos dematerial de grano fino. El río de la Plata[1] es, en cambio, todavía un embudo abierto. No obstante, en suángulo más interno el río Paraná[2]construye un delta. El área del río de la Plata aún no rellena en su totalidad está constituida por bancos dearena y lodo, lo que dificulta significativamente la navegación. En cambio, el cause inferior del Uruguay, un ríorico en sedimento, es más bien un "lago-río" extendido a lo largo.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 3.2.1.1.1[2] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.2

2.1.1.3.4 Terrazas de valle

Se denominan terrazas aquellas amplias mesetas o bancos alargados.

El surgimiento de éstas puede ser:

netamente estructural, es decir, mediante denudación de la roca resistente localizada debajo de capas dematerial fácilmente erosionables. El resultado son bordes estructurales o terrazas de denudación.por erosión. En este caso se habla de terrazas aluviales que representan antiguos fondos de valles. Confrecuencia, estas terrazas acompañan el curso del valle por varios kilómetros y se encuentran más altasque el fondo del valle. Las terrazas se forman, por ejemplo, a través de erosión lateral del lecho rocoso, omediante la acumulación de grava en períodos climáticos anteriores.

Las terrazas reflejan sin duda alguna fases durante las cuales no ocurrieron erosiones profundas y constituyen, por lo tanto, valiosos indicadores para interpretar el origen del relieve. Esas terrazas antiguas son anuladas mediante la reactivación de la erosión profunda, que puede ocurrir a través del aumento de la conducción deagua, del levantamiento tectónico del área de erosión, de la disminusión eustát ica del nivel del mar, o mediantela reducción del cause (p.ej. a través de canalización artificial) del río.


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2.1.1.4 Formación de vertientes por ablación - denudación y erosión del suelo

La ablación de un relieve tiene lugar cuando la cantidad de agua de fuertes precipitaciones o deshielos esmayor a la capacidad de absorción del subsuelo. Dicha capacidad disminuye cuando todos los espacios delsuelo capaces de absorver el agua se saturan, o cuando en el suelo se forma una capa de hielo.

Los daños naturales o antrópicos del suelo, por ejemplo, la pérdida del tapíz vegetal, aceleran los efectoserosivos de la superficie. De esa manera el suelo queda descubierto y vulnerable a los efectos de las gotas delluvia. El conocido "splash-effekt", un efecto que produce el choque de cada gota sobre la superficie, desintegra los fragmentos del suelo, lo enloda y tapa los poros del mismo. Como consecuencia se impide la filtración delagua y el flujo superficial del agua se acentúa dando lugar a la erosión o denudación. Dicha dinámica ocurreespecialmente en área semiáridas y áridas de Latinoamérica, región donde se aprecian típicas formas deprocesos de ablación.

Ablaciones severas ocurren también en zonas de los trópicos húmedos, en las altas cordilleras y en lasregiones subpolares mediante el desagüe del deshielo.

Las formas de la ablación de ladera son provocadas mediante procesos de correntía, especialmente por loschaparrones tropicales. También la erosión en surco afecta -en suma- laminarmente. Dicho tipo de erosiónpuede provocar efectos catastrofales cuando es reforzada por acciones antrópicas. Si los surcos pocosprofundos socavados por la erosión no son tratados a tiempo, por ejemplo, a través de medidas de proteccióndel suelo sustentables, éstos pueden convertirse en profundas cárcavas. De dicho proceso surge una fisonomíasurcada del paisaje denominada "Malpaís" (Badland), a saber, un área donde es imposible cualquier forma deuso del suelo. Los daños de la erosión del suelo son irreversibles y desafortunadamente afectan a variasregiones latinoamericanas.

2.1.1.4.1 Formación de llanuras o planicies

Una gran parte de las unidades topográficas del paisaje tiene su origen en la formación de valles y llanuras.Desde un punto de vista climático la formación de valles es típica de la región subártica y de aquellas áreas conprecipitaciones todo el año o estacionales. En cambio, la formación de llanuras tiene lugar sobre todo en lostrópicos de humedad fluctuante o secos y en los subtrópicos. En áreas climáticas húmedas pueden encontrarsevalles y llanuras colinando el uno con la otra. En dos zonas climática-morfológicas de Latinoaméricapredominan simultaneamente las llanuras y los valles.

Áreas polares y zonas de altas cordilleras: la formación de planicies en esta región se debe a la solifluxiónperiglacial. La fisonomía del paisaje de la Puna o del altiplano está marcada tanto por las pendientesplanas, como por la formación de valles.Áreas semiáridas: ahí los bordes de las montañas están rodeados por enormes llanuras de pie de ladera,unas planicies que son atravesadas por grandes sistemas fluviales. Las aguas de las fuertesprecipitaciones afectan, por un lado, de manera denudativa y por otro lado, de manera erosiva.

2.1.1.5 Glaziale Reliefformung

Als glazialer Formenschatz fasst man alle Formen zusammen die durch Abtragung und Aufschüttung durch dieTätigkeit von Gletschereis[1]zurückgehen. Glazialformen treten nach dem Abschmelzen der Eisbeeckung frei zu Tage. Zu unterscheidensind:

Formen als Ergebnis heute noch tätiger, "rezenter"Gletscherrückgänge. Es sind sehr frische und gut erhaltene Formenjungen Alters.

Formen früherer Vereisungsperioden, etwa aus dem Pleistozän[2], oder noch älteren kälteren Perioden (z.B. Oberkarbon).

Besonders in Patagonien spielt rezente glaziale Reliefformung eine große


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Rolle. Die Anden wurden während der vergangenen Eiszeiten mehrfach von Gletschern überprägt.

Subglazial- Vorgänge und -Erscheinungen unter dem Eisfluvioglazial, glazifluvial durch Schmelzwässer unterdem Eis oder vor dem Eisrand befindliche Prozesse und Formen periglazialklimabedingte Vorgänge und Formenausserhalb vergletscherter Gebiete (z.B. Fließerden, Strukturböden, Dauerfrostboden, etc.) glaziäolischWindablagerungen, deren Substrat aus Geltschervorfeldern kommen (Löß, Flugsande, Binnendünen)glazilimnischAblagerungen in Eisstauseen oder anderen gletscherbedingten Seebecken (Deltaschotter,Bändertone) glazimarinvon Gletschern, oder Schmelzwasserflüssen im Meer abgelagerte Materialien.

Gletscherbildung setzt die klimatische Bedingung "S" (Schneeniederschlag) > "A" (Ablation durch Abschmelzen und Sublimation) im langjährigen Mittel voraus. Dieses war oder ist bei feuchtkaltem Klima der polaren Gebietesowie Hochgebirgsbereichen der Fall. Gebiete der Gletscherbildung, wo S > A nennt man Nährgebiete, die vonder Firngrenze, wo S = A, nach unten begrenzt werden. Diese liegt in polaren Bereichen zwischen 0 und 500mSeehöhe, in den Alpen zwischen 2500 und 3000m, in Feuerland bei etwa 1000m, in den tropischen Anden bei5000m, im Bereich des Wendekreises sogar noch höher. Hier ist allerdings der limitierende Faktor weniger dieTemperatur, sondern die große Trockenheit. Untenstehende Abbildung zeigt den Verlauf der KlimatischenSchneegrenze gemäß den Breitenkreisen der Erde.

Aus dem Nährgebiet kommend stoßen die Gletscher bis weit unterhalb der Schneegrenze vor. Diesen Bereichnennt man Zehrgebiet, da hier S < A. Ein Gletscher endet dort, wo A = S + Z (Gletschereiszufihr ausNährgebiet).

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 3.4[2] ver capitulo 3.4

2.1.1.5.1 Formas glaciares

[1]

El desarrollo de relieves glaciares ocurre mediante la erosión, el transporte del material erosionado y laacumulación de éste.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo

2.1.1.5.1.1 Formas de erosión glaciar


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Los glaciares erosionan por efecto de la abrasión (la acción deraspadura y de pulitura que la masa de hielo ejerce sobre la superficie rocosa que le subyace), de la trituración (desintegraciónde las partículas de rocas localizadas en la base del glaciar) y dela sobreexcavación (la acción de movilización y desalojo defragmentos del lecho).

Los valles en forma de U, los circos y las cuencas glaciares son lasformas de erosión más importantes.

2.1.1.5.1.1.1 Valles de forma en U y vallessuspendidos

En los glaciares de valle y circo el hielo erosiona en los lados y en el fondo. La intensidad de la erosión dependede la velocidad de movimiento y del espesor del glaciar. Los valles aluviales preexistentes sobre los que yacíanlas enormes masas de hielo se transformaron en valles con una marcada forma convexa en U o de artesa.Estos tipos de valles son muy comunes en los Andes. En los valles principales los glaciares se mueven con mayor velocidad y son más gruesos que los glaciares de los valles transversales, afluentes de loslongitudinales. Después del deshielo de las grandes masas, los valles secundarios o transversales desembocanmucho más alto que el fondo del valle principal o longitudinal. Entonces se habla de "valles suspendidos" ocolgantes.

2.1.1.5.1.1.2 Circo glaciar

Los circos son típicas formas cóncavas de erosión glaciar de las altas cordilleras. En la actualidad los circos seforman en montañas bastante altas con glaciares. Éstos se encuentran también en áreas de glaciares extintos yson, por lo tanto, claros testimonios de antiguas glaciaciones.

El fin de un circo lo constituye normalmente una morrena. En varias de estas huellas glaciares yacen gélidaslagunas.

Las cabeceras de los valles, y los valles altos son unas de las formas preexistentes decisivas para la formaciónde los circos glaciares.

Cuando se unen las cabezas de varios circos en combinación con meteorización de heladas y procesoserosivos, se originan modelados rocosos cónicos o piramidales de paredes abruptas y con glaciares en laspartes más altas. En los Andes Patagónicos estas unidades topográficas son especialmente impresionantes.

2.1.1.5.1.1.3 Cuencas lacustres

Los efectos de trituración y sobreexcavación glaciar se hacen sentir también en las zonas periféricas de lasáreas o de las "lenguas" de los glaciares. Antes de las morrenas terminales, los glaciares socavan áreas más omenos profundas denominadas cuencas lacustres.

Un buen ejemplo de estas depresiones son los grandes lagos de la Patagonia austral, como el Lago Argentino yel lago Viema, o los lagos de la parte chilena de los Andes del sur. También en otras áreas de los Andes seformaron cientos de cuencas lacustres aunque de menor tamaño.


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El glaciar Perito Moreno desemboca en el Lago Argentino

2.1.1.5.1.1.4 Otras formas de erosión glaciar

Los lagos con forma de canalson unidades concavas extendidas a lo largo que han surgido de la erosión subglacial (transporte de aguas defusión, es decir, de acción fluvioglacial) en valles profundos subglaciales cuya dirección corresponde aanteriores grietas glaciares por medio de las cuales fluían las aguas de fusión.

Las cubetasse desarrollan, entre otras razones, mediante la acción erosiva del agua de fusión que cae comocatarata desde la grieta del glaciar y excava el lecho rocoso.

Las rocas aborregadas y estriadas son productos de la acción abrasiva del glaciar en la roca sobre la quecual se mueve. En el terreno éstas son indicadores del sentido del desplazamiento del antiguo glaciar.

Las estrías glaciares son también resultado de la acción erosiva del glaciar.

En todas las regiones de Latinoamérica que estuvieron cubiertas por caparazones de hielo se observan unagama amplia de formas de erosiones glaciares.

2.1.1.5.1.2 Formas de acumulación

Por lo general se diferencian dos tipos de formas de acumulación esenciales:

Depósitos netamente glaciares: morrenasDepósitos fluvioglaciares

2.1.1.5.1.2.1 Morrenas

Las morrenas están compuestas por sedimento suelto constituido por partículas de diferentes tamaño sinestratificación ni clasificación. Estos depósitos glaciares están compuestos por arcilla, por grava y bloquesangulosos. Los erráticos son unos bloques transportados y depositados por los glaciares a grandes distanciasde sus lugares de origen. La procedecia y la dirección de desplazamiento del glaciar se puede saber mediantela composición litológica de las morrenas.

La masa estructural de la morrena en la que se intercalan rocas grandes se denomina bloque de arcilla.

A continuación se exponen los diferentes tipos de morrenas:

Las morrenas terminalesson testimonios de un fuerte avances de los glaciares o representan las fases de receso antes del retroceso definitivo de las masas de hielo. Los glaciares en avance empujan, en parte, las morrenas de fondo y el materialdepositado al frente y construyen elevados terraplenes en dicho proceso. Esas colinas de grava alcanzan alturas de algunos 100 metros.

Las morrenas de fondoestán compuestas por el material triturado por el glaciar en su fondo y por sedimento fluvioglaciar.


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Las morrenas lateralesse encuentran entre los margen de la lengua glaciar y la roca sólida. Éstas muestran el límite superior del hieloglaciar, lo que permite reconstruir la antigua altura que éste alcanzó en las fases de glaciaciones. Se dan casosen que una morrena lateral se convierte en una terminal. Desde el punto de vista morfológico se tiende aconfundir estas morrenas con las terrazas de kame. La diferencia entre ambas radica en su constitución interna:por ejemplo, las terrazas presentan una clara estratificación, mientras que las morrenas laterales muestran unaestructura típica de depósito morrénico (sin estratificación y sin orden).

Las morrenas de confluencia o centrales se forman cuando dos glaciares se juntan por sus márgenes,igualmente lo hacen las dos morrenas laterales respectivas.

Las morrenas externas o superficialesestán compuestas por fragmentos que caen sobre el glaciar mediante las avalanchas. En estado fundidoforman las: morrenas de ablación

Las morrenas internas están constituidas por los materiales transportados dentro del glaciar.

Cuando se funde el hielo glaciar surgen las morrenas de (retroceso) que marcan diferentes estadios en la retirada del glaciar. Entre estas morrenas fluye lodo glaciárico de color lechoso (leche de glaciar)que acumula grava fluvioglaciar, guijarro y arena.

El retroceso del glaciar no ocurre de manera homogenea. Las masas de hielo apartadas por el glaciar formanbloques de hielo que en el idioma alemán se denominan "hielo muerto". Dichos bloques de hielo son depositosde material fluvioglaciar, y por lo tanto se funden lentamente. Cuando ellos se funden por completo quedandepresiones en forma de caldera que en alemán se denominan "oquedades de hielo muerto", "calderas de hielo muerto", etc.

Las morrenas de obturaciónse forman entre el glaciar en fusión y las morrenas terminales más recientes. Estas morrenas tienden a serdesmanteladas tanto por una ruptura en la morrena terminal o mediante el ascenso de la presión que ejerce elagua. Cuando en la morrena terminal se abre un boquete de evacuación, las zonas de valles próximas a ellasse inundan ocasionando daños severos. En la Cordillera Blanca en Perú, por ejemplo, la ruptura de unamorrena de obturación destruyó por completo varias aldeas que se encontraban aguas abajo en el valle Santo.

2.1.1.5.1.2.2 Drumlins

Los drumlins, unas colinas elípticas, están constituidos por material de las morrenas de fondo y se formancuando los depósitos son arrollados por glaciares que avanzan de nuevo. El lado empinado de la colina estádispuesto en dirección contraria a la del deslizamiento de la masa glaciar, una caraterística que los diferencia delas rocas aborregadas. Los drumlins alcanzan alturas de unos 30 metros y llegan a medir hasta 2 kilómetros delargo.

2.1.1.5.1.2.3 Sedimentaciones fluvioglaciares

Se denomina depósito fluvioglaciar al material transportado por las aguas de fusión. En comparación con elmaterial de las morrenas, los sedimentos glacifluviales están mejor ordenados y estratificados. Sin embargo, loscomponentes de estos sedimentos están menos redondeados que el material netamente fluvial.


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Placas de grava

En la zona de la morrena terminal no afectada por el glaciar se extienden áreas de grava, denominadas cono detransición en las altas cordilleras. La mayoría de ellas están compuestas por grava gruesa. Valle abajo estasformaciones se transforman en terrazas fluviales. En las regiones de glaciares continentales donde no haycordilleras en el fondo, el material depositado es más fino y se compone de arena y guijarro. El material dedepósito aún más fino es arrastrado por el viento del área preglacial carente de vegetación y depositado comoarena fluvial o loess en lugares distantes.

Esker u oesar

Se denomina esker a una colina de guijarro estrecha cuya altura oscila entre 5 y 30 metros.

Kames, terraza de kame

Tal como los esker, los kames son de origen fluvioglaciar. En las zonas marginales de los glaciares se forman colinas redondas estratificadas de guijarro y arena.

Estas unidades topográficas surgidas de aguas de fusión desarrollan -en los márgenes de los valles- escalonesaterrazados, denominados en conjunto terrazas de kames.

2.1.1.5.2 Tipología de glaciares

Por lo general se distiguen los tipos de glaciares siguientes:

Glaciares de valleGlaciares de plataformaGlaciares regionales o hielo continental

Según la ubicación del límite climático de la nieve, se diferencian los tipos de glaciares siguientes:

glaciares templadosglaciares polares o helados

El glaciar Upsala de los Andes patagónicos de Argentina es un tipo de glaciar polar de valle.

2.1.1.5.2.1 Glaciares de valle

Los glaciares de valleson característicos en la mayoría de las cordilleras altas, por ejemplo, en la de los Andes. Las masas de hielorellenan los valles preglaciales modelados previamente por las acciones erosivas de los ríos. Se estima quesólo un 1,5 % de las partes de la Tierra cubierta por masas de hielo corresponden a glaciares de valle. En losAndes se encuentran - parcialmente - glaciares de valle de gran espesor. Las áreas de enormes glaciares delos Andes bolivianos, peruanos, ecuatorianos y colombianos ofrecen verdaderos espectáculos naturales. En laPatagonia, por ejemplo, los glaciares tienen unos 50 kilómetros de largo, y son considerados como los máslargos del mundo (a modo comparativo, el glaciar más largo de Europa es el suizo Aletsch que mide 24 km delargo).

La velocidad de desplazamiento de los glaciares de valle oscila entre 30 y 200 metros por año. El circo es elórgano colector o de alimentación de ellos y se localiza en las áreas altas de las cordilleras, zonas donde nievatambién durante el verano. El proceso de fusión y helada que ocurre en esas zonas y que es influido por lapresión, origina la neviza o firn que posteriormente experimenta un metamorfismo y se transforma en hieloglaciar. A causa de la continua producción de hielo glaciar, las masas de hielo se mueven en forma de glaciares


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valle abajo, alejándose del límite climático de las nieves perpetuas.

Los valles principales se unen con los secundarios por medio de una red de corriente de hielo que funge comopuente. Este tipo de red todavía se observa en la Patagonia sur.

Los glaciares de circo son más pequeños y no emiten lenguas hacia el valle.

Los glaciares de paredson también comúnes en los Andes. Éstos cuelgan de paredes escarpadas y se desprenden en avalanchas dehielo. Los glaciares de pared se alimentan de los de alud que están localizados debajo del límite climático de lasnieves perpetuas. El continuo suministro de hielo hace que estos glaciares se deslicen valle abajo (por ejemplo, el glaciar del Cerro Tronador en Argentina).

2.1.1.5.2.1.1 Nieve penitente, mesas glaciares y crioconitas

La nieve penitente es una característica típica de las altas cordilleras de los trópicos secos y subtrópicos. Laacumulación de capas gruesas de nieves que ocurre durante el período húmedo es interrumpida por laradiación solar intensa del período seco. De un cubrimiento de nieve homogeneo surge la peculiar forma de lanieve penitente modelada por los efectos de la radiación solar. Como consecuencia de una ablación selectivasurgen puntas que alcanzan hasta seis metros de alto. El efecto de la radiación solar sobre el hielo estácondicionado, incluso, por pequeñas impurezas localizadas en la capa de nieve (p.ej. pequeñas partículas derocas, polvo, etc.).

Las crioconitas surgen de procesos similares. Los pequeños fragmentos de rocas y escombros desprendidos delas paredes rocosas y depositados en la superficie de los glaciares, son calentados por el sol, lo que acelera su descenso hacia el interior de la masa glaciar. Los fragmentos pequeños construyen tubos estrechos y las rocasde mayor tamaño perforan grandes oquedades.

Las losas rocosas grandes "crecen" de la cubierta de nieve fundida. El calentamiento que las losas experimentan en la superficie les permiten sumergirse algunos metros, pero sin llegar alcanzar el zócalo quequeda protegido de la ablación, gracias a dichas placas que actúan como parasol .

2.1.1.5.2.2 Glaciares de plataforma

Los glaciares de plataforma cubren -como masas de hielo- las superficies altas de las montañas y emiten desdesus margenes, glaciares de valle o lenguas de emisión (outlets). Con frecuencia, estas masas de hielo sonvistas como transición entre los glaciares de valle y los inlandsis o regionales. El "inlandsis patagónico" estácompuesto, en principio, por glaciares de valle cordilleranos individuales que confluyen.

2.1.1.5.2.3 Glaciares regionales o hielo continental

En las latitudes subpolares el paisaje está revestido por grandes mantos de hielo. La Antártida, por ejemplo, esla región de la Tierra con la mayor extensión cubierta de hielo. Algunas veces afloran de las masas de hielo quecubren las cordilleras de la Antártida, picos aislados denominados nunataks.

El espesor del hielo antártico oscila entre 4.200 m y 2.300 m! En el litoral, el hielo continental forma plataformasde hielo (la plataforma de hielo más grande de la Antártida es: la plataforma de hielo flotante de Ross; 530.000km²), o lenguas glaciares flotantes que tienen unos 100 km de largo.


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Los Andes Patagónicos estuvieron cubiertos por un espeso hielo continental durante el Pleistoceno.

2.1.1.5.2.4 Glaciares rocosos

Los glaciares rocosos no son glaciares. Éstos son cuerpos de hielo subterráneos o acumulación de escombrosen forma de lengua que se localizan en los espacios periglaciares de las altas montañas. Los glaciares rocososactivos son aquellos que están rellenos de hielo y los inactivos carecen de éste en su interior. La mezcla deescombro de los rocosos activos se mueve valle abajo por efecto de la gravedad. En Latinoamérica este tipo deglaciar se encuentra sobre todo en los Andes chilenos.

2.1.1.5.2.5 Glaciares templados

Las lenguas de los glaciares de las altitudes medias y de los trópicos se encuentran dentro de la línea de nevizao firn. La temperatura del hielo es sólo unos grados más baja que la del punto de fusión. Las masas de hielo secomportan de manera plástica bajo los efectos de la presión. Los cristales de hielo experimentan un contínuocambio en su formación. Los glaciares templados reaccionan relativamente rápido a los cambios climáticos, yen su fondo fluyen continuamente ríos de agua de fusión. Se podría decir que estos glaciares son máseficientes que los polares desde el punto de vista morfológico.

2.1.1.5.2.6 Glaciares polares o helados

Estos glaciares se hallan sobre o dentro de la línea de firn, en las regiones polares y subpolares. Sutemperatura es mucho más baja que la del punto de fusión, por tal razón, no fluye agua de fusión en su fondopermanentemente. Los glaciares subpolares drenan sólo en el verano. En comparación con los glaciarestemplados, los cristales de hielo necesitan más tiempo para recristalizarse en hielo glaciar. Por lo tanto, estosglaciares no reaccionan tan sencibles a las fluctuaciones climáticas y su desplazamiento tiende a ser másbrusco, además de tener largas fases sin movimiento. En cambio, se sabe que las áreas del hielo ubicadas auna profundidad que oscila entre 1.200 y 2000 metros, están sometidas a alta presión, lo que provoca que loscristales de hielo tengan una deformación plástica, cuyo comportamiento hace que los glaciares se muevanlentamente.

2.1.1.6 Formación de relieves eólicos

La formación de relieves por la acción del viento se observa sólo en aquellas áreas carentes o cubiertasparcialmente de vegetación[1]. Dichas áreas son:

Los desiertos y semidesiertos (diagonal árida de Sudamérica, parte de México),Las áreas secas de estepas (diagonal árida de Sudamérica, parte de México),Las zonas carentes de vegetación (bancos de grava en los causes de los ríos),Las áreas sin tapíz vegetal de las altas cordilleras (cordillera de los Andes y de Centroamérica),Las áreas de material volcánico aún desprovistas de vegetación (volcanes de los Andes y cordilleras)La áreas costeras.

El viento modela y transforma el relieve mediante la deflación, la abrasión y la acumulación.


2.1.1.6.1 Formas de erosión eólica

Las partículas de cieno son transportadas cuando el viento alcanza una velocidad que oscila entre 0,1 y 0,5m/s. Y la arena de tamaño medio es desplazada cuando el viento presenta una velocidad entre 5 y 6 m/s. Lahumedad en el suelo impide la deflación, ya que las fuerzas de adhesión y cohesión del agua intersticial unencon más fuerza las partículas sueltas en el suelo y las hacen resistentes al acarreo.

Una cubierta vegetal intácta impide asimismo la deflación. La estructura del suelo es protegida por las raíces delas plantas. La vegetación atenúa además la fuerza de arrastre del viento e impide la fuerte desecación delsuelo.

El acarreo del material depende de la fuerza del viento y del tamaño de las partículas. El desplazamiento serealiza por suspensión, saltación o rodamiento.

Los típicos efectos de erosión reciente son:

Las cubetas y depresiones,Las rocas de forma en seta son producto de la abrasión eólica que ataca más la base de la estructura quela cima, por medio de la árena desplazada sobre el suelo.Los desiertos rocosos se originan cuando el viento transporta el material más fino de un suelo esquelético,


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dejando a la intemperie los componentes de mayor tamaño.Los cantos afacetados surgen de la acción corrosiva del viento en las piedras sueltas.Los yardangs, unos montículos de formas aerodinámicas, se desarrollan cuando las montañas sonafectadas fuertemente por la abrasión eólica.

2.1.1.6.2 Formas de acumulación eólica

Las formas de acumulación eólica se desarrollan en el lugar donde cesa la fuerza de acarreo del viento. Lasformas más pequeñas de acumulación son las marcas rizadas en la arena que se disponen homogenea yparalelamente en forma de ondas largas, muy cerca una de la otra. Su manifestación rítmica externa tiene suorigen en el roce de dos medios de diferente densidad (arena - agua; arena - aire), un fenómeno que se explicamediante la ley de Helmholtz.

2.1.1.6.2.1 Dunas

[1]

Las dunas son las formas del relieve más características producto de la actividad del viento. Por lo general, sesuele diferenciar las dunas surgidas por un obstáculo y la de formación libre.

Las nebjasse fijan aprovechando un obstáculo, como rocas, arbustos, matas etc. La acumulación se realiza a sotavento deun pequeño obstáculo, y a barlovento de unos obstáculos más grandes, en la zona en donde se arremolina elaire.

Las dunas libresse forman sin obstáculos visibles, en áreas carentes de cubierta vegetal. Éstas se disponen o de maneraperpendicular, o paralela a la dirección dominante del viento.

Las dunas transversalespresentan un leve ascenso en el que las partículas de arenas son arrastradas por el viento. La vertiente conmás pendiente se encuentra a sotavento. En las áreas de dunas transversales se hallan intercaladas confrecuencias las

dunas de forma en arco. Estas dunas surgen en lugares débiles de las dunas transversales. Los ladosabiertos de estas dunas se dirigen en sentido contrario a la dirección del viento.

Las dunas barjanas


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tienen forma de media luna dispuesta transversalmente a la dirección del viento lo que la diferencia de lasdunas de forma en arco. Las alas o cuernos de estas dunas están dispuestas en e l sentido de la dirección delviento. Estas surgen como dunas individuales y no presentan obstáculos laterales que las detengan, como es elcaso de las dunas en forma de arco, que se adhieren lateralmente a las dunas transversales. Se suelen dar asociaciones de dunas barjanas y áreas de dunas abiertas o sueltas en las que se encuentran valles de dunas.Las dunas en estrella de forma piramidal son el resultado de la transformación de dunas que incialmente teníanotra forma.

Las dunas laterales son las que flanquean a otra por varioskilómetros, y en sentido paralelo a la dirección del viento.

Las dunas libres se desplazan. Sin embargo, se observa que se forman constantemente campos de dunas en las mismaszonas.


2.1.1.6.2.2 Loess

Loess es un sedimento expandido por todo el mundo. Lossedimentos más significativos se hallan en China; pero en lasamplias llanuras de la Pampa argentina yacen también gruesosdepósitos de este material sedimentario de origen detrítico.

En su definición clásica, el loess se sedimenta durante las fases climáticas de frío seco. El viento arrastra el finomaterial de los ambientes de soliflucción, carentes de cobertura vegetal, de las áreas de las morrenas y de loscauses de los ríos. Las partículas más grandes se depositan nuevamente, después de un corto acarreo. Lasfinas partículas de cieno, en cambio, son transportadas por varios kilómetros y depositadas nuevamente enmesetas con mejor tapíz vegetal, en pendientes o en zonas a sotavento.

El loess de la Pampa proviene del transporte eólico de la ceniza volcánica. Esta es una peculiaridad que lodiferencia de las regiones de loess de Europa central y oriental.

Los sedimentos se componen principalmente de material de cieno. Es visto como roca sedimentaria no compacta y no como suelo.

2.1.1.6.3 La dinámica eólica como indicador de la desertificación

Los procesos eólicos son reforzados y hasta provocados por las acciones antrópicas. En áreas vulnerables a ladesertificación, la acción de la actividad eólica causa severos efectos en el uso del suelo y en la capacidad derendimiento de una región.

El trabajo erosivo del viento se acentúa en aquellas áreas que han perdido su cubierta vegetal. La vegetacióncumple varias funciones que disminuyen o impiden los efectos erosivos del viento:

Disminución de erosión eólicaMantenimiento de la cubierta de sedimento mediante la red de raíces.Protección contra la desecación del suelo por medio del aporte de sombra (los sedimentos secos estánmás propensos a ser transportados por el viento que los humendos)

En varios lugares, el transporte de material fino no tiene efectos significativos. Lo que si es realmente importante, es el depósito de dicho material. Primero ocurren fuertes tormentas de polvo. Las calles, casas ycampos quedan cubiertas por una capa de sedimento. Detrás de cada arbusto se forman montículos de arena,y a sotavento de la planta, no se desarrollan acumulaciones. El arbusto crece con el montículo que lo vaasfixiando con el tiempo, hasta que la planta muere. En casi cada uno de los obstáculos se desarrollan nebjaspequeñas, dunas que afectan considerablemente la capacidad de rendimiento del suelo.


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Reconocer oportunamente tales procesos es importante, ya que se puede identificar a tiempo las causas que los originan. La sustentabilidad ecológica y el beneficio económico son, sin embargo, dos factores queconcurren. Por lo tanto, se deben tomar en cuenta en las acciones necesarias para combatir las causasidentificadas.

2.1.1.7 Procesos marinos y límnicos

La formación de relieve mediante procesos marinos (a través del trabajo erosivo del mar[1]) y límnicos ( através de los lagos[2]) en las zonas litorales depende, sobre todo, del relieve pre-existente, de las condiciones del viento reinantes y de las corrientes del agua.

El modelado terrestre en el área costera es influido además por

procesos terrestres exógenos (deslizamientos, procesos de escorrentía, eventos fluviales en el litoral),procesos biogénicos influyentes sobre el relieve (en el caso de los arrecifes coralinos, manglares de lacosta) ypor la actividad morfogenética de las tectónicas (formación de fosas tectónicas, eventos volcánicos; costaa lo largo de estructuras tectónicas).

La topografía de las costas es muy variada. Las costas acantiladas (o rocosas) y las playas de arena (o costasllanas) son unos de los principales componentes del relieve litoral. La formación de la costa depende de lacapacidad de resistencia de la roca (de las rocas resistentes surgen acantilados profundos y de las rocasfácilmente erosionables se originan formas poco claras y acantilados pequeños), de la energía de las olas y delaire (costas expuestas a fuertes oleajes son más vulnerables a la erosión que los litorales protegidos, áreas quese caracterizan por las formas de acumulación) y finalmente del clima. Justamente en Latinoamérica hay zonascosteras como las costas de manglares[3] y los arrecifes coralinos[4] sujetas a influjos climáticos, aunquelas formas litorales no dependen en principio de elementos climáticos ordenados según las zonas.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 3.1[2] ver capitulo 3.1[3] ver capitulo 5.4.1.7[4] ver capitulo 5.4.1.7

2.1.1.7.1 Formas litorales - visión general

Importantes formas litorales de Latinoamérica, según la morfogenésis, el proceso de modelado y el relievepre-existente con ejemplos regionales.

2.1.1.7.2 El litoral - morfografía de la costa

[1]

El litoral está compuesto por la tierra firme, la línea de costa y porla plataforma de abrasión litoral. El área de la plataformacontinental representa la prolongación marina del continente.

La plataforma continental tiene una profundidad máxima de 200 my un relieve suave, cuya inclinación es menor a 1 %.

El continente está limitado por el talud continental, una área cuyainclinación alcanza hasta 20 %. La diferencia de altura entre la

plataforma continental y el fondo marino oscila entre 3.000 y 6.000 metros.


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2.1.1.7.3 Oleaje

A parte de las mareas, las olas son un motor importante en el proceso marino de abrasión y acumulación. Esteproceso depende de la intensidad del viento, de la duración y de la dimensión de su efecto (tramo afectado porel viento). De acuerdo con lo antedicho, los efectos de los sistemas de oleajes que se presentan en las zonas de vientos occidentales son los más poderosos pues los vientos soplan de manera sostenida por un tiempoprolongado. Los monzones y los tornados son más fuertes pero sólo actúan durante breve tiempo. En un deciramén causan daños catastróficos. Las rompientes de los oleajes de menor energía se manifiestan en los marescontinentales, periféricos, secundarios y en aquéllos cubiertos por glaciares. Las olas provocadas por el vientopersisten aún después de que éste haya cesado de soplar o haya abandonado el área en cuestión. El procesode agotamiento de una ola (longitud = distancia entre dos crestas) genera una resaca de ondas largas. La resaca es capaz de desplazarse a lo largo de grandes tramos y provocar fuertes oleajes en costas apartadas.

La trayectoria de una ola pone en movimiento las partículas de agua. Estas part ículas describen círculos en elmismo lugar pero no se mueven en sentido longitudinal. La velocidad de una ola frena por la fricción con el maral topar con aguas poco profundas. Las masas de agua retenidas rompen en el sentido del movimiento hacia la playa. En estas zonas cambia el movimiento de las partículas de agua en componentes que se dirigen tierraadentro y en una corriente de agua que retrocede a las escarpas inclinadas de la playa. La energía total delagua se transforma en fricción y trabajo. La zona de resaca del oleaje es el área más activageomorfológicamente de las formaciones marinas.

La resaca genera una corriente costera. Si las olas llegan a la línea costera en sentido perpendicular, elretroceso de las aguas no se efectúa de igual manera sino sigue la fuerza de la gravedad en la dirección de lapendiente de la playa. De ese modo el material se mueve paralelamente a la playa provocando el proceso del desplazamiento costero.

2.1.1.7.4 Gezeiten

Gezeiten sind periodische Wasserstandsschwankungen des Meeres in halb- oder eintägigen Rhythmus. DasSteigen und Fallen des Wassers von einem Tiefstand zum nächsten nennt man Tide. Der höchste Wasserstandeiner Tide ist das Hochwasser, der niedrigste das Niedrigwasser. Die Differenz zwischen beiden heißt Tidenhub.Steigt das Wasser herrscht Flut, fällt es, herrscht Ebbe.

Die Ursache für Ebbe und Flut ist die Anziehungskraft von Mond und Sonne, wobei die des Mondes, auf Grundder Nähe zur Erde, von größerer Wirkung ist. Die Dauer einer Tide ist durch die Position des Mondes beimErdumlauf und die Rotation der Erde bestimmt. Bei halbtägigen Gezeiten beträgt eine Tide 12 Stunde. und 25Minuten. Stehen Sonne, Mond und Erde in einer Linie so ist der Tidenhub am größten. Es entsteht dasMaximum der Springtide. Bei Halbmond ist die Anziehungskraft am niedrigsten, es kommt zur Nipptide.

Küstenformen, die von Gezeiten abhängen bzw. nur in gezeitenstarken Meeren anzutreffen sind, sind dieWatten-, Marsch- und Dünenwallküsten.. Gezeitenströme haben zudem Auswirkung auf Erosion,Materialtransport und Akkumulation am Meeresboden und an der Küste, tragen zum Wasseraustausch anBuchten, Ästuaren und Lagunen bei und sind ein wichtiges Agens der Formung der Küste.

Sturmfluten gehen auf besonders starke auflandige Winde zurück. In Verbindung mit Hochwasser könnenSturmfluten verheerende Auswirkungen haben.

Im Mündungsbereich des Amazonas herrscht im Mittel ein Tidenhub von zehn Metern. Spitzenwerte mit etwa 13Metern erreicht die Küste Ostpatagoniens, ein Tidenhub der mit dem der Bretagne vergleichbar ist. An denübrigen Küstenbereichen Lateinamerikas liegen die Schwankungen der Gezeiten unter fünf Meter, imKaribischen Meer sogar unter einem Meter.

2.1.1.7.5 Abrasión marina

La abrasión marina es la erosión provocada por el oleaje. Por un lado, el transporte de sedimento conducehacia un pérdida de material, y por el otro, el oleaje debilita la roca en el área litoral. El material suelto de la


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costa funge como un agente erosivo y lijante. El fuerte oleaje contra las rocas fisuradas, desgarradas y fracturadas provoca la ruptura y desprendimiento de bloques de roca.

La abrasión marina se fortalece mediante la formación de nuevos cristales de sal en la roca fisurada, lo queaumenta la presión en la grieta. En aquellas zonas donde yacen rocas calcáreas o salinas, se originan procesosde disolución similares a los que ocurren en las áreas cársticas.

Las plataformas de abrasión litoral y los acantilados son las formas de abrasión marina más comúnes.

2.1.1.7.5.1 Acantilados

Los factores más importantes que influyen en el desarrollo de los acantilados son:

La intensidad del oleaje en la base del acantiladoLa composición de la roca (compacta o no compacta, estratificación, etc.)El relieve de la costa

Las grutas son las formas más comúnes de los acantilados. Dentro de éstas se distingen: cúpulas, pistas,acanaladuras alveolos, tafonis y gnamas. Dichos modelados en formas de cuevas surgen de la continuaperforación de la base de los acantilados por medio de la eficacia de las olas.

Por lo general, se diferencian tres tipos de acantilados:

Los acantilados de oleaje son de pendiente fuerte y de génesis totalmente marina.

Los acantilados compuestosson modelados, en su base, por los efectos del mar, y en su parte superior, por otros agentes extra-marinos, principalmente cuando la roca que los conforman es vulnerable a movimiento en masa.

Los acantilados en sumersiónalcanzan grandes profundidades. En vista de que en el fondo del piso marino no hay agentes de ablación, comomateriales abrasivos (por ejemplo arena, grava, entre otros), no surgen acantilados de oleaje. En gran parte predomina un receso en la actividad morfogenética del mar.

Un acantilado activo se convierte en un acantilado inactivo cuando el oleaje deja de afectar su base, a causade la plataforma de abrasión en expansión, de las fluctuaciones del nivel del mar, o por la intervenciónantrópica. En otras palabras, el trabajo erosivo del mar cesa y el desarrollo posterior del acantilado queda sujetoa los procesos de denudación.

2.1.1.7.5.2 Plataformas de abrasión

Las plataformas de abrasión litoral, conocidas también como rasas costeras o terrazas de abrasión, son rampasrocosas con una pendiente muy suave (hasta 3°) sujetas a la abrasión marina y ubicadas por debajo de lasuperficie del agua a unos 10 m de profundidad. La anchura de estas plataformas es variable, existen rasas deun kilómetro de ancho, pero por lo general son más angostas. Mientras más fuerte es la roca, más pronunciadaes la pendiente, y mientras más fuerte son las olas y más alta la carrera de marea, más ancha es la plataformade abrasión. La parte que aflora durante la marea baja muestra un sinnúmero de formas pequeñas.

A través de las oscilaciones del nivel del mar se originan diferentes niveles de plataformas de abrasión llamadasrasas escalonadas.

2.1.1.7.6 Acumulación marina

Las formas de acumulación marina más importantes son las playas, las restingas o cordones litorales, lasflechas o barreras litorales y las dunas litorales.

2.1.1.7.6.1 Playas

Las playas son las acumulaciones litorales más conocidas. Están compuestas de sedimentos arrastrados porlas olas y las corrientes costeras. La arena y la grava son los sedimentos principales junto con los componentesorgánicos como fragmentos de conchas y corales y maderas flotantes. Otros elementos son:

las crestas playeras originadas por la acción de las olas a lo largo de las orillas. Las crestas playerascreadas por la pleamar que se hallan en zonas elevadas suelen estar bien conservadas. Barreras o bajíos. son terraplenes sumergidos en marismas (schorre) formadas por sedimentosarremolinados en el área en donde rompen las olas. Ahí se halla la rompiente cuando el mar está agitadoy al bajar la marea quedan secas. Entre la playa y las barreras o bajíos se encuentra un área profundaconocida como "canal arenoso". Las dunas litorales se encuentran en las zonas elevadas de la playa y están constituidas de arena que


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lleva el viento del área emergida de la playa y de las marismas cuando baja el agua. Aunque estas dunassuelen fijarse rápidamente gracias al tapíz vegetal que las cubre, sólo una población de árboles frena sudesplazamiento por los médanos. Estos tipos de acumulación marina se llaman también dunas fósiles yson raras en Latinoamérica. Sin embargo, en las costas áridas y semiáridas al norte de Chile y en el litoralcaribeño de México existen fantásticos paisajes de dunas.

2.1.1.7.6.2 Restinga o cordón litoral y flechas o barreras litorales

El fuerte oleaje hace que las barreras o bajíos (generalmente bancos de arena) emerjan del mar y formen unarestinga. Una flecha o barrera litoral es una lengua de tierra o arena que se forma por medio de la acumulaciónde material (por lo general, de arena y cantos rodados) en costas con presencia de una bahía.

Cuando se desarrolla una barrera más o menos cerrada en frente de una bahía se está en presencia de uncordón litoral o restinga. Dicho cordón se origina -por lo general- de una flecha litoral, pero también de un bajíode arena. En el interior de los cordones litorales se forman lagunas y su conexión con el mar la constituye,normalmente, una salida estrecha, a través de la cual desembocan los ríos.

Un tómbolo se forma cuando una isla se une con la tierra firme por medio de un banco o acumulación de arena.

2.1.1.8 Carst

La denominación "carst" proviene de un paisaje rocoso y pobre en agua, caracter ístico del norte de la ciudaditaliana de Triest. En la actualidad, se denomina carst al relieve, al equilibrio hídrico y a la fisonomía del paisajede regiones ricas en rocas solubles, sobre todo, carbonatadas (calizas - CaCO; dolomías CaMg[CO] ) osulfatadas (yeso - CaSO), como también de rocas salinas (silvinita - KCl, sal de roca - NaCl). Se denominapseudokarst a los procesos y formas de convergencia que tienen lugar en rocas difícilmente solubles (p.ej.termokarst en regiones periglaciares, o formas cóncavas de meteorización en granitos).

La génesis de un relieve cárstico depende de las características solubles de las rocas. Se entiende porcorrosión, el proceso de disolución de la roca. Por lo general, el agua de lluvia y subterranea contiene ácidocarbónico. Dicho ácido pasa las rocas carbonatadas difícilmente solubles (p.ej. las calizas) y actua sobre losbicarbonatos solubles. La intesidad máxima de carstificación tiene lugar en climas cálidos-húmedos que poseenel contenido de CO más alto. Además, la reacción química se acelera cuando asciende la temperatura. Encambio, el agua fría tiene la propiedad de recoger más CO corrosivo. No obstante, cuando existe unaabundancia de CO, el agua fría es también capaz de disolver la cal. La intensidad de la disolución depende,además, de la pureza de las rocas. Otra característica de las rocas vulnerables a la carstificación es que ellaspermiten el drenaje a través de sus poros. El agua se filtra por efecto de la gravedad en los espacios cóncavosque se amplian por los efectos de los procesos de disolución. Las partes insolubles quedan como restos delodo, y experimentan posteriormente procesos de meteorización y de formación de suelos.

En regiones áridas, la intensidad de disolución es la más baja, por lo tanto, son sólo las rocas salinas fácilmentesolubles las que forman el relieve cárstico.

2.1.1.8.1 Paisajes cársticos

En Latinoamérica hay un sinnúmero de paisajescársticos. A diferencia de Europa, las áreas cársticas


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en Latinoamérica se caracterizan por lasformaciones convexas o elevadas de carst, mientras que las formas cóncavas o hundidas y de disolución(mediterraneas) casi no resaltan en el paisaje. Las formas convexas cárticas son las cimas, las colinas ylas torres (denominadas Mogotes en Cuba). Dichasformaciones suelen encontrarse acompañadas pordepresiones cárticas. A menudo, las colinas y torrescársticas están revestidas por un tapíz de sinter.Este tipo de cubrimiento de sinter se encuentratambién en rápidos, cataratas y cascadas de aguasprovenientes de regiones cársticas. En suma, seconstituyen cubetas naturales dispuestas en forma

de terrazas.

El carst mediterraneo se manifiesta en los trópicoshúmedos sólo de manera secundaria. En las regionesáridas de algunas islas del Caribe ( ubicadas asotavento), en la península de Yucatán y en Chiapas,se hallan valles secos, dolinas y poljen. El lapiaz okarren, una forma cárstica menor, aflora también enregiones áridas.


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2.2 Geomorfología (estructural) regional

Las distintas perspectivas y corrientes de las llamadas "escuelas" son especialmente notables en lageomorfología regional. La perspectiva morfológica estructural resalta las diferencias del subsuelo como fuerzasdeterminantes del relieve.

De ahí, que Latinoamérica se divida -a grosso modo- en unidades espaciales, inf luidas sobremanera por laestructura regional, a saber, por el tipo, el depósito y por la transformación de las rocas existentes. Lageomorfología estructural describe las formas de los relieves que han sufrido modificaciones más o menosfuertes, por los efectos de la erosión y la sedimentación.

La ventaja del enfoque morfoestructural es que permite clasificar la superficie terrestre en espacios geográficosde pequeña escala. En el caso de Latinoamérica, mediante ese enfoque se ha clas ificado el continente enpocas unidades espaciales. Esas unidades le confieren a Latinoamérica su carácter morfológico individual, acausa de su extensión, combinación y distribución. No obstante, es difícil hacer una delimitación exacta de talesunidades, ya que entre ellas existen transiciones y superposiciones espaciales. De la definición de la morfologíaestructural resulta una estrecha conexión con la distribución espacial de las grandes formas geológicas[1].

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 1.3

2.2.1 Grandes unidades morfoestructurales

En Latinoamérica se diferencian, por lo general, tres unidades morfoestructurales: Las antiguas áreas delcontinente[1] (llamadas escudos, cratones o macizos), las rocas sedimentarias o magmáticas de edadgeológica media y reciente que conforman las cordilleras,[2] con las unidades jóvenes de orogenia recientey los sedimentos que cubren las cuencas o Tierras bajas.[3]

[4]

Los escudos[5]son las áreas más antiguas accesibles de lasuperficie terrestre en Latinoamérica, constituidas por rocascristalinas de edad precámbrica.[6] Dichas rocas han surgido, porlo general, en el zócalo de montañas plegadas del Precámbrico,que desde entonces se encuentran afectadas, casi constantemente, por procesos erosivos. En los escudos descubiertos las rocas antiguas yacen en la superficie terrestre, yen los escudos cubiertos, éstas se encuentran superpuestas porcapas de sedimentos o por mantos volcánicos jóvenes. Estosescudos antiguos se encuentran en el Altiplano Guayanés y en el Escudo brasileño.

Desde el punto de vista morfológico, los escudos sonconsiderados como paisajes de montañas centrales. Además delas colinas centrales cristalinas europeas, por ejemplo, las de laregión del Harz, la cordillera de esquistos de Renania, o las


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localizadas en la región de Mühl- und Waldviertel, existen dos tipos básicos de colinas centrales: los relievestabulares y las altiplanicies, cuyas rocas son, en su mayoría, de edad mesozoica (en Europa p.ej.: el jurásicosuabo-franconiano, las mesetas de Lothringen, las montañas centrales al suroeste de Inglaterra y el macizocalcáreo de los Causses, en el sur de Francia), así como también las colinas centrales volcánicas de origenneozoico (en Europa por ej.: las de la región de Eifel, las siete colinas volcánicas en Alemania y las cadenas delos Puys, en el macizo central de Francia). También en Latinoamérica se encuentra este tipo de paisaje decolinas centrales, que son más jóvenes que los escudos antiguos anteriormente descritos. Estas son las plataformas (o mesetas) sedimentarias, los altiplanos y los relieves tabulares[7], que se caracterizan por medio del cambio entre amplias planicies y bordes escarpados. Los expertos en morfología estructural explicanel relieve tabular por medio de la secuencia típica de los paquetes de rocas blandas y duras. Aunque dichaexplicación ha sido refutada desde hace tiempo, se debe considerar, sin embargo, que sin la variación litológicasurgirían penillanuras. Es por esa razón que Mortensen habla de "paisajes de intercambio". En realidad, lasllanuras dispuestas sobre los paquetes de rocas duros (o capa dura) no son estratos sedimentarios, sino pedimentos, sujetos a las mismas condiciones de formación que las penillanuras.

En La Patagonia se formaron auténticas mesas cuyos cerros testigos se encuentran situados delante de ellas.Esos tipos de mesas y cerros testigos se forman en sedimentos horizontales no perturbados.

Mesetas volcánicasson áreas compuestas de un gran manto de material volcánico cuyo espesor sobrepasa los 1.000 m,acumulado durante varios años de emisiones volcánicas. De estas mesetas saltan las cascadas quizas másespectaculares de la Tierra: Las cataratas de Iguazú en la frontera entre Argentina y Brasil. Las mesetassurgieron del gran manto de basalto del área del Paraná de edad cretácica. A diferencia de las plataformassedimentarias que están compuestas por rocas de diferente resistencia, las plataformas volcánicas estánconstituidas por mantos de lava de igual resistencia. La composición de la superficie es -por lo tanto- menosdiferenciada que la de las plataformas o mesetas sedimentarias.

Las montañasen Latinoamérica son unos de los paisajes más hermosos de la Tierra de fisonomía muy variada.

Mientras que las montañas plegadas en Europa son -en general- viejas formaciones, las jóvenes sierrasplegadas de Latinoamérica surgieron durante el Terciario, como unidades morfoestructurales. Las SierrasPampinas son, en cambio, formaciones más antiguas. Éstas son antiguos bloques fracturados cratónicos, quefueron activados por medio de eventos tectónicos.

Las planicies sedimentarias y las cuencas o Tierras bajas pueden ser muy variadas en cuanto a suconstitución. Éstas constituyen, o llanuras litorales, amplias desembocaduras fluviales, o grandes depresionesregionales, como por ejemplo las cuencas del Amazonas, del río de La Plata, o la del Orinoco.

En Latinoamérica, las grandes áreas volcánicas jóvenes pertenecen, exceptuando los mantos de basalto, a las altas cordilleras. Dentro de ese grupo, las áreas volcánicas merecen, sin embargo, mención especial, sobretodo, por su independencia morfológica, sus condiciones de desarrollo específicas y por sus característicasformales. En este lugar cabe mecionar las Galápagos y la de Pascuas, pintorescas islas volcánicas quesobresalen en la mitad del océano Pacífico.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 1.3.1.1[2] ver capitulo 1.3.1.3[3] ver capitulo 1.3.1.2[4] ver capitulo [5] ver capitulo 2.2.4[6] ver capitulo 1.1.1[7] ver capitulo 2.2.4

2.2.2 Formas de las altas montañas

El hecho de que el relieve no se considere como alto alpino, en elárea tropical de los Andes, incluso, a alturas sobre los 4.000msnm, tiene causas climáticas. Sólo aquellas zonas (como en losAndes del sur), y únicamente las regiones con las cumbres másaltas, en donde ocurre con frecuencia fluctuaciones de la temperatura en torno al punto de congelación, y en donde hayhielo y nieves perpetuas, son las que nos da la impresión demontañas tipo alpino. De ahí, que se suela considerar confrecuencia las cordilleras localizadas entre los trópicos, como"gigantescas montañas centrales".

Las montañas le dan a la zonificación bidimensional de lageósfera, una tercera dimensión. Esto significa, que el cambio de

formas, del clima y de la vegetación no depende sólo de la distribución zonal de la Tierra baja, sino que éste sedebe, además, a la altura. Al cambio polar-ecuatorial se le agrega el escalonamiento altitudinal o vertical.


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Qué define realmente una alta cordillera? El dato sobre la alturaabsoluta no es suficiente para caraterizarlas. Por ejemplo, elaltiplano es una superficie plana todavía en alturas de 4.800msnm, mientras que los Andes del sur tienen carácter de altamontaña sólo con una altura de 2.000 msnm, incluso, en el sur dela Patagonia con alturas de 1.000 msnm. Característico de una altacordillera es la secuencia vertical de los límites altitudinales, queson definidos, por lo general, por la vegetación. Dichacaracterística no es, sin embargo, tan fácil de apreciar enLatinoamérica, en comparación con Europa, en donde existe unlímite superior del bosque (límite natural de una cubierta forestalcerrada) en todos lados. En vista de que los Andes están cortadospor la Diagonal árida[1]que no permite el desarrollo de bosques en condiciones de aridez, los límites altitudinales están determinados através de otras formaciones vegetales. En cambio, en las regiones húmedas y semihúmedas, el límite delbosque representa una notable frontera altitudinal. Esto también es valido para el reciente límite de las nievesperpetuas.

Los Andes de Sudamérica presentan records mundiales en varios aspectos. En el altiplano, por ejemplo, seencuentra el límite de bosque más alto del mundo (creado por la acción antrópica) a una altura de 4.700 msnm,y en los Andes subtropicales de Argentina, el límite de las nieves perpetuas se halla a 6.000 msnm. Eso no seexplica únicamente por medio de las circunstancias climáticas, también la aridez impide la formación de masasde hielo en esa región. Hacia el sur, todos los límites pierden altura.

[2]

Cada montaña es difinida por medio de las formas convexas (p.ej. colinas, sierras) y las formas cóncavas(p.ej. cuencas)dispuestas unas al lado de las otras. Entre éstas formas se desarrollan - según la diferencia de altura- unaenergía del relieve diferente. En los Andes y en otras cordilleras existen amplios sistemas de llanuras, en el interior de las montañas y en sus márgenes. Se trata, en parte, de planicies antiguas, comparables con lasllanuras del Mioceno inferior de los Alpes, de cuencas intramontanas rellenas, y de pedimentos y glacis.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 4.2.4[2] ver capitulo

2.2.2.1 Formas convexas (por ejemplo, montañas)

Cada cordillera se caracteriza por medio de sus "formas convexas", las montañas, las cadenas, las crestas, etc.En su formación han contribuido fuerzas endógenas y exógenas[1] de la misma manera.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 2.1

2.2.2.1.1 Cadenas montañosas

Los Andes[1] son, con su estribación septentrional en la cordillera de Mesoamérica, la cordillera más larga dela Tierra. En el continente sudamericano, esta cadena montañosa se extiende sobre un eje de 9.000kilómetros, desde Tierra del Fuego hasta la esquina nororiental de Trinidad, frente a las costas venezolanas.Los Andes son un prototipo de una cordillera continental jóven por sus zonas de movimientos telúricosactivas, y por sus jóvenes y activos volcanes. La orogenia de estas montañas comenzó en el Terciario. Duranteel Pleistoceno continuó el levantamiento de los Andes hasta alcanzar el carácter de una alta cordillera.


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La configuración interna de los Andes no presenta una estructura uniforme. Las rocas y otros materialesminerales de diferentes edades es un factor que carateriza la geología de las montañas. De dicha litologíaheterogénea resulta, desde el punto de vista geomorfoestructural, distintas formas de relieve. Por ejemplo, laformación de relieves cársticos y de formas halocinéticas (procesos de formación a causa de la plasticidad de lasal) en la Cordillera Oriental de los Andes septentrionales, caracterizada por los sedimentos antiguos. Encambio, en la jóven Cordillera Central predominan formas volcánicas recientes.

La formación morfológica es diferente en cada sección y depende de las condiciones climáticas reinantes. Lameteorización [2]física[3]de las rocas domina en las zonas áridas y en las grandes alturas, a causa de las extremas fluctuaciones de latemperatura entre el día y la noche (en los trópicos[4]) y entre el verano y el invierno (en los subtrópicos), comotambién, a causa de los procesos de heladas. La meteorización química ocurre, en cambio, sobre todo en lacosta árida y en los trópicos húmedos y semihúmedos. Los desprendimientos, derrumbes, deslizamientos y laformación de conos de escombros en las orillas de las pendientes, son resultados típicos de los movimientos en masa[5]que caracterizan amplias áreas de las montañas. Éstos aparecen, sin embargo, de diferentes formas,dependiendo de la zona climática en que tiene lugar el espontáneo movimiento masivo. Las montañas en laszonas áridas de la Puna y del altiplano se asfixian, por así decirlo, en su propio escombro. En las regionessemihúmedas, por el contrario, los raudales arrastran en el acto dichos escombros, y en en las áreas de climashúmedos-cálidos, en cambio, tiene lugar un desarrollo activo de zonas llanas.

La morfodinámica fluvial, bien sea mediante la erosión (formación de valles) o por medio de la acumulación (formación de terrazas y de piedemontes) juega un rol significativo en el modelado del relieve. Dicha actividad morfogenética de los ríos se aprecia claramente en las áreas tropicales húmedas del margenoriental de los Andes que colinda con la Amazonía, y en la zona occidental húmeda de Colombia. Ahí seencuentran valles profundos con pendientes o paredes muy escarpadas. A lo largo del trayecto entre la Paz y las Yungas, por ejemplo, se puede apreciar ese tipo de valles, cuyas paredes han sido perforadas para facilitar el transito de autobuses y camiones de carga. Las huellas de las actividades glaciares marcan la fisonomía delos Andes, sobre todo, la de aquellas zonas localizadas en los pisos altitudinales más altos. Los efectos de esaactividad morfogenética son más notables en latitudes más meridionales y alcanzan su mayor expresión en losAndes Patagónicos, región donde aún dominan enormes e impresionantes caparazones de hielo.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 1.3.1.3[2] ver capitulo 2.1.1[3] ver capitulo 2.1.1[4] ver capitulo 4.2.2[5] ver capitulo 2.1.1.2

2.2.2.1.2 Volcanes y relieves vulcanógenos

Los Andes y la cordillera centroamericana forman parte del sistema circumpacífico de cordilleras, una regiónde extrema actividad sísmica y vulcánica.

Los vulcanólogos hacen una distinción entre los volcanes en escudo y los estratificados. Esta tipología seremonta a diferencias en la génesis, la composición del magma y el evento eruptivo. Todo este conjunto defactores repercute en los relieves de manera que la formación genética de las clases cuenta también con uncomponente geomorfológico. Los volcanes en escudo construidos de magmas ácidos son más planos que losestratificados con sus elevadas laderas escarpadas y formados de material básico en sedimentacionesalternantes de lava y cenizas. La forma cónica de estos últimos volcanes se explica por la clasificación delmaterial al momento de la erupción. En las cordilleras latinoamericas se extienden en primera línea los volcanesestratificados. Su típica pero imponente fisonomía descuella entre las montañas más elevadas de los Andes y


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las cordilleras.

En Centroaméricadestacan las regiones al sur de la altiplanicie mexicana, o sea, la cordillera volcánica transversal con el Pico deOrizaba, 5653 m y el Popocatepetl, 5452 m. Casi toda el puente terrestre de Centroamérica está poblado devolcanes. De casi 88 volcanes, 44 estaban todavía activos hasta tiempos recientes. Los paisajes volcánicosdestacan por su hermosura. Las corrientes de lava represan lagos; pequeñas formaciones lacustres se originanen los cráteres de volcanes inactivos. En las Antillas Mayores no hay actividad volcánica mientras que lasAntillas Menores tienen un origen volcánico, exceptuando algunas islas.

Las cadenas septentrionales de los Andes colombianos y venezolanos carecen por completo de vulcanitasjóvenes. Apenas a 6° de latitud norte comienza una serie de elevados volcanes estratificados en la cordilleracentral de Colombia con el Nevado del Ruíz. La altitud de esta zona llega a casi 2°. de latitud sur en Ecuador.Comparando esta zona con otras, ésta no ha sido estudiada todavía suficientemente y apenas desde lacatástrofe de 1985 se han intensificado los esfuerzos para investigar con detenimiento esta región volcánica.Las cimas colombianas de mayor altura son, además del Nevado de Ruíz,:

Nevado Tolima 5.215 mNevado de Huila 5.752 mPuracé 4.756 mGaleras 4.264 m

Los volcanes en Ecuador están situados en los flancos de la cordillera oriental y en la depresión tectónica deQuito (los volcanes marcado con * estaban activos en eras históricas):

... sólo por nombrar algunos.

Gigantescas masas piroclásticasrellenan valles enteros; miles de miles de metros de gruesas series han sido transportadas: pumitas (de cristalvolcánico originado por lava rica en gases) y lahares entremezclados con sedimentos de la glaciación en elpleistoceno.

En los Andes centrales hay volcanes en los altiplanos ubicados entre los 15° y 27° de latitud sur en la zonalimítrofe del sur de Perú, Bolivia, Chile y el noroeste de Argentina. Las ignimbritas riolíticas predominan sobretodo en la morfología y forman mantos que llegan hasta los 1.000 m de espesor en las cordilleras altas delAltiplano occidental. Alrededor de 200.000 km² están cubiertos con sedimentaciones de "nubes ardientes"(colada piroclástica). Sobre estos mantos volcánicos se erigen cientos de estratovolcanes cuyas alturas fluctúanentre los 5.000 y los 7.000 m. En esta región se bate un récord mundial: la mayor concentración de volcanesterrestres. Los volcanes compuestos de material de andesita —cuyo origen se remonta de 1 millón hasta 4millones de años— son más recientes que los mantos de ignimbrita formados hace 25 millones de años.

Mas este ámbito bate otro récord mundial: desde la zona más profunda de la fosa peruana-chilena ubicada enel Pacífico hasta las cumbres andinas que rayan los 7.000 m apenas median 300 km de distancia con unadiferencia altitudinal de casi 14 km.


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Ahí se hallan también los volcanes terrestres más elevados del planeta:

La actividad volcánica en la actualidad de estos volcanes es reducida. Sólo en pocos volcanes se hanregistrado actividades (Ubinas, 6.572 m; Lascar, 5.670 m; Licancabur, 5.921 m). Sin embargo, las secuelasposvolcánicascomo solfatares, geysires y fumarolas están bastante extendidos. Grandes yacimientos de azufre pueden serexplotados en Bolivia y Chile.

Si bien la actividad volcánica se extingue entre los 27° y 33° de latitud en la cordillera chilena-argentina, a laaltura de Mendoza/Santiagorecomienzan las actividades registrando una clara concentración entre los 33° y 44° de latitud. Hasta suradentro pueden apreciarse conos volcánicos aislados. De norte a sur, algunos volcanes (*recientes, todavíaactivos):

En el lago Riñihue a 40° de latitud sur se origina un maar tras una erupción violenta del volcán homónimoacuático en 1955.

2.2.2.1.3 Formas glaciares

Aunque son muy pocas las áreas en Latinoamérica afectadas por los glaciares, el estudio de éstas tiene granimportancia para los científicos, por un lado, porque los Andes representa la región más grande de glaciarestropicales, y por el otro, por ser éste un espacio óptimo para el estudio del desarrollo de los cambios climáticosque tuvieron lugar en otros períodos geológicos.

En Latinoamérica se diferencian tres tipos de regímenes glaciares en analogía con las circunstancias climáticas:

El régimen tropicalse localiza entre los 12° de latitud norte y sur. El límite de las nieves perpetuas se halla entre 4.800 y 5.000msnm, a causa de las elevadas precipitaciones. Ese límite se encuentra más abajo que el de los subtrópicos yestá cerca de la isoterma 0° C.

El régimen subtropicalse extiende hasta los 23 ° de latitud norte y sur. A causa de la elevada insolación y de las bajas precipitaciones,el límite de las nieves perpetuas en esta región, está unos 1.000 m sobre la isoterma 0 °C, a una altura próximaa los 6.000 msnm, que es el límite de las nieves perpetuas más alto del mundo. Incluso, los gigantescosvolcanes, cuyas alturas sobrepasan los 6.000 tiene sólo una pequeña capa de nieve.

A diferencia de los Alpes y de otras cordilleras no tropicales, en los Andes no se formaron enormes caparazones de hielo durante los períodos glaciares, por un lado, porque la cordillera andina no habíaalcanzado la altura que hoy tiene, y por el otro, porque durante el Pleistocenos reinaron climas tropicales enesta región. Sin embargo, algunas áreas de los Andes estuvieron cubiertas por grandes glaciares, y laformación de circos -por ejemplo en la Sierra de Velasco en Agentina- es un testimonio de los eventosglaciares.

En el régimen templado,el límite de las nieves perpetuas se encuentra cerca o debajo de la isoterma 0°C, entre los 3.000 y 2.000 metrosde altura. Más al sur, éste se halla a una altura de 450 msnm (en la parte oeste de la cordillera).

En esas zonas extra-tropicales de los Andes, el efecto de la actividad glaciar se hizo sentir en áreas másdistantes a las que hoy en día se encuentran revestidas por mantos de hielo. En el Pleistoceno, peroespecialmente durante la glaciación superior y en el Holoceno, amplias áreas estuvieron cubiertas por glaciares.Las morrenas son testimonios de la actividad morfogenética del los glaciares, y se ubican hoy en día, distantesde los márgenes del glaciar actual. Otras formas elevadas o convexas que se perciben actualmente, son los campos de drumlins, terrazas glaciofluviales y los bloques erráticos, unas piedras de grandes dimensionestransportadas por los glaciares, desde las montañas hasta la zona preandina. Las regiones más optimas para laobservación de formaciones glaciares son las zonas heladas de la Patagonia, su entorno y el norte de losAndes.


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Otras huellas de la actividad glaciar se encuentran bastante distantes de los márgenes del glaciar actual. Alfundirse las masas de hielo, el material erosionado por los glaciares fue transportado,desde las cordilleras y depositado a lo largo de los ríos, en amplios bancos de grava. Una gran parte de la Patagonia está cubierta degrava y arena. La formación de grava patagónica, denominada Rodados Patagónicos, abarca una extensiónde unos 300.000 km², desde los Andes hasta el Atlántico.

Las formas hundidas o cóncavasde origen glaciar son, quizas, las huellas más impresionantes de la actividad morfogenética de los glaciares. Porejemplo, en muchas áreas de Latinoamérica que estuvieron revestidas por caparazones de hielo, surgieronvalles profundos de forma en U, como consecuencia de la acción erosiva del glaciar. Las condiciones climáticasáridas en muchas de estas áreas han contribuido a la conservación de estas formas de relieve glaciar, queconstituyen la principal atracción para aquel que tenga la oportunidad de sobrevolar la Cordillera de los Andes,en un día libre de nubes, sobre todo, el tramo entre Mendoza y Santiago de Chile.

El mayor efecto de los glaciares se aprecia con mejor claridad en La Patagonia, una región cuyo norte y surestá bajo los efectos de los campos glaciares. Los antiguos glaciares llegaban hasta las áreas donde se hallan,por ejemplo, los lagos Nahuel Huapi, Buenos Aires, Viedma, Argentino, creados por ellos mismos. Varios de los glaciares chilenos terminan en las costas, por ejemplo, los que se aprecian en la costa sur de ese país. El SanRafael, el glaciar más próximo al ecuador del mundo que alcanza el mar, desemboca en el Canal de losElefantes, en el área norte de la Patagonia chilena.

2.2.2.1.4 Relieves tropicales convexos de carst

Las marcas de soluciones por meteorización química se manifiestan al máximo en las regiones tropicales deLatinoamérica y ninguna otra zona climática-morfológica puede superarlas. Estas condiciones son propiciaspara una meteorización química intensiva a causa de los elevados volúmenes de las precipitaciones y laalimentación de CO libre proveniente de la frondosa vegetación, un agente esencial para soluciones calizas.

No solamente las rocas de carbonato sino también las de silicato son atacadas de manera intensiva y corrasivapor las elevadas temperaturas homogéneas del agua y de los suelos. En las montañas de Itatiaia, Brasil,existen lapiaces como auténticos relieves cársticos en las vertientes escarpadas. El agua en las llamadas"kamenitzas": pequeñas oquedades, alcanza un pH de 7,6-8,2 en las montañas de granito y su temperaturafluctúa entre los 50° y 60°C.

Los relieves característicos de carstificación intensiva se presentan naturalmente en las rocas de carbonato. Enlas zonas tropicales cálidas y muy lluviosas se acentúa la carstificación en calizas puras originando paisajes conrelieves cónicos, como los mogotes, cockpits, y torres. Si hay calizas impuras como calizas-margas, dolomías, oinsuficiente altura sobre el curso previo, el paisaje estará caracterizado menos por relieves convexos y más porrelieves cóncavos. Yucatán, una meseta calcárea ubicada a unos pocos metros sobre el nivel del mar, estápoblada de dolinas —o cenotes, como las llaman en dicha península— y penetran t ierra adentro ascendiendocomo cárst cónicos o en mogotes.

En las costas tropicales el proceso de cartstificación de los arrecifes coralinos situados a poca profundidadocurre con rapidez y se forman lapiaces ejemplares. Excelentes ejemplos de formaciones cársticas cónicaspueden encontrarse en las Indias occidentales, sobre todo en Cuba, Puerto Rico y Jamaica, pero también enChiapas y Tabasco o en el margen oriental de los Andes peruanos.

Las recientes investigaciones sobre el cárst divergen de las precedentes y parten de una serie de tiposclimático-zonales propios y no de un ciclo normal del desarrollo cárstico que sólo culmina plenamente bajodeterminadas condiciones:

Aparición de calizas masivasUbicación a suficiente alturaErosión efectiva en niveles de base húmedos

Los conos cársticos han recibido varias denominaciones locales. En Cuba, por ejemplo, se llaman "mogotes",


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en Puerto Rico "pepinos". Las formaciones típicas de otras regiones tropicales de Centroamérica son los"cockpits", o sea, rocas con capacidad de carstificación. El vocablo inglés proviene de Jamaica y se deriva delas tradicionales galleras de forma circular y cerradas por doquier—, pero también de las cabinas de pilotos deantiguos aeroplanos. Los cársts cónicos (cockpits) tienen un diámetro de algunas decenas de metros. Lossuelos son a menudo planos y cubiertos de sedimentos; comparándolos con las dol inas propiamente dichas,estos suelos están extendidos claramente. Los cockpits se desarrollan de las dolinas de diversas maneras. Si elnivel del agua subterránea de la zona carstificada llega al suelo de las dolinas, el fondo no puede seguirprofundizándose. En consecuencia, la solución caliza se distribuye por todas partes rodeando la dolina.

Los sedimentos que penetran también pueden extender el fondo del cockpit. Los sedimentos tienenfrecuentemente un elevado contenido de arcilla y acumulan el agua de las lluvias en el fondo del cockpit. Esta agua disuelve la caliza al pie de la cuesta circundante. El tercer modo de formarse un cockpit es cuando lasolución progresiva del subsuelo libera una capa impermeable de agua indisoluble.

2.2.2.2 Sistemas de planicies

Siempre asombra la existencia de llanuras de gran extensión en las cordilleras. Ellas pueden estar ubicadas agrandes alturas o en niveles bajos, como cuencas en las estructuras montanas, dispuestas linealmente comoterrazas o adjuntas a los piedemontes. Fuerzas endógenas y exógenas obran también en el desarrollotopográfico. Las endógenas son procesos tectónicos como los hundimientos que or iginan las fosas (Graben) ylas cuencas, y, los volcánicos como los lahares —coladas de barro formadas en las pendientes de los volcanescuando las capas inestables de cenizas y derrubios se saturan de agua y fluyen pendiente abajo siguiendo loscursos de los ríos. Mucho más importante, sin embargo, son los procesos de aplanamientos completos pormeteorización y erosión intensivas y las pedimentaciones explicables climática y geomorfológicamente o lasformaciones de terrazas provenientes de procesos morfodinámicos.

Desde un punto de vista climático-geomorfológico los procesos creadores de relieves destacan en los trópicosde humedad variable más que en cualquier otra parte del planeta. Ya J. Büdel los había denominado "zonatrópico-marginal de formación excesiva de relieves".

2.2.2.2.1 Superficies antiguas

Las superficies antiguas son llanuras originadas en tiempos remotos. Ellas pueden estar ubicadas a grandes alturas si han sido formadas antes del levantamiento de la corteza terrestre, origen de la cordillera de los Andes.Otros indicios de superficies antiguas pueden ser las "llanuras-cimas" (summit plains) formadas en ciertas áreasen donde todos los picos se hallan más o menos a la misma altura. Formidables superficies de este tipo puedencontemplarse en la cordillera central de Colombia y debajo de las cimas andinas del norte y centro de Chile.

2.2.2.2.2 Cuencas intramontanas

Las llanuras más conocidas dentro de los Andes son la Puna y el Altiplano cuyo origen y aspecto morfológicoactual depende considerablemente de la estructura geológica. El altiplano de México ubicado entre la SierraMadre occidental y la oriental puede considerarse como una altiplanicie intramontana. Todas las altiplanicies son llanuras de escombros caracterizadas muchas veces por lagos salinos carentes de drenaje o salares.

Las sierras pampinas también cuentan con cuencas intramontanas. Los bloques de fallas están separados porcavidades en forma de valles o cuencas denominadas bolsones. Aquí también encontramos salares y lagossalinos sin drenaje en las zonas más deprimidas.

El Bolsón de Andalgalá limita al este con la Sierra de Ambato.


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2.2.2.2.3 Pedimentaciones cordilleranas

Las pedimentacionesacompañan las cordilleras sobretodo en zonas climáticas semiáridas y áridas. Las pedimentaciones lindan conel dorso elevado de las montañas y van aplanándose paulatinamente hasta culminar en una especie de cuenca.Se hace una diferencia entre una pedimentación exenta de escombros o sólo cubierta por una delgada capaen el área superior y una pedimentación inferior originada parcialmente por un glacis formado por gravas gruesas que terminan a menudo en llanuras salinas de arcilla. El material pierde su espesor y la inclinacióndisminuye paulatinamente desde el pie de la cordillera hasta la zona de depresión. Las sierras pampinas de Argentina son ejemplos impresionantes de pedimentaciones típicas y obran casi como bisagras entre las áreasde levantamiento y depresión. Estas pedimentaciones se extienden en enormes llanuras inclinadas de unos1.500 a 2.000 msnm al pie de la cordillera y descienden homogéneamente desde los 500 o 700 m hasta laszonas de depresión de los bolsones o valles.

Los glacis forman habitualmente la porción central entre el pedimento superior y el inferior ubicado en lasllanuras salinas de arcilla o en los valles paralelos a la cordillera en donde termina toda la serie de relieves. Si faltan los pedimentos, los glacis pueden llegar hasta el pie de la cordillera.

La pedimentación está vinculada a condiciones climáticas áridas y semiáridas. Si falta un manto de vegetacióncerrado y las precipitaciones caen periódica o episódicamente con violencia, como es típico en las regionesáridas, el agua lavará la zona causando una erosión y acumulación superficial. La consistencia de las rocasdesempeña un papel secundario en el moldeamiento de las pedimentaciones. Las superficies de las regionessemiáridas ubicadas en el sector de grandes canales de desagüe pueden fragmentarse y contener una red desurcos delgados.

2.2.2.2.4 Terrazas

Las terrazas son cuestas allanadas y limitadas en la parte superior e inferior por escarpas abruptas. Las terrazas fluviales son restos de antiguos suelos que han permanecido después de volver a afondarse los valles.Las terrazas fluviales no acompañan las aguas a lo largo de todo el cauce. Mucho más importante es que ellasse presentan en varios sitios a la misma altura dentro del perfil longitudinal del valle y con sedimentaciones equiparables. Las causasprovienen de los movimientos de la corteza terrestre, de los cambios eustáticos del nivel marino, de lasfluctuaciones climáticas y de las intercepciones fluviales. Éstas ocurren cuando la relación entre la acumulacióny la erosión está perturbada.

La causa de la formación de terrazas se debe a movimientos tectónicos como fases prolongadas de levantamiento sobre todo en las regiones latinoamericanas de gran actividad tectónica. En estos casos lasterrazas se moldean en la porción de la corteza levantada pues el río se ve forzado a incidir en ese lugar paravolver a alcanzar luego el nivel de su curso previo. Las terrazas condicionadas por actividades tectónicas estándistribuidas en todas las zonas latinoamericanas afectadas por dichos movimientos, sobre todo en los Andes y otras cordilleras.

Las fluctuaciones eustáticas del nivel del mar obran directamente en el comportamiento erosivo de los ríos.Si baja el nivel del mar, se produce una erosión en profundidad desde la costa hacia tierra adentro. Las pausasofrecen la posibilidad para que se amplíen las vaguadas por la intensificación de la erosión lateral. Si sube elnivel del mar, el río acumula sedimentos. Estas terrazas se hallan especialmente en las regiones cercanas a loslitorales latinoamericanos.

Los movimientos de la corteza terrestre y las fluctuaciones climáticas son los principales factores que producenla formación de terrazas en el interior del continente.

Las influencias de las fluctuaciones climáticas atañen sobremanera a los cauces fluviales. Si varían eldrenaje, la composición de las dimensiones granulares y el volumen del material acarreado por el río, cambia


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también el efecto morfológico.

En la era glaciar surgieron grandes llanuras de grava dentro de los Andes y las regiones aledañas a la cordilleraen las que se formaron incisiones fluviales durante los períodos más cálidos (períodos interglaciares). Elmaterial erosionado de los glaciares volvió a ser sedimentado por los ríos en las llanuras de grava pues lasaguas discurrían con escasa fuerza a causa de los suaves desniveles y no podían, por lo tanto, seguiracarreando el material que traían. En épocas cálidas disminuía la masa de los glaciares y gran parte delmaterial suelto de las morrenas estaba cubierto con vegetación y protegido contra los factores erosivos. Dadoque los glaciares se iban derritiendo, los ríos tenían más agua y fuerza para entallar las superficies de gravas.

Por ese motivo existen numerosas terrazas originadas por factores climáticos pues muchos ríos estánrelacionados con regiones cubiertas antigua o recientemente de glaciares. Terrazas típicas de la cordilleraandina acompañan al río Mendoza a lo largo de su curso.

2.2.2.3 Relieves cóncavos

Un conjunto de montañas se convierte en una cordillera después de haberse formado relieves cóncavos. Esosrelieves son los valles, las concavidades sin desagüe en donde el agua se acumula en lagos o la sal en salares,y las cuencas intramontanas que bien pueden estar desprovistas de agua.

2.2.2.3.1 Cuencas intramontanas

Las cadenas montañosas están separadas parcialmente por gargantas y valles sumamente profundos. Estosaccidentes topográficos, por lo general de origen tectónico, se hallaban en el pleistoceno en las zonas máselevadas de los desagües glaciares y en el ínterin han sido moldeados de manera fluviátil. En los Andestropicales, numerosas gargantas dividen las pendientes de la cordillera, entre otras, la más honda del mundo: elcañón de Colca, cerca de Chivay, Perú.

En los Andes meridionales el valle longitudinal del centro de Chile es una división de origen tectónico quecomienza en los canales a unos 47° de latitud sur. Entre los 33° y 27° falta, s in embargo, la clara depresiónmorfológica entre la cordillera del litoral y la elevada. Llegando a Copaipó empieza una hondonada marcadahasta el lugar en donde los Andes doblan hacia Arica. Esta depresión está limitada en parte por interferenciasperceptibles y su área central se denomina Pampa del Tamarugal. La disposición de esta depresión también estectónica y penetra hasta grandes profundidades. Las zonas de depresiones intramontanas separan también lascadenas montañosas de la cordillera central. Por ejemplo, la hondonada con numerosos salares —el Salar deAtacama— ubicada entre los 2.500 y 3.500 m de altura que separa la precordillera de la cordillera alta. Sepresume que esta depresión es una porción hundida de la corteza terrestre.

Marcantes depresiones dividen las cadenas montañosas de los Andes septentrionales. El ancho valle del ríoMarañón está ubicado entre la cordillera occidental y la central. El callejón interandino, ubicado en Ecuador entre los 2. 500 y 3.000 m de altura, está rodeado por el ramal occidental y el oriental de la cordillera andina.Esta fosa está rellenada con gruesos sedimentos piroclásticos alternando con depósitos glaciovolcánicos de loslahares—recias coladas de barro proveniente de sedimentos glaciares y cenizas volcánicas. Inmensas formacionesvolcánicas se divisan a lo largo de esta depresión.

Las impresionantes fosas tectónicas que forman los valles del Cauca y Magdalena subdividen los ramalesindividuales de la cordillera colombiana. Paquetes de gruesos sedimentos rellenan los valles parcialmente los cuales se caracterizan por notables terrazas de grava. Cualquiera que haya seguido las huellas de Humboldt ode García Márquez navegando por el Magdalena puede confirmar la gran acumulación de sedimentosarrastrados por el río. Para quienes no han tenido la suerte de hacer ese viaje, recomendamos la lectura de "Elamor en los tiempos del cólera", excelente novela de García Márquez en la que la pluma del autor retrata demanera magistral los rasgos de esa región.


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La clasificación de cadenas montañosas y cuencas intramontanas no es tan marcada en Centroamérica comoen Sudamérica pues faltan las grandes dimensiones. Los elevados volúmenes de precipitaciones y el drenajeresultante dividen bruscamente las vertientes de la cordillera y se imponen abriendo numerosos valles ygargantas pequeñas. El accidente más pronunciado es el valle del río Balsas que separa geológicamente aMéxico del resto de Meso y Centroamérica.

2.2.3 Formas de las Llanuras (Tierras bajas)

Sudamérica se caracteriza por medio de tres grandes llanuras: la del Orinoco[1],la del Amazonas[2] y la de La Plata[3]. Mientras que los Llanos del Orinoco y del Amazonas se encuentran dominados -cada uno- por una gran corriente, las llanuras de La Plata están irrigadas por varios ríos (Uruguay, Paraguay, Paraná), ycompuestas por cuencas sin desagüe (Pantanal, Mato Grosso, Gran Chaco) y por la Pampa extendida hasta elRío Negro. Las formas de estos relieves son determinadas por la intensidad de las aguas circulantes, por lacantidad de agua, por la velocidad del flujo, por el régimen de desagüe y por los sedimentos transportados porlos ríos (hidrología[4]). Aquí se describen más bien las formas y no las fuerzas y procesos que originarondichas unidades topográficas. Centroamérica carece de grandes llanuras fluviales. Típico del relieve de lacostas de ese continente son las llanuras litorales o "planas" que contrastan con las cordilleras, las montañascentrales y con el paisaje cárstico. Estas llanuras están sujetas a las leyes de formación de las costas[5].

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.3[2] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.1[3] ver capitulo 3.2.1.1.1[4] ver capitulo 3.2.1[5] ver capitulo 2.1.1.7

2.2.3.1 La llanura o Tierra baja del Amazonas: Várzea y tierra firme

La cuenca del Amazonas bate varios récords:

La Tierra baja tropical del Amazonas es, con sus 4,5 millones km², la más grande del mundo.Su extensión de 6.518 km convierte al Amazonas en el río más largo de la Tierra, seguido por el Nilo.La cuenca hidrográfica del Amazonas abarca una extensión de 7,2 millones km²El caudal medio anual de este río alcanza cerca de 180.000 m³/seg. El Amazonas conduce hacia elocéano Atlántico 37 millones de km³ de agua dulce (hidrología[1]).

La delimitación de la Tierra firme del Amazonas se encuentra en donde aparece el primer rápido sobre el lechorocoso, en el curso inferior de los afluentes. El tapíz forestal uniforme sobrepasa esa delimitación. En ese caso,el límite se encuentra en la transición del bosque lluvioso[2] al de comunidades de plantas de hojas caducas.

La configuración geológica de la Tierra baja del Amazonas ha experimentado un desarrollo lleno de cambios, alo largo de la historia de la Tierra. Ya en el Paleozoico,[3] había una extensa depresión en esa región, ubicadaentre el área de las antiguas montañas del Escudo Guayanés y del Brasileño. Dicha depresión se encontrabaocupada por una amplia bahía del océano Pacífico. Desde el Silúrico hasta el Carbonifero fueron depositadosdiferentes sedimentos. En el Terciario,[4] las nacientes montañas de los Andes cercaron el antiguo espaciomarino. En el área oriental del Arco, se desarrolló un lago continental, en el que se depositaron gruesas capasde material cretácico y terciario. El desagüe de ese lago hacia el Atlántico, tuvo lugar durante el Terciario. Deahí, que la actual Tierra baja del Amazonas esté constituida, en su curso inferior, por una línea estrecha desedimentos del Terciario superior y del Cuaternario, que se extiende parcialmente hasta la masa brasileña. "Porencima" de Manaus, la cuenca del Amazonas se expande y se extiende de norte a sur sobre 2.000 kilómetros.


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véase también: Geología de la cuenca del Amazonas[5]

La morfologíade la cuenca del Amazonas es determinada por el relieve, el clima y la vegetación. A pesar de las constantesprecipitaciones, las fluctuaciones de las aguas son muy notables. Éstas alcanzan, en el curso inferior de lacuenca, diferencias entre 6 y 10 metros, y en la sección media, entre 10 y 15 metros.La corriente construye unsinnúmero de ramificaciones en las crecidas, y después de la riada, tienen lugar modificaciones en algunosafluentes, en la orilla y en el suelo del río. Como consecuencia de eso, se origina una gran diferencia entre lavega, llamada várzea y la tierra firme que se mantiene exenta de inundaciones en las épocas de lluvia.

El área de la desembocadura forma, con las aguas del río Tocanti y la del Para, un enorme delta[6]. En dichaárea, las corrientes de las mareas son más fuertes que las del río. Con frecuencia, la marea alta se convierte enuna gigantesca y peligrosa ola, bautizada Pororoca por los nativos de la región. Las mareas recorren elAmazonas aguas arriba por más de 600 kilómetros.

El declive del Amazonases mínimo. Por ejemplo Manaus, que se encuentra a 1.600 kilómetros de la desembocadura del río, está a 26metros de altura. El Amazonas abandona los Andes a 3.500 kilómetros río arriba. Los afluentes del Amazonasalcanzan la Tierra baja en una altura que oscila entre 150 y 200 metros. La gran cantidad de agua y la profundidad del Amazonas son factores que facilitan la navegación de grandes barcos hasta Manaus, y hastaIquitos inclusive.

El Amazonas transporta gran cantidad de material. A causa de la descomposición química intensa, el materialse compone, en gran parte, de materia disuelta, y de partículas sólidas, que pueden ser transportadas, incluso,en declives mínimos.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.1[2] ver capitulo 5.4.1[3] ver capitulo 1.1.1[4] ver capitulo 1.2.2[5] ver capitulo 1.3.1.2.1.1[6] ver capitulo 2.1.1.3.3.2


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2.2.3.2 Diques ribereños y lagos de Várzea

El modelado del paisaje fluvial del Amazonas y el de sus afluentes es determinado por las fluctuaciones del estado de las aguas. Con el tiempo, el río construye terraplenes en sus orillas, con el material que ha sidotransportado durante las crecidas. Dichos muros no son alcanzados por las inundaciones menores, lo posibilita el asentamiento. De ahí su gran importancia para las personas que habitan esas riberas, entre otras razones,porque permite la práctica de actividades económicas como la ganadería. Los daños severos tienen lugar enesas zonas, cuando las crecidas inundan también los diques ribereños. Las Várzeas, unas áreas extensas quese inundan todos los años, se encuentran enfrente de los largos terraplenes. Después de las inundaciones, loslagos de Várzea se mantienen por varias semanas. Las zonas de Várzea son muy fértiles, ya que sonabastecidas con nutrientes frescos todos los años, contenidos en el lodo transportado por las crecidas. Èstasofrecen, por lo tanto, ricos suelos para la práctica de la agricultura durante los meses secos. La tierra firme, encambio, es pobre en abono mineral. Eso se debe, porque esa zona nunca es afectada por las inundaciones. Las rocas sedimentarias son, por lo general, pobres en nutrientes.

2.2.3.3 Llanuras costeras, deltas y estuarios

En el noreste del Escudo Guayanés se extiende una vasta llanura costera de unos 100 km en la región del deltadel Orinoco. La costa se estrecha hacia el sureste interrumpida por algunos espolones en las inmediaciones de Cayena. Detrás de una zona ancha de lenguas terrestres se extienden vastas depresiones atravesadas por ríosexplotables de manera intensiva.

El delta del Orinoco abarca una superficie de unos 40.000 km². El brazo más caudaloso del delta es el Imatacaproveniente del sur cuyo brazo septentrional desemboca en el golfo protegido de Paria, siendo éste el másimportante desde el punto de vista económico porque es navegable y los yacimientos de hierro se hallan en laszonas aledañas. En numerosos brazos del delta hay manglares.

El litoral caribeñose extiende a lo largo de la costa septentrional de Venezuela hasta las regiones colombianas del Caribe. Lacordillera de Mérida que supera los 5.000 m separa las llanuras orinoquenses del lago de Maracaibo. Lasmontañas se extiende a lo largo de la costa formando la cordillera del litoral caribeño. Esta cordillera ubicadaentre el límite de la placa suramericana y la del Caribe es una de las regiones de mayor actividad tectónica de laTierra. El paisaje consiste en escarpadas cadenas montañosas yuxtapuestas entre cordilleras elevadas ycuencas sumamente hondas. En esas concavidades, sobre todo en la cuenca de Maracaibo hay cuantiosas yacimientos de hidrocarburos que han convertido a Venezuela en uno de los países exportadores de petróleomás importantes del mundo.

La desembocadura del Amazonas abarca una superficie de 300 km de ancho. El delta del Amazonas se desarrolla por la acción de las mareas y se convierte en un inmenso estuario por donde discurren corrientes provenientes de los cuatro puntos cardinales. Los verdes bosques tupidos de los islotes cambian frecuentemente su forma porque el límite entre la tierra y el agua cambia siempre con las mareas. En estaregión se halla la isla fluvial más grande del mundo. La isla de Marañón abarca una superficie de 42.000 km².Esta isla limita en el noreste con el Atlántico. El Amazonas discurre en el norte y en el noroeste con sus tresbrazos principales de aguas marrón-grisáceas que se vierten en el azul océano del Atlántico. En el sur discurreel río Paráque recoge las aguas de todos los afluentes del delta. Las mareas actúan en esta región perceptiblemente. Ladiferencia entre bajamar y pleamar asciende hasta 4 metros en la costa.

Debido a los escarpados accidentes topográficos de los Andes hasta el Pacífico sólo hay tramos cortos deplayas o las montañas terminan justo en el mar. El mayor desnivel topográfico del mundo se halla entre la fosaoceánica de Perú-Chile a 8.000 m de profundidad y el volcán Ojos del Salado a 6.880 msnm a una distancia de300 km.

La región costera de Brasilforma una faja delgada interrumpida con frecuencia por espolones y cabos que sólo alcanza en pocos sitios los80 km de ancho. Detrás de una serie de arrecifes formados de areniscas o corales sigue una zona ancha de lenguas terrestres, la restinga, una playa llana con crestas playeras y extensas dunas. Y detrás de esta zona losríos no suelen tomar el atajo más corto para llegar al mar. Numerosos brazos fluviales, ramales y especies delagunas forman una región anfibia cuyos áreas más hondas están pobladas de manglares. Placas desedimentos pliocenos pobres en minerales cuyo tamaño oscila entre los 60 y 80 m de altura descuellan sobrelas fértiles llanuras.

En Centroaméricano hay muchas llanuras costeras extensas. Una faja delgada de tierras bajas parcialmente enarenadas rodea las escasas costas del Pacífico centroamericano. De manera abrupta asciende la cordillera ásperamentedividida por numerosos ríos con abundantes desniveles.

La costa atlántica, en contraste, es menos accidentada que la del Pacífico. Extensas llanuras circundan el maren Guatemala, Honduras y Nicaragua.

referencias en este capitulo:


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[1] ver capitulo 5.4.1.6[2] ver capitulo 2.1.1.3.3.1[3] ver capitulo 2.1.1.7.1[4] ver capitulo 5.4.1.5.3

2.2.4 Formas de los escudos antiguos, de las mesetas de basalto y de las montañas ycolinas centrales

El oriente suramericano está formado por remotas articulaciones de la corteza terrestre originadas ya en elprecámbrico. El elemento principal es la masa brasileña que comprende el macizo guayanés y macizobrasileño. La masa patagónica se halla en gran parte sumergida bajo las aguas de la plataforma continentalubicadas en frente del litoral argentino y es la base de las mesetas patagónicas. Predominan las rocasmetamórficas (mica-esquistos, cuarcitas y gneises). Las rocas y la tectónica son indicios de que otrora África, laIndia meridional y el oriente de la Antártida habían constituido el continente de Gondwana. En los márgenes deesas remotas masas se han originado relieves causados por pliegues y fragmentaciones durante diversas fasesorogénicas. Los primeros movimientos de la corteza terrestre quebraron en numerosos fragmentos las antiguasformaciones rocosas a causa de su rigidez. El desmoronamiento de la corteza produjo el arrastre de materialvolcánico que rompió el zócalo rocoso creando una gigantesca meseta de basalto de 800.000 km² durante eltriásico que nos obsequia en la actualidad esos caprichosos peñascos que ornamentan el litoral brasileño. Lasmesetas de basaltoformadas por capas de rocas extrusivas están dispuestas como estratos escalonados y superpuestos de variosmetros de grosor.

A partir del final del mesozoico, el macizo brasileño y el guayanés establecen el lindero con el océano Atlántico.El litoralconstituido de sedimentos jóvenes pronto asciende de manera escalonada y escarpada hasta convertirse enmacizo. El vértice del umbral se halla cerca de la costa. Hacia el occidente se forma un talud continental que sigue el curso de las aguas sobre el cual se conservan las capas de sedimentos jóvenes como regionesescalonadas por estratos o mesetas. De ahí el contraste entre el relieve irregular de la costa y el paisajemonótono de las mesetas.

Los paisajes de estratos escalonados constituyen un tipo morfológico de relieves muy difundido en estaregión. Los paquetes de material estratificados están compuestos de diferentes rocas resistentes y se erosionanpor denudación de diversas maneras. Las rocas más resistentes se erosionan más lentamente y se estratificanmientras que las rocas blandas, desde un punto de vista morfológico, forman las partes planas de los estratos.Cuando estas rocas se quiebran violentamente, los pisos o estratos resaltan en el paisaje de manera imponente. Los climas húmedos aceleran la formación y el desgaste de los pisos; los climas secos, en cambio,retardan los procesos y por eso su acción no transforma los relieves.

Cuando las rocas están dispuestas en sentido horizontal, como en el caso de la Patagonia oriental, se habla de mesetas. En la región del Jura se desarrolló una capa gruesa de lava por violentas acciones volcánicasllamada Seria Porfíricasobre la cual se sedimentaron posteriormente arenas marinas. Los remanentes de las montañas resultantes dela división de la altiplanicie se denominan "mesas" y en la Guayana venezolana, tepuis. La altura de estasformaciones orográficas oscila entre los 1.500 y casi 3.000 m rodeadas por la pluviselva y son restos delEscudo Guayanés. Una intensa actividad morfológica se manifiesta en las laderas escarpadas de los tepuismoldeadas por los recios aguaceros del clima tropical. Hacia el occidente descuellan tepuis de arenisca en lasáreas más elevadas del Escudo siendo el Roraima con sus 2.772 m el más alto de todos. En las inmediaciones


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del valle orinoqués el macizo se interrumpe abruptamente después del Cerro Duida cuya cima bordea los 2.395m de altura.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 1.3.1.1.1[2] ver capitulo 1.3.1.1.2[3] ver capitulo 1.3.1.1.3[4] ver capitulo 1.3.1.2.1.3

2.2.4.1 Cataratas y saltos

Los saltos son aguas que caen verticalmente desde un piso altitudinal en un lecho fluvial. El piso puede habersido originado por fallas, desgaste abrupto de desniveles o por erosión glaciar. Cada relieve desde donde caeun salto se va desgastando porque la erosión acarrea material constantemente. Al pie del salto se forma unadepresión profunda debido a que el agua choca contra la pared y lava permanentemente el piso. Las cascadasgrandes se denominan cataratas.

En los remotos escudos de Guayana y en las mesetas de basalto ubicadas en los l inderos de Argentina con Brasil hay cataratas impactantes.

El imponente Salto Ángel, llamado en lengua pemona Cherún Merú, se halla en el Escudo Guayanésvenezolano y tiene una caída libre de casi 1.000 m. de altura. La región del Escudo Guayanés pertenecetodavía a las escasas zonas intactas de la tierra. También los saltos del Roraima y las cataratas de Kaiteur enGuyana no dejan de ser espectaculares.


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Las cataratas de Iguazú en la región limítrofe entre Argentina y Brasil pertenecen a uno de los espectáculosmás impresionantes de este planeta. Desde un ancho frente de casi 100 m de altura se precipitan lascaudalosas aguas de estas cataratas.


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2.3 Geomorfología (climática) regional

Sobre todo en la geomorfología regional se perciben las distintas perspectivas de las "escuelas". La Escuelageomorfológica climática hace énfasis en la acción del clima actual y de los anteriores con respecto al moldeamiento de los relieves. Cada clima tiene su meteorización específica. La meteorización químicapredomina en condiciones cálidas y húmedas, y, en las secas y calientes o sumamente frías rigen las físicas,pudiéndose observar las más diversas escalas de intensidad y de relaciones de mezclas en ambos tipos demeteorización. Cada clima produce diferentes formas erosivas. Éstas dependen, entre otros factores, de losmedios de transporte como el hielo, el agua, el viento y la fuerza de gravedad. En los climas áridos casi no haytransporte de material y los paisajes se ahogan en su propios escombros. Lo contrario ocurre en climas endonde varían las lluvias. Al comenzar las temporadas de lluvias sobrevienen arroyadas que arrastran todos losmateriales sueltos y pliegan las pendientes. Los climas tropicales siempre húmedos, por el contrario,desintegran las rocas a tal profundidad y lavan las diferencias topográficas tan a fondo que se originanaplanamientos tanto de la superficie terrestre como de la rocosa ubicada debajo de la primera —en otraspalabras, un "doble aplanamiento" que es la causa de la formación de las penillanuras. Y finalmente lascondiciones climáticas ocasionan también la impresión de relieves acumulativos específicos (formas desedimentaciones o depósitos). Las altas cordilleras de regiones áridas frecuentemente cuentan conpedimentaciones extensas en las que los pedimentos modelados en la roca se convierten imperceptiblemente en las superficies de gravas de los glacis. Las regiones semiáridas, por el contrario, se caracterizan portorrentes "ahogados" en masas de grava y en donde rige el hielo, se originan finalmente morrenas y extensas superficies de grava y arena en las regiones premontanas.

Al contrario de la morfología estructural marcada por procesos endógenos, la escultural está moldeadaprincipalmente por el clima y las fuerzas exógenas.


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referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 4[2] ver capitulo 2.1.1[3] ver capitulo 4.2.4

2.3.1 Fundamentos de la geomorfología climática según Büdel

La morfología escultural parte de que los factores exógenos influyen sobremanera en las formas de lassuperficies —al contrario de lo que opinan los geomorfólogos estructurales para quienes el relieve se moldeaprimariamente a través de procesos endógenos. . Mas en esta escuela también han surgido otras tendencias,como la morfodinámica, hasta culminar en la geomorfología climática justo después de la Segunda GuerraMundial gracias a los aportes de Büdel (1950) y Wilhelmy (1955).

Esta teoría plantea que el clima (la diversidad climática) junto con las rocas (la litodiversidad), los suelos (laheterogeneidad pedológica) y la vegetación (la fitodiversidad) son los factores más influyentes en elmoldeamiento de los relieves. De acuerdo con las actuales regiones climáticas de la Tierra, es precisodiferenciar las zonas morfológicas en donde se desarrollan procesos específicos de moldeamiento bajocondiciones climáticas divergentes. La geomorfología climática coincide, empero, en que las condicionesclimáticas han cambiado siempre en el transcurso de la historia de nuestro planeta. Por ese motivo, esta cienciaestablece diferencias entre diversas generaciones de relieves y habla de formaciones fósiles y modernas. Maslos relieves moldeados en climas remotos a menudo se entremezclan con los que están madurando en laactualidad.

Büdel ha sido el primero en atreverse a elaborar una zonificación de la Tierra según una morfología climática yhace una distinción entre ocho zonas parciales caracterizadas por los aspectos siguientes:

la zona glaciarcon sus inmediaciones en las que se forma un relieve subglaciar a causa de la acción de los hielos, de lasheladas y de las aguas fundidas que discurren debajo del hielo. Esta zona se ha lla en Latinoaméricasobre todo alrededor de las regiones glaciares de las altas cordilleras. Ahí se encuentran todas las formastípicas de una serie glaciar.La zona subpolar, un moldeamiento excesivo de valles en el área de permafrost con una meteorizaciónfísica dominante. Una zona caracterizada por formaciones de valles y arrastre de grandes cantidades dematerial durante el período de descongelación. En Latinoamérica, esta zona se manifiesta de manerapronunciada como piso altitudinal y está situada debajo de las regiones cubiertas de glaciares. El paisajeno se asemeja al abrupto de las altas cordilleras por la llanura de los suelos corridos, apartando lascumbres más elevadas y los sólidos peñascos.La zona ectrópica, una formación retardada de valles en la que la erosión actúa de manera moderada porla meteorización física y química, y, sobre todo por la vegetación existente en condiciones naturales. Laerosión tiene lugar preponderamente por transporte fluvial y, en menor medida, por movimientos dependientes. Esta área no cubre gran parte de Latinoamérica, en realidad, sólo el centro y sur de Chile.En la zona subtropicalde formaciones mixtas de relieves se superponen las influencias septentrionales y meridionales de manera espacial como temporal. En la zona fría invernalcon sobreimpresión superficial se hallan los paisajes característicos de cordilleras "ahogándose" en


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escombros. Ahí predomina la meteorización física. Por ese motivo caen considerables cantidades deescombros que las aguas corrientes acarrean temporalmente a las llanuras inclinadas. Surge entonces un sistema de pedimentación cordillerano.La zona templada secaen la que las superficies se conservan y vuelven a moldearse está representada por las regionesdesérticas en donde soplan los alisios y predomina una meteorización física. Las zonas más antiguas seconservan en gran parte. Las actividades eólicas se manifiestan con claridad en el moldeamiento de lassuperficies. Procesos químicos en llanuras y vaguadas se hallan incluso en primer plano (meteorizaciónsalina); sin embargo, todos éstos son productos de la meteorización física penetrante pues apenas unacantidad mínima de material puede ser acarreada a causa de la falta de precipitaciones.La zona tropical marginalde formación excesiva de relieves está caracterizada por la meteorización química. La erosión superficialcausada por aguas que corren periódicamente moldean a largo plazo las penillanuras.En la zona intertropical de formación parcial de superficies predomina la meteorización química. Lafuerte humectación dificulta la formación de relieves a causa de la densa vegetación. El tupido techo delfollaje recoge la lluvia atenuando el efecto morfológico. Los derrumbes y deslizamientos de tierra gananimportancia por la elevada humectación del suelo incluso en pendientes moderadas.

Otros científicos también han elaborado clasificaciones zonales de la superficie terráquea según las típicascombinaciones de procesos recientes (Wilhelmy, Hagedorn y Poser).

2.3.2 Fundamentos de la geomorfología climática según Wilhelmy

Los movimientos tectónicos, es decir, las fuerzas endógenas, definen el punto de partida de todos los procesostransformadores de relieves.

Como ejemplo nos valeremos en este caso de los perfiles de las pendientes de rocas masivas que cambian deuna zona climática a la otra, mas ellos, sin embargo, corresponden a los perfiles normales geomorfológicosclimáticos de cada una de esas zonas, lo mismo que las vertientes compuestas de otros tipos de rocas.

En los trópicos siempre húmedos surge al pie de la vertiente una superficie cóncava y profunda cubiertapor un manto meteorizado de selva pluvial.En los climas en donde la humedad varía se forman perfiles convexos de vertientes después de unfuerte plegamiento. En épocas de lluvias, el agua arrastra los escombros que caen de las vertientes.En climas totalmente áridossaltan a la vista perfiles cóncavos en donde el pie del monte aislado siempre permanece dentro de mantode escombros.

La transformación geomorfológica climática de los relieves puede clasificarse según 4 tipos de dirección:

planetaria,hipsométrica,centroperiféricay transformación de relieves de este a oeste.

En esta transformación topográfica cambian 5 factores parciales del sistema total: meteorización, tipo de suelo,de erosión, de transporte y de sedimentación.

referencias en este capitulo:[1] ver capitulo 2.1.1.1

2.3.2.1 Transformación planetaria de relieves

La transformación planetaria de los relieves describe el cambio de procesos morfológicos condicionado porel clima desde los polos hasta el ecuador. Cinco factores parciales del sistema total pueden cambiar de unazona climática a otra.

2.3.2.1.1 Meteorización

Dependiendo de la temperatura y las precipitaciones, la meteorización variará en relación con las condicionesquímicas y físicas y con la meteorización superficial y profunda.

La meteorización física domina en regiones áridas de climas en donde cambian a diario las heladas, mientrasque la meteorización química se manifiesta en zonas cálidas y húmedas. La meteorización superficial yprofunda se comporta de manera bastante similar.

La valoración morfológica de las rocas cambia también de acuerdo con el tipo de meteorización dominante. Elgranito, por ejemplo, es una roca morfológicamente dura en regiones en donde reina la meteorizaciónsuperficial, mientras que en los trópicos reacciona a la meteorización intensa en profundidad como una roca


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sumamente fragmentable. Diferencias semejantes encontramos en otros tipos de rocas.

El resultado, distintos tipos de meteorización e intensidades:

—Escombros en bloques de cantos afilados originados sobre todo por la meteorización mecánica quepredomina en los climas polares, en las zonas en donde fluctúan a diario las heladas en las altas cordilleras yregiones áridas. En los desiertos disminuye la meteorización química a causa del déficit de agua. En lasregiones polares aunque hay suficiente agua, las bajas temperaturas obran de manera química. Por ello dominael agrietamiento por el calor y la sal en las regiones áridas y el del hielo en las zonas polares.

—Bloques de formas redondeadas similares a sacos de lana se originan en los trópicos en donde llueve muchoa causa de la meteorización química. La meteorización obra en las rocas a lo largo de los precipicios y ataca alos paralelepípedos desde adentro hacia afuera en planos paralelos a las superf icies. Los bloques recientesnadan por ese motivo en detritos meteorizados. Los bloques están asentados entre escombros en climas dehumedad cambiante con temporadas lluviosas pero están rodeados de costras de limonitas.

—Meteorización del núcleo rocoso ocasionada por la acción de la humedad nocturna en rocas ubicadas en elárea limítrofe entre regiones áridas totalmente y climas áridos sólo en las estaciones anuales, al contrario de lameteorización de bloques. En contraste con la meteorización de adentro hacia fuera, surgen solucionesminerales en las regiones áridas que ascienden de manera capilar y se sedimentan luego en las cortezas durasde las superficies rocosas.

2.3.2.1.2 Tipo de suelo

El tipo de suelo depende en primer lugar del clima, la cubierta vegetal y el lecho rocoso. En climas moderados yhúmedos los suelos forestales que recubren los calcáreos son pardos y en las regiones calientes y húmedas,rojos. En segundo lugar se meteorizan diversos lechos rocosos dentro de un mismo clima en suelos también delmismo color. La arcilla roja (Rotlehm) tropical es el resultado de una meteorización máxima de procesosquímicos bajo la acción permanente de temperaturas y grados de humedad elevados. Las corrientes de aguassubterráneas que descienden arrastran nutrientes minerales de color oscuro; la coloración castaño-rojiza resultade la gran cantidad de óxidos férricos, hidróxidos férricos y alúmina que contienen esos suelos.

Cuando hay agua en abundancia, los ácidos silícicos se comportan móviles y activos. La gran parte de losácidos silícicos se desplazan a través de las aguas subterráneas y los ríos hacia el mar en los climas calientes yhúmedos. En los semiáridos, por el contrario, permanecen en las inmediaciones del lugar originario a causa delascenso capilar del agua del suelo. Por ese motivo se produce la precipitación del cemento silíceo, lasilicificación de sustancias orgánicas (maderas fosilizadas) o la formación de cortezas silíceas en la superficieterrestre.

2.3.2.1.3 Erosión, transporte y sedimentación

La manera cómo se efectúa la erosión está supeditada a cambios planetarios.

El clima de las regiones polares y subpolares caracterizado por heladas en la madrugada y en la nochefavorece una intensa erosión en profundidad. Simultáneamente se produce una intensa erosión superficial acausa de la soliflucción periglaciar —según Büdel, la zona de "moldeamiento excesivo de los valles".

En climas forestales con inviernos fríos desaparecen los fenómenos de soliflucción, así como la erosión enprofundidad. Se produce, en cambio, una fuerte erosión lateral.

En los climas húmedos moderados se produce una erosión lineal pero menos intensa que en las zonas polaresy subpolares —según Büdel: la "zona ectrópica de formación retardada de valles".

En los climas en donde dominan las lluvias invernales y los monzones extratropicales no ocurren procesos erosivos ni denudativos. Büdel denomina la acción de ambos tipos de erosión: "zona subtropical de formaciónmixta de relieves."

En las zonas subtropicales semiáridas domina el lavado de la superficie y la erosión lateral con una marcadadivisión lineal en el área de los grandes sistemas fluviales, —según Büdel: la zona de conservación,sobreimpresión y pedimentación de relieves.

En los climas desérticos desaparece por lo general la erosión lineal o superficial causada por el agua. Laerosión eólica gana importancia.

En las zonas de climas tropicales en donde el grado de humedad varía, incluyendo los climas monzónicostropicales, domina la erosión superficial. Büdel la denomina: "zona de formación excesiva de relieves".

En los trópicos de humedad perenne se presentan fuertes cortes lineales sobre todo en las regionescordilleranas. La erosión superficial desaparece —según Büdel: la "zona intertropical de formación parcial derelieves".

El tipo de transporte


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también está determinado por factores climáticos. En las zonas climáticas húmedas durante todo el año, los ríosperennes arrastran continuamente todos los materiales: sueltos, suspendidos, arena, rocallas), mientras que enlos trópicos en donde cambia la humedad fluyen las arroyadas suavemente en áreas cóncavas de ríos quearrastran pocas rocallas. En los climas extratropicales en donde varían las lluvias, el acarreo de material ocurrede manera repentina por las aguas que fluyen periódicamente. En los climas semiáridos y áridos, por elcontrario, el transporte de material por los ríos o las aguas que corren superficialmente es episódico.

La fuerza del viento como medio transportador de materiales en el desierto corresponde a la fuerza de arrastre glaciar en las regiones de nieves perpetuas. El corrimiento de los suelos es un factor relevante en las regiones periglaciares.

El tipo de sedimentaciónno depende tanto del clima sino de los diferentes relieves que varían de un lugar a otro. Si bien las morrenasestán vinculadas estrechamente con las zonas glaciares y las masas de escombros de soliflucción, las dunas,por el contrario, existen no solamente en los desiertos sino en todas las regiones climáticas a lo largo de lascostas. Lo mismo puede decirse de las llanuras aluviales, los corrededores de grava, los conos aluviales, etc., distribuidos por el mundo entero.

2.3.2.2 Transformación hipsométrica de relieves

Sería un error equiparar la transformación hipsométrica de los relieves con la planetaria. Los suelosestructurados por cambios diarios de heladas de las cordilleras tropicales se diferencian de los cambios estacionarios de heladas en las regiones polares. Las disparidades elementales entre el clima de estaciones anuales y el de cambios diurnos y nocturnos se manifiestan en la morfodinámica. Hay similitudes que saltan a lavista pero no hay coincidencias. La transformación hipsométrica se manifiesta de manera visible sobre todo enlos diferentes procesos de formación y meteorización de los suelos. El resultado es un tesoro de pequeñosrelieves diferenciados de acuerdo con los pisos altitudinales.

El número de pisos altitudinales morfológico-climáticos va aumentando desde los polos hacia el ecuador (véaseel esquema):

2.3.2.3 Transformación de relieves centroperiféricos

Una transformación topográfica de la periferia y el centro resulta de la fuerza de impresión morfológica del climaoceánico y continental. El aire húmedo del mar favorece la meteorización química, produce fluctuaciones detemperatura no muy grandes y reduce la meteorización física en las regiones aledañas a las costas. Al contrariode lo antedicho, en las regiones continentales se manifiestan de manera clara la termoclastia (insolación) y elcriofracturamiento.

De la divergencia entre las regiones costeras y las continentales resultan a menudo diferencias entre losrelieves jóvenes y antiguos expuestos breve o prolongadamente a procesos morfodinámicos.

Un ejemplo: Yucatán, una meseta calcárea convertida en llanura costera de tierra firme en el pleistoceno. Cercade la costa se han formado con el tiempo uvalas —depresiones cerradas formadas por la coalescencia devarias dolinas— y dolinas de colapso escarpadas; tierra adentro se transforma el carst de las dolinas con elaumento de las precipitaciones en calcitas elevadas del terciario inferior, en cimas cársticas y finalmente enconos cársticos desarrollados por completo.

Otros ejemplos opuestos a los relieves centroperiféricos es la transformación topográfica de:


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la alta cordillera, cordillera central y llanurala zona de erosión y la sedimentaria, ydel Curso fluvial superior, medio e inferior

2.3.2.4 Transformación de relieves de este a oeste

La transformación topográfica de este a oeste está basada en los sistemas eólicos planetarios con vientosdominantes provenientes del oriente o del occidente (la corriente circumpolar de la Antártida, los vientostropicales del oriente, la faja de vientos ecuatoriales de occidente). Si hay cordilleras o bordes continentales en la zona de barlovento, estos vientos traerán casi siempre lluvias mientras que el lado de sotavento es más seco.Los vientos determinan el curso de las corrientes marinas y llevan corrientes frías a muchos lugares costeñosubicados en la zona occidental del continente (corriente de Humboldt) y cálidas a las regiones orientales(corriente de Brasil). A ellos se debe la existencia de desiertos costeros en las regiones occidentales y el desplazamiento hacia el polo de arrecifes coralinos a las regiones orientales.

2.3.2.5 Relieves originados en eras anteriores

Desde el punto de vista geomorfológico-climático, las transformaciones planetarias e hipsométricas de losrelieves son una expresión de la diferenciación regional del tesoro topográfico de acuerdo con las zonas y pisosaltitudinales climáticos. En ciertas zonas corresponde la secuencia espacial en sentido vertical u horizontal a uncambio temporal del relieve en el mismo sitio. Por lo general corresponden a las latitudes bajas y altas de espacios conservativos en donde las condiciones erosivas no han sufrido transformaciones fundamentales desde hace tiempo. Los relieves superficiales están impresos ahí según un principio homogéneo.Contrariamente aparecen áreas distribuidas en varias zonas climáticas dentro de las regiones semiáridas ysubpolares en donde se mezclan diferentes relieves fósiles y actuales. En ciertos casos la transformacióntopográfica se refleja en todo el cambio geomorfológico-climático como uno de índole temporal.

Es preciso diferenciar los relieves fósiles de los originados en eras anteriores: los fósiles son consideradosrelictos del pasado geológico que representan en la actualidad relieves en reposo como los acantilados o lasplataformas de rompientes fósiles que han sido paralizados por levantamientos o descensos eustáticos del niveldel mar, o, terrazas fluviales como relictos de valles remotos.

Los relieves originados en eras anteriores también son fósiles pero únicamente en sentidogeomorfológico-climático. El clima actual los puede transformar, destruir, no incidir en ellos absolutamente oapenas de manera leve. La característica fundamental de estos relieves —en contraste con los fósiles— resideen que ellos no han sufrido transformaciones ulteriores al "estilo antiguo" pues el tipo de dinámica morfológicade hoy es diferente.

De acuerdo con lo antedicho, hay que hacer una distinción geomorfológica-climatica entre la estratificacióncompacta (un sólo estrato) —adecuada únicamente a relieves superficiales, exenta de relieves originados eneras anteriores, por ejemplo, los trópicos siempre húmedos— y la multiestratificación —relieves de erasanteriores, reconocibles a simple vista, engranados con tesoros topográficos recientes; los relieves de erasanteriores y los recientes aparecen yuxtapuestos.

Si varios tipos de climas actúan consecutivamente en la construcción de los relieves se habla de orogeniapoligenética. Como ejemplo, los paisajes de pisos estratificados dividos como unidad morfológica en dosarticulaciones. Según la irrebatible teoría de Büdel y Mortensen, la primera fase de la formación de superficiescorresponde a los climas tropicales en donde varían las lluvias. En la segunda fase, la intensa erosión lineal"talla" los pisos.

Los relieves que han pasado como unidad dos o más fases de desarrollo están bastante propagados. Comoejemplo, los estuarios. Durante la primera fase de las eras frías del pleistoceno ocurre un hundimiento erosivode los cursos inferiores de los ríos a causa del descenso eustático del nivel del mar. En la segunda fase loscursos inferiores de los ríos se desbordan por el ascenso posglaciar del nivel de mar y se transforman endesembocaduras en forma de embudo extendidas tierra adentro. En mares con mareas débiles se origina undelta hacia el mar.

El término generaciones de relieves designa todos los procesos geomorfológicos climáticos del mismo tipo queforman una estructura de varias generaciones topográficas con relieves recientes a pesar de la destrucción odel moldeamiento ulterior.

2.3.2.6 Zonificación morfológica climática según Wilhelmy

Doce complejos topográficos pueden ser resumidos tomando en cuenta todos los factores y condicionesclimáticas actuales que actúan morfológicamente:

Zona 1: zona de glaciares árticos y antárticos

Zona 2: zona de heladas alternantes polares y subpolares


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a) zona polar de mantos de gelifractos periglaciares

b) zona subpolar de tundras

Zona 3: zona boreal de climas forestales fríos en invierno

Zona 4: zona de climas forestales húmedo moderados

Zona 5: zona de climas de estepas forestales, estepas, semidesiertos, desiertos y desiertos montanos fríos eninvierno

Zona 6: zona de climas extratropicales en donde varía la humedad

a) regiones de inviernos mediterráneos

b) regiones de monzones extratropicales

Zona 7: zona subtropical húmeda (climas subtropicales de humedad cambiante con predominio de lluvias,incluyendo los climas de monzones subtropicales).

Zona 8: zona subtropical seca (climas subtropicales con humedad cambiante y predominio de temporadas secas)

Zona 9: climas desérticos trópico-subtropicales

Zona 10: zona tropical marginal seca (climas tropicales con humedad cambiante y predominio de temporadas secas)

Zona 11: zona tropical de humedad cambiante

Zona 12: zona tropical siempre húmeda

Los relieves atesorados en los climas de la cordillera de los Andes están incluidos en las 12 zonas principales.

De acuerdo con H. Wilhelmy, Latinoamérica participa en todas las zonas geomorfológicas climáticas aparte dela zona 1, 2a y 3.


3 Hidrología o: Las aguas de Latinoamérica

La hidrología recopila, describe y explica las propiedades y las formas de manifestación de las aguas encima ydebajo de la superficie terrestre, incluyendo su distribución espacial y las influencias antrópicas. Esta ciencia seocupa tradicionalmente de dos áreas principales: la hidrología marina (oceanología) y la de tierra firma (hidrografía) que comprende a su vez la limnología (estudios de las aguas estancadas), la hidrogeología(estudios de las aguas subterráneas) y la glaceología (origen y distribución de los hielos perpetuos). Noobstante, el desarrollo modernode la hidrología se aleja crecientemente de estas áreas clásicas orientándose más bien a la complejidad delsistema hidrológico. Aquí entran además la hidrología física o teórica, la hidrología aplicada con sus ramificaciones (entre otras, la hidrología operativa, la ingeniería hidrológica, la hidrología regional aplicada).Esta interpretación moderna define la hidrología de manera objetiva y no subjet iva. De acuerdo con ella, lainvestigación de la circulación, el balance y los recursos hídricos, el desarrollo de métodos de predicciónhidrológica para el nivel del agua, el escurrimiento, las aguas subterráneas y los hielos pertenecen a las metasde estudio de la hidrología. En este respecto, el aprovechamiento y el control de las aguas ocupan un puestoimportante en la escala de valores. Tomando en consideración la gran importancia del agua para numerosasdisciplinas científicas, destaca la investigación hídrica por una prolongación interdisciplinaria en la cual lahidrogeografía, la geofísica, la biología, la química y la física son las ramas más relevantes.

La hidrología tiene un significado especial para Latinoamérica porque el continente ha de enfrentarseregionalmente tanto con problemas de exceso como de escasez de agua.

Para la investigación geográfica, las aguas tienen suma importancia. Ellas son parte de la naturaleza y, por lotanto, parte del espacio natural. La hidrogeografía estudia por ese motivo las aguas como parte del espacio natural en sus maneras de manifestarse, las estructuras espaciales que las constituyen, las fuerzas inherentes a ellas y sus efectos, sus prestaciones y aprovechamientos, así como el aspecto genético-temporal. Lageografía, como disciplina parcial, no estudia aisladamente el factor ´agua´ sino en contexto con otros´geofactores´, sobre todo con el clima, el relieve, la vegetación, los suelos, pero también con las accionesantrópicas. Las aguas son parte del potencial del espacio natural ("físico y geográfico") y ofrecen a los sereshumanos muchas opciones para aprovecharlas, mas también cuentan con un potencial de riesgo que no debeser subestimado por los peligros que puede desencadenar en la naturaleza.

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