UNIVERSIDAD DE TARAPACÁ Facultad de Educación y Humanidades Depto. de Ciencias Históricas y Geográficas
GEOMORFOLOGÍA DE LAS ZONAS ARIDAS
MODELADO Y EROSIÓN
Apuntes para estudio de cátedra de zona áridas Profesor: Alejandro Tapia Tosetti Ayudante: Cristian Albornoz Espinoza Zonas Áridas y de Montaña 2011
GEOMORFOLOGÍA DE LAS ZONAS ÁRIDAS MODELO Y EROSIÓN
Delimitación: En lo que respecta a este grupo climático las regiones desérticas se extienden por alrededor de 42 millones de kilómetros cuadrados, un extraordinario 30% de la superficie de la tierra. Ningún otro grupo ocupa un área de tierra tan grande. Dentro de estas regiones se distinguen normalmente dos tipos climáticos: el desierto, o árido, y la estepa, o semiárido. La estepa es una variante marginal y más húmeda del desierto y es una zona de transición que rodea al desierto y lo separa de los climas húmedos que lo bordean. Estas regiones climáticas se encuentran concentradas entre los subtrópicos y en las latitudes medias (Figura 1). Correspondiendo, por tanto, esta nuestra área de interés.
Figura 1: LA DISTRIBUCIÓN DE LAS ZONAS ÁRIDAS EN EL MUNDO
Fuente: TARBUCK, 2005 Generalmente, los climas secos no tienen cursos de agua permanentes o la superficie terrestre está revestida por una cobertura vegetal pobre (herbácea o arbustiva). Según los estudios de los Strahler, entregan además de los dos subtipos mencionados, otro intermedio (STRAHALER y STRAHLER, 2001): 1) Semiárido (o de estepa): PP suficiente para mantener una vegetación de estepas o estepa de pasto. En estas regiones semiáridas la lluvia haciende de 250 a 500 mm. anuales, aunque son habituales los largos periodos de sequías (HOLMES, 1962)
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2) Semidesértico (intermedio): Zona intermedia entre el paso del Ecuador a los trópicos. 3) Desértico (o árido): extremadamente seco con poca precipitación, vegetación resistente a estas condiciones y dispersa. Zonas colindantes a los trópicos (STRAHALER y STRAHLER, 2001): El máximo de precipitaciones de esta zona es de 250 mm. anuales, alcanzado únicamente en los confines del desierto (HOLMES, 1962).
Cabe aclarar que los climas secos son aquellos en los que las pérdidas de agua por evaporación, tanto a partir del suelo, como de la cobertura vegetal, exceden el aporte de la precipitación en un amplio margen. Por su parte, el corazón de los climas secos de latitudes bajas se encuentra en las proximidades de los trópicos. Esto producto de la distribución global de la presión del aire y de los vientos. Mientras que, a diferencia de sus equivalentes de latitudes bajas, los desiertos de latitudes medias no están controlados por masas de aire en descenso asociadas con presiones elevadas, sino que estas regiones secas existen principalmente porque están resguardadas en el interior de grandes masas continentales. Ya sea, por un lado, que se encuentran muy separadas del océano, que es la fuente última de humedad para la formación de nubes y la precipitación, siendo un ejemplo de esto es el desierto de Gobi, en Asia Central (TARBUCK, 2005) (figura 1), o bien que esté separado de este por la barreara contra la lluvia interpuesta por montañas altas cerca de la costa (por ejemplo los desiertos de América del Norte y del Sur, el desierto de Atacama, por ejemplo) (HOLMES, 1962). Tarbuck (2005) señala que, aunque la variable precipitación constituye un factor fundamental para la categoría árida o semiárida, también lo es la distribución estacional de esta y las temperaturas de la zona. Dentro del presente estudio abordaremos el análisis de los modelados de las zonas áridas del mundo, respecto de las principales formas resultantes y los agentes involucrados. Para esto, presentaremos en primer lugar la zonificación árida presente en el mundo según los datos que se tienen actualmente en cuanto a su distribución, por lo que esto nos da el marco temporal dentro del cual abordamos nuestro trabajo. En segundo lugar, hasta esta parte del trabajo, es decir, antes de la exposición que este implica, haremos la presentación del modelado y erosión de las zonas áridas de manera genérica.
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Descripción: Para poder dar comienzo al estudio de las zonas áridas y las formas resultantes estos territorios se podría señalar que son producidas por acciones geológicas denominadas epigénica las cuales actúan desde el exterior hacia adentro (principalmente). Por ende las acciones que integran el conjunto de fenómenos epigénicos se realizan por la acción de la atmosfera y las aguas. Sus efectos se dejan sentir en la superficie terrestre de manera distinta. Unas veces, con el soplo del viento o por la acción que los gases que forman la atmósfera ejercen sobre las rocas; otras, a causa de las aguas corrientes entre los principales aspectos modificadores de la morfología de las zonas áridas (CANDEL et al, 1969). Con lo expuesto anteriormente se podría decir que la tierra se comporta como un organismo en continua e intensa actividad que por una seria de fenómeno y cambios (ciclos geológicos). Estos se realizan, con más o menos lentitud, y por ende vale la pena mencionar cuales son los agentes que actúan con mayor o menor constancia sobre la superficie, en la regiones áridas. En las transformaciones de la morfología de las zonas áridas, estas se caracterizan en las modificaciones continentales (principalmente). Las que por temas metodológicos las dividiremos en tres cambios morfológicos acciones: a) acción de la intemperie, b) acción del viento y por último, c) acción torrencial. A) ACCIÓN DE LA INTERPERIE Cabe mencionar que la atmósfera es uno de los agentes epigénicos que actúan con más constancia sobre la superficie árida. Su trabajo es de extremo complicado, puesto que ella intervienen acciones muy diversas, resultado de la colaboración de fenómenos químicos y térmicos (principalmente), fenómenos que, obrando en general a un tiempo, constituyen la que denominamos acción de la intemperie (CANDEL et al, 1969). En primer lugar hallamos la acción química de la atmósfera. Este fenómeno tiene gran relevancia sobre los materiales que constituyen las rocas. Estos, en general, se alteran, pierden su coherencia y termina por deshacerse esto favorecido por la humedad del aire, el cual es casi inexistente en regiones áridas. A modo de ejemplo tenemos la participación del oxigeno del aire, el cual termina por oxidar y formar con ello productos altamente disgregables; o también se puede hallar el anhídrido carbónico permite a través de la humedad atacar la rocas y destruirlas con gran velocidad (CANDEL et al, 1969; GORSHKOV y YAKUSHOVA, 1970). La acción mecánica de la temperatura, los cambios bruscos de temperatura determina que las rocas se cuarteen y fragmenten (termoclastía). Así, en las zonas desérticas, este fenómeno da origen a los denominados desiertos de piedra (ergs), como los de mayor parte del Sahara. Esta disgregación es sobre toda intensa en rocas heterogéneas como la arenisca. La explicación del fenómeno está dada por la absorción del calor, mucho más rápido, en los minerales más obscuros, que los colores claros de ahí que la roca no se dilate por igual y por ello se crean en su masa tensiones de distinto valor, que determina la fragmentación cada vez mayor de la misma. 3
A modo de ejemplo en el Sahara las oscilaciones diurnas de la temperaturas pueden pasar de los 50º C, se deja sentir un cambio extraordinario en las rocas. Por ende no es rara oír, un ruido seco, similar al de un pistoletazo (rotura de la roca). Así es como se forma el erg del Sahara occidental (CANDEL et al 1969).
FIGURA 2: QUEBRAJAMIENTO DE ROCAS (SIERRA LIMÓN VERDE II REGIÓN)
Fuente: Fotografía de ALBORNOZ (2009)
B) ACCIÓN DEL VIENTO En las zonas áridas se presentan condiciones extremas de sequedad, ya que en estos sectores hay poca humedad, por lo tanto no se puede observar una gran cubierta vegetal. La poca o inexistente capa vegetal, provoca que los vientos sean más veloces, por ende, los materiales superficiales sueltos, con la acción del viento son levantados formando grandes nubes de polvo. Tempestades de polvo oscurecen el cielo, transforman el aire en una ráfaga sofocante y arrastran enormes cantidades de material a través de largas distancias. (HOLMES, 1962). Todo este viento comienza a erosionar el suelo y lo comienza a rebajar (deflación), soltando partículas finas como el limo, que generan gran cantidad de polvo arremolinado y a la vez arrastra a empujones y saltos un material más grueso como la arena, las cuales son transportadas y depositadas en Loess. Estas partículas se depositan principalmente cuando encuentran algún obstáculo, como pequeñas zonas de vegetación, es así como se van produciendo las formaciones de Dunas. Las partículas más finas se las ha llevado el viento y los fragmentos mayores han quedado atrás. Como consecuencia, los cantos rodados y la grava se ha concentrado 4
en las superficies barridas por el viento de la cubierta de derrubios original (HOLMES, 1962). La deflación o el rebajamiento del suelo por erosión, primordialmente se produce en las regiones en donde se pueden observar material arcilloso no consolidado que principalmente se encuentran en cuencas y en las llanuras. Cuando el rebajamiento de estos suelos desérticos es bastante, alcanza los niveles del agua subterránea, dejando como nivel de base, para la acción del viento, el nivel del freático, lo cual, permite que la arcilla se moje y se compacte siendo más pesada, por ende, el viento ya no la puede levantar con facilidad, pero si, puede hacer rodar los guijarros por la superficie, si es que el viento sopla muy bravamente. Con respecto al nivel del freático este puede encontrarse bajo el nivel del mar. Los Pans o depresiones en forma de cazuela de Kalahari y África del Sur, y las depresiones de los desiertos del Norte de África y de Mongolia, fueron todos excavados por ablación. Yendo hacia el oeste desde el Cairo, existe una notable serie de cuencas cuyo fondo se encuentra bastante por debajo del nivel del mar a unos -125m en los marjales salados de la inmensa depresión de Qattara. Algunas de las cuencas más pequeñas alumbran un copioso caudal de agua subterránea a profundidades de -15 a -30m, y han llegado a transformarse en fértiles Oasis (HOLMES, 1962). Otra erosión eólica que es muy importante es la que afecta a las rocas. Este tipo de erosión se produce cuando el viento tiene una gran velocidad y con ella lleva partículas de arena en suspensión, provocando ráfagas de arena las que atacan destructivamente la roca cincelándola, esto provoca la denudación de la roca, en partículas pequeñas que son movilizadas por el viento. La roca al estar constituida por un material blando y duro, no se erosiona de manera perfecta, sino mas bien forma una imagen imperfecta, ya que primeramente se desgasta el material blando y después el material más duro, lo que provoca que la esculpida de la roca sea más bien deforme. Estas partículas o fragmentos que se generaron en el desgaste de la roca son llevadas por el viento y se depositan como un miembro más de un desierto o de una duna, cuando los vientos bajan su intensidad de arrastre o bajan su velocidad. El mayor o menor desgaste de la roca va a depender de la velocidad del viento y la cara más desgastada de la roca va a depender de la dirección del viento. Los fragmentos de roca llevados por el viento igual van hacer erosionados mientras estén en suspensión o se estén movilizando en arrastre y salto, provocando una forma redondeada de los granos de arena, que después son depositados en bancos de arenas. Lo anteriormente analizado, da origen a las dunas, es por eso que a continuación daremos a conocer los tipos de Dunas más conocidos: Dunas Costeras y Médanos: Se forman en las zonas bajas de costa de arena y orillas de lagos, donde los vientos van de agua a orilla, las arenas vuelan hacia tierra y se amontonan formando una cresta, por lo cual es una Duna. Esta arena principalmente es atrapada por vegetación que se encuentra en las zonas bajas cercanas a la costa o por vientos opuestos que son los llamados vientos de cuadrantes, pero si uno de estos vientos es predominante, las arenas emigran en la dirección del viento predominante. “Cuando el viento no está completamente cargado de arena recién adquirida, levanta
mas arena de la vertiente de barlovento y la deja caer sobre la cresta, de donde fluirá 5
por la cara de deslizamiento hacia abajo. Mediante la substracción de arena de un lado y su adición en el otro, la Duna va avanzando” (HOLMES, 1962).
Dunas Desérticas y Arenales: Una gran cantidad del suelo del desierto es producto de la erosión de Rocas, que deposita trozos de rocas de grano gruesos (detritus), mientras que las regiones arcillosas y calizas proporcionan muy poca arena. Con respecto a la acumulación de las arenas “R.A. Bagnold ha explicado c on toda claridad en un magistral estudio, los factores que regulan la forma de las acumulaciones de arena están muy lejos de ser sencillos. Comprenden la naturaleza, extensión y tasa de erosión de la formación que los alimenta; el tamaño de los granos de arena y fragmentos asociados; las variaciones en la fuerza y dirección del viento, y la rugosidad o regularidad de la superficie a través de la cual la arena se mueve y deposita” (Arthur Holmes; 1962).
Basándose en las características recién mencionadas, en este sector Desértico se pueden identificar cuatro tipos de aglomeración de Arenas. A. Arenas móviles: originadas por la velocidad del viento que arrastra, levanta en saltos y mantiene en suspensión partículas de roca erosionada, las cuales, son movilizadas desde el barlovento a la abrupta pendiente del sotavento y así sucesivamente esta aglomeración de arena se va trasladando, cuando sucede esto se van creando acantilados y rocas salientes. Se podría decir que esta Duna es la que posee una forma normal. En sí, la duna esta creada por la dirección y velocidad constante que tiene el viento y por la abundante Arena que posee el sector. También este Arenal es llamado como Duna Transversal.
B. Dunas Semilunares o barjanes: Son acumulaciones de arena de forma aisladas, ya que se dan de forma esporádica. Estas avanzan en el desierto con ondulaciones irregulares y son articuladas lateralmente. Estas se originan principalmente al fragmentarse las dunas transversales por cambios en la velocidad del viento. En sí, para que se produzca esta duna, se necesitan vientos cruzados, que se arremolinen en la zona de al medio de la falda de barlovento, lo que provoca que se desgaste la zona media y se desarrollen las zonas laterales de la duna, dejando una figura semilunar. C. Dunas Longitudinales: Esta duna se produce cuando el viento cambia de dirección, lo que provoca que un brazo de la duna se desarrolle mucho más que el otro llegando a unirse varias dunas hasta formar una cadena.
D. Arenales de Basta Extensión: Pueden ser llanos u ondulados o diversificados, parecidas a las dunas Semilunares y longitudinales en su estructura.
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Figura 3: TIPOS DE DUNAS DE ARENA
Fuente: TARBUCK, 2005
Las Dunas se levantan dondequiera que un viento cargado de arena acumula está en la falda de barlovento de un obstáculo casual. El montículo crece en altitud hasta que se establece un plano de deslizamiento que determinan los aludes sobre el lado abrigado de sotavento. Cuando la duna emigra, los extremos, que ofrecen menos resistencia al viento que la región de la cumbre avanzan más rápidamente, hasta que se extienden en flancos de tal longitud que su poder obstructivo total llega a ser igual al del centro de la duna” (HOLMES, 1962).
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C) ACCIÓN TORRENCIAL Como se mencionó, las regiones áridas, y aún las más desérticas, no están ausentes de precipitaciones, por lo que su acción como agente morfológico no se puede excluir. Los desiertos poseen cursos efímeros de agua, en los que esta puede fluir sólo unos pocos días o quizá tan solo unas pocas horas al año. Aunque algunos años, el cauce puede no transportar agua en absoluto. Sin embargo, cuando se producen precipitaciones densas y esporádicas, cae tanta lluvia que no se puede absorber toda ella. Esto debido a que la cobertura vegetal del desierto es escasa, no se pone prácticamente obstáculo alguno al agua de escorrentía, la cual es, por consiguiente, rápida y crea a menudo inundaciones inesperadas a lo largo de los suelos de valle. Estas inundaciones se producen de repente y desaparecen con rapidez. Dado que la mayor parte del material de superficie de un desierto no está fijado por vegetación, la cantidad de fuerza erosiva ejercida durante una breve precipitación es impresionante. Cabe destacarse que las corrientes de agua, aunque esporádicas, realizan la mayor parte del trabajo erosivo de los desiertos (DERRUAU, 1970). Esto en contraposición, con la creencia habitual de que el viento es el principal agente erosivo que esculpe los paisajes desérticos. Aunque la erosión eólica es, de hecho más significativa, en términos temporales, en las áreas secas más que en ningún otro lugar, la mayoría de las formas del desierto son esculpidas por las corrientes de agua. A pesar de la extrema sequía en tiempos actuales (en contraste hecho por el autor con el período pleistocénico y la característica de que las lluvias se presentaban en períodos más largos), la acción espasmódica de los torrentes se prosigue todavía. Las principales características de las raras tormentas de lluvia del desierto son su errática distribución, su corta duración y su intensa violencia (HOLMES, 1962).
Efectos de las tormentas de lluvias del desierto: Los torrentes, velozmente engendrados en una tormenta que ha descargado en lejanas tierras, arrastran una pesada carga de derrubios mixtos, preparados para ellos durante años de meteorización y erosión eólica. La mayoría de esta carga se precipita en forma de conos de deyección y depósitos deltaicos enfrente de las montañas o escarpado, así que se reduce el poder de transporte por pérdida de gradiente o por infiltración. (HOLMES, 1962).
Transporte de material por la acción del río: 1) Conos de deyección: Acumulación detrítica efectuada por un torrente en el extremo inferior de su curso. 2) Depósitos deltaicos: Depósitos sedimentarios situados en el delta del río.
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Tipos de escurrimientos: 1) La arroyada No todas las lluvias del desierto son tormentas violentas. De todos los puestos de observación del Sahara argelino, sólo en Tindouf las lluvias superan a 30 mm. en 24 horas representan más de la mitad del total. En Ghardaia (Mzab), sólo el 7% corresponde a las grandes tormentas. Sin embargo, estas lluvias torrenciales no faltan, y aunque las lluvias superiores a los 300 mm sean muy escasas en el Sahara, nunca pasan más de diez años sin que alguna estación reitere una de tales tormentas, y de ellas se derivan (DERRUAU, 1970) -
Una arroyada difusa general, corresponde al agua que no se infiltra producto de la saturación del nivel freático, la que escurre por la superficie. También se denominan aguas salvajes. La crecida de los uad o uadi (ríos temporales), que permanecen secos todo el año.
Si exceptuamos los desiertos de Libia y Egipto y los del Perú y Chile septentrional, la arroyada, aunque escasa, puede transformar en pocas horas el relieve del desierto mucho más que el viento que sopla todo el resto del año. Esta acción de arroyada es particularmente intensa en las estribaciones (montañas de baja altura) desérticas. Hay que señalar que la acción del agua corriente es más activa en la mayor parte de los desiertos que en las regiones de la zona templada, morfológicamente hablando (DERRUAU, 1970). La arroyada conduce a formas muy distintas: - abarrancamientos del tipo de cárcavas (surcos o zanjas) (bad-land) - lecho aislado - glacis1. Pero en este último caso, la arroyada es tan sólo uno de los procesos que intervienen. 1.1 Formación de las cárcavas (bad land) El abarrancamiento del tipo de cárcavas consiste en una red de barrancos muy próximos separados por aristas o, por lo menos, por lomas (DERRUAU, 1970). Es característico de las zonas semiáridas, más que en las desérticas, encontrándose incluso en la región mediterránea. Este modelado se da de manera densa sólo en zonas arcillosas y margas (roca sedimentaria compuesta principalmente de caliza). Factores necesarios para su formación: -
el suelo no debe ser detenido por una cubierta vegetal continúa que la roca ceda fácilmente a la erosión lineal la pendiente sea mayor de lo usual para que el fenómeno de arroyada, su cauce, pueda excavar.
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Un Glacis es una suave pendiente, (menor de 10%), generalmente formada por la lixiviación y posterior depositación de las partículas finas de un cono de deyección en una ladera. (DERRUAU, 1970) 9
Debido a que los arroyos de los climas subdesérticos se encuentran muy cargados de derrubios terrigenos móviles gracias a la disponibilidad de estos a la que se enfrentan, por lo que en cuanto disminuye la pendiente quedan paralizados por su propia carga. Por lo tanto, cárcavas solo tienen lugar en las superficies de gran pendiente y de rocas blandas (DERRUAU, 1970).
1.2 Lecho aislado Una llanura desértica que se presente cerca de una montaña que constituya una reserva de agua o de alguna zona de clima húmedo, puede ser cruzada por una corriente de agua; en algunos casos extremos, esta corriente puede ser un gran río permanente (ejemplo: Sir Daria y Amu-Daria, Nilo). El modelado del valle escapa en parte al sistema de erosión desértica, aunque generalmente se trata de un uad.
Figura 4: CAUSE DE CORRIENTE DE AGUA EFÍMERA
Fuente: TARBUCK, 2005
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BIBLIOGRAFÍA. CANDEL, RAFAEL et al (1969). Historia Natural: Geología Tomo IV. Ediciones Instituto Gallach. Barcelona, España. DERRUAU, MAX (1970). Geomorfología. Ediciones Ariel. Barcelona, España. GORSHKOV, GEORGY y YAKUSHOVA, ALEXANDRA, (1970). Geología General. Editorial MIR. Moscú. HOLMES, ARTHUR (1962). Geografía Física. Ediciones Omega. Barcelona, España. STRAHLER, ALAN y STRAHLER, ARTHUR (2001). Geografía Física. Ediciones Omega. Barcelona, España. TARBUCK, EDWARD Y LUTGENS, FREDERICK. (2005) Ciencias de la Tierra: Una introducción a la Geología. Editorial Pearson Prentice Hall. España.
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