Geomorfología climática
Estudia la influencia del clima en el desarrollo del relieve. La presión atmosférica y la temperatura interactúan con el clima y son los responsables de los vientos, las escorrentías y del continuo modelado del ciclo geográfico.
La diversidad de climas representa distintas de velocidades en la evolución del ciclo, como es el caso de los climas áridos con ritmo evolutivo más lentos y de los climas muy húmedos con ritmos evolutivos más altos, como también el clima representa el tipo de modelado predominante; glacial, eólico, fluvial, etc.
Este conocimiento se sintetiza en lo que se denomina «dominios morfoclimáticos».
Geoformas de paisaje glacial
En estos dominios de altas latitudes o de cimas de montañas, en el límite de las nieves permanentes, las temperaturas predominantes durante todo el año son inferiores a 0ºc y la fusión es muy débil o nula.
El escurrimiento es bajo forma de hielo y hay un predominio de precipitaciones como nieve, la cual se transforma en neviza y después en hielo, por compactación y re congelación produciéndose pérdida de aire y cambio en la estructura cristalina.
Este dominio se define por la presencia de glaciares, tanto inlandsis como glaciares locales. Los glaciares continentales ocupan una superficie aproximada de 15 millones de km2, en las regiones polares, Groenlandia y la Antártica y las altas montañas. Su máxima extensión la alcanzaron en el Cuaternario con 42 millones Km2.
Tipología:
Su tipología depende de criterios geomorfológicos, físicos o dinámicos. El criterio geomorfológico considera a la vez su repartición en los continentes, su posición en el paisaje y su grado de dependencia en relación al relieve subyacente.
Se distinguen glaciares locales como los glaciares de valle, de meseta, de desbordamiento, de piedemonte y los glaciares regionales como calotas o casquetes, y los inlandsis.
Glaciares Regionales
Son calotas en forma de cúpula con un perfil convexo en forma de domo. Son independientes del sustrato rocoso que recubren y son glaciares fríos con temperaturas que oscilan entre 25ºc y 40ºc.
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En el conjunto estas dos calotas glaciales representan 97% de la superficie englaciada de los continentes y 99% del volumen de hielo del planeta.
La uniformidad de la topografía en domo de estos enormes glaciares demuestra su independencia del sustrato rocoso que recubren.
El inlandsis antártico cubre algo más de 95% de un continente de relieve muy irregular, posee al oeste una alta cadena de plegamientos situada en el prolongamiento de Los Andes, y un escudo oriental correspondiente a un zócalo precámbrico.
Las cimas más altas y algunos volcanes aun activos como el Erebus de 3743 metros, atraviesan el hielo en nunataks. La calota glacial alcanza el mar casi en todas partes y genera en el océano enormes plataformas glaciares flotantes como la de Ross con una superficie de 550.000Km2 y un espesor de 390 metros.
Sus emisarios más importantes avanzan sobre decenas de kilómetros y su unión crea vastas plataformas flotantes alimentadas por la nieve como la plataforma de Ross que tiene 550 000 km2 de superficie y que termina en enormes acantilados de hielo desde donde se desprenden gigantescos icebergs.
Glaciares Locales
Se localizan en las montañas y están influenciados por el relieve. Sus temperaturas son cercanas a los 0º c incluso en el interior de su masa.
Se encuentran en el límite de las nieves permanentes, que es el nivel por debajo del cual la nieve funde en el verano, y su posición es variable según clima local y la latitud.
Ocurren por ejemplo en las zonas polares próximas al nivel del mar, en el sur de Chile a 700 metros en el estrecho de Magallanes, y en el norte del país sobre 6000 metros al interior de Copiapó. Se reconocen los siguientes tipos de glaciares locales:
Glaciar de valle: Aquel cuya corriente de hielo fluye valle abajo y está confinada por paredes rocosas escarpadas. Posee un área de alimentación o nevero, y una lengua glacial que canaliza y desplaza el hielo, su topografía de detalle es compleja y diversa.
El nevero se localiza sobre el límite de las nieves permanentes y ocupa un circo que es un área recolectora y de alimentación, posee paredes abruptas y está separado por una profunda grieta o rimaya, abierta entre el hielo.
Después viene la lengua del glaciar contenida en un valle, ésta es el órgano difusor que asegura la evacuación del hielo y representa el área de ablación.
La convexidad del perfil transversal proviene de la fusión más intensa al contacto con las paredes vecinas, muchas grietas, algunas longitudinales se abren generalmente en los estrangulamientos de los valles por la acumulación de la masa de hielo por compresión y otras grietas transversales en las rupturas de pendiente.
El hielo de esta manera, se fractura en una red que genera los seracs que conforman campos de bloques de hielo en disposición caótica en la topografía de detalle.
El descenso de las lenguas glaciales bajo el límite de las nieves permanentes favorece la fusión la cual ensancha las grietas y desarrolla microformas como cúpulas y cubetas.
Glaciares de meseta: Son más pequeños que los de casquete. Tienen forma de calota de la que sobresalen nunataks. Se encuentran en las montañas de regiones áridas y tropicales.
Glaciar de desbordamiento:
Son lenguas de hielo que se extienden hasta fuera de las masas de hielo más grandes como los casquetes.
Glaciar de piedemonte:
Ocupan las tierras bajas y amplias de la base de las montañas, y se forman por coalescencia de varias lenguas glaciares que salen de su confinamiento en la montaña.
Mecanismo de erosión
Movimiento del hielo
Los glaciares son móviles y tienen avances y retrocesos constantes a lo largo del tiempo histórico. Las velocidades varían de decenas de metros por año, como por ejemplo entre 50 m a 200 metros en los glaciares locales alpinos.
Se entiende por gasto sólido, el volumen de hielo que atraviesa en un año una sección transversal determinada. En los grandes glaciares el gasto sólido es del orden de hectómetros cúbicos y en los emisarios de los inlandsis de algunos kilómetros cúbicos.
El balance específico, es la diferencia de alimentación - fusión y se evalúa en altura de hielo por año. Un balance positivo caracteriza un glaciar en vías de acumulación, uno negativo un glaciar evacuador. La mayoría son mixtos, con sectores en que el hielo se acumula y otros en que se evacúa.
El escurrimiento del hielo depende de ciertas propiedades mecánicas y de su aptitud plástica, esto es su tendencia a deformarse, lo que explica su comportamiento.
El escurrimiento del hielo es controlado por dos factores esenciales: su espesor y la pendiente. Para cada punto existe un espesor mínimo necesario para su puesta en movimiento. Este resulta de un efecto de masa el cual es posible a partir de una cierta presión que permita vencer la resistencia al movimiento y aumentar el deslizamiento.
Movimiento de un glaciar
Hay una variación transversal de la velocidad, la cual es mayor cerca de la línea central y disminuye hacia los lados por fricción contra las rocas.
La velocidad también tiende a disminuir con la profundidad. La velocidad promedio es de 50 metros por año.
El movimiento puede ocurrir ya sea resbalando sobre la base, por deformación interna del hielo, o bien, por alternancia de compresión y extensión de la masa de hielo en respuesta a los cambios en la superficie del sustrato que se encuentra bajo el hielo.
El deslizamiento basal es una causa importante del movimiento de un glaciar. Hay que considerar que la temperatura a la que el agua se congela se reduce bajo presión, y como un glaciar al moverse ejerce presión, se produce algo de fusión en su base formándose una delgada película de agua entre el glaciar y la roca base, esta película reduce la fricción y permite que el glaciar se deslice.
Esto es frecuente en glaciares que se encuentran próximos a su temperatura de fusión y no en aquellos de áreas extremadamente frías.
En el movimiento de flujo del hielo se reconocen dos zonas de movimiento:
Zona superior o zona de fractura
Entre la superficie y 30 a 60 metros de espesor. Este sector se comporta como un sólido quebradizo el cual se rompe en vez de sufrir una distorsión gradual. El movimiento produce tensiones superficiales y se forman crevasses.
Las grietas pueden ser marginales que se disponen oblicuas a la dirección del movimiento y ocurren por el roce con las paredes de la roca.
Las grietas transversales tienen una orientación perpendicular a la dirección del movimiento del glaciar y se producen en respuesta a la tensión producida por un cambio de pendiente.
Las grietas longitudinales son paralelas a la dirección del movimiento del glaciar y ocurren por ejemplo por compresión lateral del hielo debido al angostamiento del valle por donde escurre el glaciar.
Las grietas radiales ocurren en el frente del glaciar como consecuencia de la expansión radial del hielo en la desembocadura.
Zona inferior o zona de flujo
La cual debido a la presión del hielo suprayacente se comporta como una sustancia plástica y empieza a fluir.
El flujo plástico del hielo glacial consiste en capas de moléculas una sobre otras, las cuales se deslizan cuando un esfuerzo sobrepasa la fuerza de los enlaces que las mantienen unidas.
El desplazamiento de toda la masa de hielo a lo largo del terreno es el deslizamiento basal que ocurre sobre una lámina milimétrica de agua de fusión que se forma por incremento de la presión, como ya se señaló.
El desplazamiento está controlado por el espesor del hielo y la pendiente.
Geoformas de paisaje periglacial
La morfología periglacial corresponde a las geoformas generadas por la acción cíclica del congelamiento del agua y su deshielo, sea en lapsos anuales o de mayor espacio de tiempo.
El concepto de periglacial significa cerca o casi dominado por el hielo, es decir, corresponde a ambientes cercanos al dominio glacial.
Condiciones ambientales
Las condiciones ambientales del dominio periglacial se refieren principalmente a las características del comportamiento de los elementos del clima, tales como temperaturas anuales inferiores a 10ºC.
En promedio, el mes más frío presenta temperaturas medias inferiores a -3ºC, los inviernos son largos y duran más de 6 meses, y los veranos son cortos de menos de 3 meses, y templados a fríos.
Las precipitaciones no superan los 1300 mm anuales y son principalmente sólidas. Los ambientes periglaciales están asociados a climas de tundra, boreales y alpinos o de montaña alta.
Por otra parte, la vegetación predominante en estas áreas corresponde a musgos y líquenes en áreas de tundra y de bosques aciculifolios en estado marginal. No obstante, predominan las áreas desérticas frías.
Bajo estas condiciones bioclimáticas, los suelos son de escaso desarrollo pedogenético, presentan muchas alteraciones texturales y estructurales, y son poco orgánico, con excepción de restos de musgos. Se definen como regosoles sin solum desarrollado.
Según los climas se encuentran:
Tipo de Clima
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Sistema 7ª
Aproximadamente |
Sistema Marbut
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Características
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Tundra seca
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Criothents
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Litosoles
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Suelos minerales muy fríos con permafrost.
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Tundra húmeda
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Criacuepts
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Suelos de tundra
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Suelos turbosos muy fríos con permafrost.
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Boreal
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Criocrepts
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Pardo forestal
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Suelos poco desarrollados con epipedón claro (gris a pardo).
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Regolito y sustrato rocoso de estas áreas permanecen permanentemente congelados y el espacio poroso del suelo se llena de agua que se congela en lóbulos denominados permafrost o pergelisol. La presencia de este permafrost es el principal indicador del dominio periglacial.
El permafrost continuo, es decir, aquél que se presenta en forma estable y continuada, se desarrolla entre los 80 y los 65º de latitud norte, sobre el círculo polar Ártico, con una potencia de hasta 400 m de espesor por herencia glacial.
El permafrost discontinuo, es decir, aquél que se presenta disgregado, se desarrolla entre los 65 y 55º de latitud norte con una potencia de entre 10 y 50 m de espesor.
Finalmente, el permafrost esporádico, es decir, aquél que se forma en los períodos fríos, se presenta hasta los 45º de latitud norte con una potencia de hasta 5 m de espesor o bien en sectores relativamente llanos de las áreas montañosas.
Procesos morfogenéticos
Los procesos morfogenéticos periglaciales están dominados por la acción del hielo bajo la superficie del suelo y, sobre éste, por la acción del deshielo.
Esta acción es permanente durante el año en el primer caso y es activa en superficie sólo durante la primavera y el verano.
Este cíclico congelamiento y deshielo genera modificaciones en el volumen del suelo que es capaz de alterar los horizontes del suelo, la cantidad específica de agua en él y de movilizar detritos de diversos volúmenes.
Meteorización mecánica (crioclastismo ogelifracción):
Este es el principal mecanismo morfogenético periglacial. Consiste en la disgregación de las rocas por la cristalización del agua en hendiduras y porosidades.
Las rocas han sido previamente trabajadas por la acción del hielo glacial, por lo cual han estado afectadas por la acción física y química, pero la expansión del agua al interior de las hendiduras al congelarse genera tensiones dentro de la roca, que son capaces de fracturarla.
Crioexpulsión:
Como el agua del epipedón se congela a 0° c porque no está confinada, el volumen del agua del suelo aumenta en un 9%. Este aumento de volumen al congelarse y su disminución al deshielarse provoca movimientos en el suelo que producen la expulsión de los rodados hacia la superficie.
Pipkrakes:
Como el agua del suelo se congela desde la superficie hacia el interior del suelo porque requiere de menor temperatura al estar confinada, el hielo superficial genera presión sobre el agua restante por efecto de su expansión, confinando el agua de debajo.
A medida que se congela más agua y se expande, la presión sobre el agua restante aumenta y se requiere menor temperatura para congelar el agua.
Llega un momento en que el hielo no es suficientemente resistente como para encerrar el agua líquida y producir presión necesaria y el hielo es empujado fuera como un tapón.
Por capilaridad el agua migra hacia la superficie congelándose y produciendo cristales en forma de agujas que son empujados por la presión hacia la superficie movilizando con ello a pequeños detritos.
Crioturbación:
Como la capacidad de retención de agua del suelo varía según su textura existen contrastes en la congelación de la epidermis y en los horizontes subsuperficiales del suelo.
En los suelos limosos se generan movimientos iluviales, es decir, los horizontes inferiores se desplazan hacia la superficie por mayor volumen modificando la estructura de las capas del suelo. El limo puede encerrar un 80% de su peso en hielo.
Crioturgencia:
El agua de las napas freáticas entre el regolito y la roca madre también se congela y se adhiere al permafrost formando una masa de hielo única. Éste, sin embargo, se congela en forma lenticular o abombada solevantando todo el volumen de suelo sobre éste.
Gelireptación:
Los suelos con matriz limo & endash; arcillosa experimentan deformación plástica al embeberse de agua y un aumento de volumen por congelamiento.
En áreas de pendientes leves el ciclo congelación & endash; deshielo desplaza capas de suelo en forma paralela a la inclinación de la pendiente generando una reptación a causa de la gravedad.
En suelos arcillosos con pendientes moderadas el movimiento es más rápido.
Coladas de barro y coladas detríticas:
A mayores pendientes los movimientos y masa comprometida son mayores. Pueden clasificarse como coladas de barro cuando las matrices son limo-arcillosas, coladas de tierra en el caso de las matrices limo-arenosas, y coladas detríticas para matrices con gravas.
Geoformas
Campos de piedras:
El crioclastismo y procesos paleoclimáticos glaciales producen empedradas con clastos de diferente granulometría, conformando campos de piedra en las áreas llanas.
Suelos estructurados o campos de polígonos:
Los suelos estructurados pueden clasificarse según el orden que adquieren las figuras geométricas que se desarrollan tales como círculos, estrías o redes y polígonos); la pendiente del terreno y la génesis de las formas.
Suelos estriados:
Cuando los polígonos no han sido ordenados ni adquieren forma poligonal, se generan estrías o redes que son rocas acumuladas en forma de líneas irregulares y onduladas como círculos, estrías o redes y polígonos); la pendiente del terreno y la génesis de las formas.
Suelos involucionados:
La crioturbación genera suelos involucionados, cuyos horizontes se confunden caóticamente y se manifiestan protuberancias sobre la superficie. En amplias regiones estos suelos generan rugosidad y pliegues sobre la superficie del terreno.
Geoformas de crioturgencia:
La crioturgencia puede provocar lentejones o hinchazones del suelo en forma abombada. Los solevantamientos del suelo por el hielo subsuperficial genera palses o lentejones de 5 a 20 metros de diámetro.
En ocasiones, cuando estos lentejones están asociados al permafrost, se genera lentejones mucho mayores llamados hidrolacolitos o pingos, cuyas dimensiones pueden superar los 300 metros de diámetro y los 30 metros de altura.
Estas geoformas se localizan en altas latitudes cercanas al círculo polar ártico.
Lóbulos de gelifluxión:
Los lóbulos de gelifluxión se generan en las laderas de moderada pendiente y son formas rugosas del terreno debidas al desplazamiento de la epidermis del suelo.
Geoformas de paisajes áridos
Las regiones áridas cubren aproximadamente un 31% de las tierras emergidas.
La mayor extensión de zonas áridas se encuentra en el norte de África y Asia y corresponde a los desiertos de Sahara, Arabia, India, Asia central, Pakistán.
- En África del sur los desiertos de Namibia, Angola, Kalahari.
- En Australia el 75% de la superficie corresponde a tierras áridas.
- En Norteamérica hay desiertos en Estados Unidos y México.
- En Sudamérica se encuentran los desiertos costeros de Perú y Chile, las regiones áridas andinas, Patagonia.
Regiones semiáridas:
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17.7% superficie de la Tierra.
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Áridas
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12,1% superficie de la Tierra.
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Hiperbáricas
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7,5 % superficie de la Tierra.
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Según el clima los desiertos se dividen fríos y cálidos. En los desiertos fríos la temperatura media del mes más frío es menor de 0ºc desierto frío. Se localizan en latitudes medias por ejemplo en Asia en donde hay fuertes oscilaciones entre las temperaturas y meses fríos con baja evaporación.
Los desiertos cálidos se localizan en las zonas tropicales y subtropicales del hemisferio norte y el hemisferio sur, en donde se registran altas temperaturas y evaporación y también, fuertes oscilaciones térmicas diarias como en el desierto de Arizona en Estados Unidos, en Port Sudan en el Mar Rojo. En los desiertos costeros la oscilación térmica es atenuada, como ocurre en Chile, por ejemplo en Iquique con 5.5ºc anual.
Factores de la aridez
La aridez se manifiesta por un conjunto de aspectos como: Un balance hídrico deficitario, permanente en el aire y en el suelo.
La xerofilia (xerox, seco) de la vegetación y la inexistencia de vegetación o bien, formaciones vegetales abiertas con una disminución del número de especies, respecto de lo que ocurre en otros dominios morfoclimáticos.
La desorganización de la red hidrográfica existiendo generalmente un régimen endorreico y cursos de agua intermitentes los cuales en Chile se denominan quebradas y wadi u oued en África. Dichos oled tienen lechos menores muy amplios y permanecen secos.
Los principales factores de la aridez son de tipo climáticos, orográficos y oceanográficos. De este modo:
Los anticiclones subtropicales que generan gran estabilidad de las masas de aire impidiendo su ascenso, éste es seco y subsidente. Los anticiclones determinan la existencia de los desiertos zonales de las áreas tropicales y subtropicales.
Ejemplos:
- Hemisferio Norte: Sahara, desiertos de Arabia, desierto Mohave y desiertos mexicanos.
- Hemisferio Sur: desiertos australianos, Kalahari, Atacama.
La continentalidad es la causa de los desiertos de latitudes medias entre los 50-55º, especialmente en el Hemisferio Norte con los desiertos de Asia central.
Efecto orográfico en que las barreras montañosas dispuestas en el sentido meridiano aíslan al territorio de los vientos húmedos. Es el caso de los desiertos al abrigo de grandes cordilleras como el Chaco y la Patagonia Argentina, la gran cuenca y piedemonte oriental de las Rocallosas en Estados Unidos.
Las corrientes oceánicas frías como Humboldt y Benguela, inhiben la evaporación del agua de la superficie del mar y las masas de aire forman bruma, siendo el caso de los desiertos costeros frente a corrientes marinas frías en las fachadas occidentales de los continentes como el desierto chileno-peruano, Namibia, Baja California.
Procesos morfogenicos
En los dominios áridos, la morfogénesis está condicionada por la sequedad, la escasez de lluvias y la acción del viento. Existe un predominio de los procesos de meteorización mecánica lo que genera gran abundancia de fragmentos rocosos. Los procesos característicos son:
Termoclastía en los desiertos continentales con fuertes amplitudes térmicas diurnas, provocando la exfoliación en capas gruesas, facilitado por las diaclasas en las rocas cristalinas.
Hidroclastía en que ocurre alternancia de desecación por evaporación rápida y humectación durante los chubascos, las arcillas saturadas de agua se descaman en láminas o se dislocan en polígonos, y también ocurre la desagregación granular en las rocas cristalinas por descomposición de las micas y feldespatos.
Haloclastía que favorece la alveolización en el desierto costero, este contribuye a la formación de tafonis en las paredes de las rocas cristalinas.
Geoformas
En el modelado de las regiones áridas se reconocen cuatro grandes grupos de formas en función de la naturaleza de las combinaciones de los procesos que las generan. Estas corresponden al modelado de:
Formas estructurales:
En el modelado hay un predominio de la horizontalidad de los macropaisajes, con topografías rectilíneas con elementos morfoestructurales en que las formas de detalle son menos importantes.
La ausencia de suelo y vegetación otorga a las estructuras y a las rocas gran prioridad. Como las lluvias son breves y episódicas y caen sobre suelos desnudos, rápidamente adquieren un carácter torrencial.
Glacis y pedimentos:
Los glacis y pedimentos son planos inclinados que se extienden desde la base de los relieves más altos constituyendo enormes rampas. Un glacis es un plano inclinado de débil pendiente, menor a 10º, y recubierto por material detrítico.
Un pedimento o glacis rocoso, es un plano inclinado labrado directamente en la roca fundamental de tipo cristalino, y que está ligeramente cubierto de material disgregado.
Un pediplano es una planicie que resulta de la yuxtaposición de varios pedimentos. La formación de un pedimento se debe a procesos de erosión y transporte de materiales en manto.
Depresiones salinas cerradas:
El endorreísmo de las áreas desérticas favorece el estancamiento de las aguas para dar origen a lagos cuyas aguas llevan disueltas gran cantidad de sales.
Los planos inclinados de glacis y pedimentos pueden converger hacia estas depresiones conformando salares que son depresiones salinas cerradas, lagos salados cuyas aguas se han evaporado, a veces rodeados de vegetación halófita.
Modelado eólico:
La superficie desnuda de los desiertos favorece la circulación del viento por ascenso, subsidencia o, lateralmente. En los desiertos subtropicales o tropicales como Sahara, Kalahari, Australia, y en los desiertos litorales, los alisios soplan de manera regular, ellos son secos y su velocidad promedio de 20 km/hora.
La dinámica eólica ejerce una acción de deflación sobre las arenas y de corrasión sobre las rocas compactas produciendo efectos de pulido, estriado y facetado de la superficie de las mismas.
El modelado de ablación, con pérdida de materia, típico es el yardang, que son formas esculpidas por el viento en materiales blandos con alguna compactación, similares al casco de un barco invertido pueden tener tamaños muy variados de algunos metros hasta decenas de metros de altura y largo.
Geoformas de paisaje tropical
Abarca toda la zona ecuatorial y hasta 16º - 17º de latitud en ambos hemisferios, pudiendo extenderse a latitudes que sobrepasen los trópicos en las fachadas orientales de los continentes en el sudeste asiático, África, América y Australia oriental.
Aproximadamente un 20 % de las tierras emergidas evolucionan bajo este dominio morfogenético el cual comprende un ámbito tropical húmedo en la zona ecuatorial lluviosa de la selva tropical y un dominio tropical con estación seca de la sabana.
De acuerdo a Coque, R (1977) las características comunes para ambos dominios son:
- La coexistencia del calor y las lluvias, que durante 3 o 4 meses son superiores a la evapotranspiración.
- Las lluvias abundantes sin estacionalidad.
- La ausencia de invierno.
- Una temperatura media mensual superior a 18ºC.
- La amplitud térmica anual no sobrepasa los 10ºC.
Todas las condiciones climáticas anteriores permiten la existencia de formaciones vegetales densas ya sea de selva tropical, bosques, o sabanas arbustivas o herbáceas.
La sabana se relaciona con la existencia de una estación seca a medida que el territorio se aleja del ecuador, lo que tiene consecuencias fundamentales en el sistema morfogenético y en el modelado del relieve.
Dominio tropical húmedo
Se caracteriza por temperaturas homogéneas a lo largo del año y una estación relativamente seca muy corta de menos de tres meses. Corresponde al dominio de la selva tropical densa centrado sobre el Ecuador.
Este tipo de sistema morfogenético se presenta en la cuenca del Amazonas y Las Guayanas, cuenca del Congo y el Asia de los monzones, Nueva Guinea, América Central y las Antillas, las islas del Pacifico central y las fachadas orientales de los continentes en las bajas latitudes.
La persistencia del calor y la humedad determinan la existencia de procesos intensos de alteraciones físico químicas y bioquímicas.
Los escasos afloramientos rocosos observables en este medio, las paredes rocosas están afectadas por desagregación granular, descamación y exfoliación que se produce en láminas gruesas a partir de las diaclasas curvas de las rocas cristalinas.
Las formas que caracterizan al dominio tropical húmedo se diferencian entre las que se producen en las alteritas como la media naranja, y las formas de los afloramientos rocosos, como el pan de azúcar.
El modelado de media naranja, es el resultado de la lenta erosión arenal producida por la reptación y el escurrimiento difuso laminar.
Los ríos se caracterizan por sus lechos amplios de límites imprecisos. En particular, destaca la irregularidad de los perfiles longitudinales, los cuales se presentan en sucesión de aguas calmas en las cuencas areno-limosas de baja pendiente, con rápidos y cascadas en los afloramientos rocosos.
El perfil transversal de los ríos posee un lecho menor muy móvil, sinuoso y divagante con canales anastomosados e islas; el lecho mayor se extiende en planicies forestales inundables las cuales son cubiertas por las arcillas de decantación después de cada inundación.
Dominio tropical seco
Comprende las áreas que se encuentran en la transición entre la selva ecuatorial y las regiones desérticas, en donde se desarrolla la sabana, formación herbácea cerrada de gramíneas altas y pradera con árboles. Se extiende en África, centro América, América del Sur, Norte de Australia, India.
Las condiciones climáticas que caracterizan este dominio geomorfológico son de temperaturas y lluvias elevas y la estación seca es marcada, con una duración de tres o más meses.
Por esta razón, los procesos mecánicos son más relevantes que en el dominio tropical húmedo y los procesos físico-químicos de meteorización persisten. Si bien la vegetación herbácea cerrada de la sabana constituye una protección en la estación de lluvias, ella desaparece en la estación seca y las primeras lluvias caen sobre un suelo seco y desnudo, muy vulnerable.
La existencia de una estación seca marcada, provoca un proceso de encostramiento típico de los medios tropicales de sabana.
La evaporación intensa favorece las migraciones internas y la acumulación y precipitación en la superficie por aspiración climática, dando origen a suelos ferruginosos de perfiles bien diferenciados los cuales tienen:
- Un horizonte A: humífero y empobrecido por el lavado de las sustancias más solubles
- Un horizonte B: rico en kaolinita que resulta de la transformación en arcilla de los silicatos, y en óxidos de fierro.
- Un horizonte C: en proceso de alteración localizado sobre la roca sana, a menos de 10 metros de profundidad.
Un modelado característico del medio tropical seco son las plataformas con coraza denominadas bowal en Guinea; son extensas superficies tabulares que en el detalle poseen una morfología discontinua.
En las superficies donde no se forman corazas, las acciones mecánicas son importantes y producen movimientos en masa que generan grandes cavidades de paredes abruptas en forma de nichos de desprendimiento como por ejemplo en el Mato Grosso brasilero.
La erosión pluvial actúa en forma de escurrimiento difuso de hilillos anastomosados o como película de agua; o bien, como escurrimiento lineal concentrado. El agua de lluvia que penetra en las grietas de disecación produce circulaciones internas y el desprendimiento en paquetes de las alteritas; a su vez la humectación de las arcillas genera movimientos en masa.
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