no desargar geomorfologia, Apuntes de Geología. Universidad Complutense de Madrid (UCM)
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GEOMORFOLOGÍA (UCM)

GEOMORFOLOGIA

GAEZON, GUILLERMINA CURS 15-16

EL SISTEMA FLUVIAL

1. EL SISTEMA FLUVIAL: INTRODUCCION

2. EL SISTEMA FLUVIAL COMO SISTEMA ABIERTO

3. CONCEPTOS GEOMORFICOS DE PARTIDA

4. DISTRIBUCIÓN DE LA PRECIPITACIÓN SOBRE EL TERRENO

5. FLUJO HÍDRICO SUPERFICIAL Y SUBSUPERFICIAL

6 ESCORRENTIA NO CONCENTRADA

6.1. IMPACTO GOTA DE LLUVIA

6.2. FLUJO LAMINAR Y FLUJO EN DEPRESIONES

6.3. FLUJO Y LAVADO SUBSUPERFICIAL

7. FLUJO CONCENTRADO EN CANALES MÓVILES SEMIPERMANENTES

8. CANALES FIJOS: JERAROUIZACION DE LA RED DE DRENAJE

9. ESTADIOS EN EL DESARROLLO DE LA RED DE DRENAJE

EL SISTEMA FLUVIAL

1. EL SISTEMA FLUVIAL: INTRODUCCION

La inmensa mayoría de los rasgos morfológicos que observamos sobre la superficie terrestre han sido originados por la acción de las aguas corrientes.

En una estimación de los materiales que llegan al mar por la denudación continental, el agente fundamental de transporte son los ríos en la siguiente proporción (Garrels y Mackenzie, 1971): Ríos... 85-90% ; Glaciares ... 7 %; Aguas litorales y del subsuelo ... 1-2% y Viento y volcanes... < 1 %.

2. EL SISTEMA FLUVIAL COMO SISTEMA ABIERTO

Se considera "un sistema" como el conjunto de objetos y las relaciones que existen entre ellos, esto es, una ordenación de elementos con un sentido. Los sistemas naturales son, en general, sistemas abiertos, lo que significa que permiten el flujo de materia y energía de dentro hacia fuera de él.

Estos sistemas pueden alcanzar un "estadio de estabilidad" (steady-state) en que el sistema y sus fases mantengan unas condiciones constantes, aunque se siga produciendo una permeabilidad de materia a través de sus límites.

Los sistemas pueden clasificarse por un rango de tipos taxonómicos en: sistemas morfológicos, sistemas en cascada y sistemas proceso-respuesta. El sistema fluvial puede considerarse un "sistema morfológico" en que sus variables (laderas, canales, llanuras de inundación, etc.) están relacionadas

estadísticamente. A su vez, puede considerarse como un "sistema en cascada" puesto que en él la materia y la energía tienen un flujo (movimiento de agua y materiales, fuerzas de cizalla, etc,). Finalmente, el sistema fluvial constituye además un "sistema proceso-respuesta" en que los fenómenos de cada zona están todos ligados entre sí y funcionan de acuerdo con un esquema de autorregulación por retroalimentación.

3. CONCEPTOS GEOMORFICOS DE PARTIDA

Para entender el funcionamiento del sistema fluvial, Schumm (1970) plantea que hay que partir de cuatro conceptos básicos: uniformidad, umbrales, evolución del relieve y respuesta-compleja.

3.1. Uniformidad

Parte de Hutton. Considera que las causas de los niveles energéticos de los fenómenos naturales han permanecido constantes a lo largo del tiempo geológico. Asume que la ocurrencia de procesos geológicos es más o menos constante a lo largo del tiempo. En oposición al Catastrofismo.

Método del actualismo: “El presente es la llave de el pasado”. “El estudio de los procesos geológicos actuales proporciona una clave para comprender fenómenos similares en el pasado”. “Las leyes físicas y químicas siguen siendo las mismas”.

3.2. Umbrales

Las formas del terreno no evolucionan progresivamente en el tiempo, sino con periodos de estabilidad y de inestabilidad (o catástrofes, cuando se excede un ‘umbral’ de tensión o resistencia de material).

Los esfuerzos que producen la evolución de las formas no tienen por qué ser siempre aumentos graduales en los esfuerzos externos (umbrales extrínsecos como cambios en el nivel de base, clima, tectónica, actividad humana, etc.) sino de la evolución de la forma en sí misma.

3.3. Evolución del relieve

El concepto de equilibrio en la evolución de las formas hay que entenderlo de diferentes maneras puesto que puede estudiarse dentro de diferentes escalas de tiempo.

1 °) Un lapso de "tiempo cíclico" (ciclic time) se produce un equilibrio dinámico (dinamic equilibrium).

Corresponde a un largo período de tiempo geológico (como sería el equivalente a un ciclo de erosión) y durante él las características del sistema cambian progresivamente de forma continua, esto es, con un "equilibrio dinámico".

2°) Un lapso de "tiempo estable o regulado " (graded time) se corresponde con un "equilibrio estable” (steady-state equilibrium).

Es un intervalo menor de tiempo dentro del "tiempo cíclico" durante el cual lo que se producen son fluctuaciones en torno a un equilibrio, que se podría denominar "equilibrio estable";

3°) El lapso de "tiempo estacionario" (steady time) presenta un "equilibrio estático" (static equilibrium).

Es un intervalo de tiempo durante el cual las formas no cambian, eso es están en "equilibrio estático".

Schumm y Lichty (1965) ofrecen este ejemplo aplicado al sistema fluvial en el que consideran los cambios en el gradiente del canal en función del tiempo (Fig. 1.4)

a) En el tiempo cíclico el gradiente se reduce progresivamente.

b) En el tiempo estable se producen fluctuaciones en el gradiente respecto a una media y este puede considerarse constante para espacios cortos de tiempo estacionario.

Puede introducirse, además, la idea de cambios episódicos definiendo los conceptos de "equilibrio metaestable" y "equilibrio metaestable dinámico" según el esquema de Chorley y Kennedy (1971) (Fig. 1.2). El "equilibrio metaestable" representa un equilibrio estático interrumpido por episodios de cambio cuando se superan unas condiciones de umbral. En el "equilibrio dinámico metaestable" estos cambios episódicos superan entre sí estadios de equilibrio dinámico. Ambos modelos de evolución están resumidos en la Fig. 1.5.

CICLO DE DAVIS.

Hasta finales del siglo XIX, los geógrafos pensaban que los acontecimientos geológicos tenían su origen en fenómenos violentos. El científico William Morris Davis fue el primero en desarrollar la idea de que el relieve experimentaba una evolución lenta. Influenciado por Lyell y Darwin, fundamentó su teoría en los conceptos de estructura, proceso y tiempo. Es el primer modelo de evolución del paisaje de amplia aceptación.

Etapa inicial: viene después del levantamiento inicial y el terreno queda elevado sobre su nivel base, tiene una red fluvial indefinida y poco desarrollada y la superficie sería más o menos horizontal.

Etapa de juventud: los ríos se van encajando pero todavía quedan restos de la llanura inicial.

Etapa de madurez: apenas quedan zonas de la llanura inicial, los valles se han ido ensanchando y la red fluvial está bien desarrollada.

Etapa de senilidad o senectud: las pendientes de los valles se reducen más, la topografía es suave con pocos desniveles y se llega a formar una penillanura.

El resultado final del ciclo de Davis es una penillanura y el agente principal es la red fluvial que se va encajando en el terreno.

Interrupciones: en ocasiones el ciclo de Davis necesita un largo periodo de inestabilidad pero puede paralizarse porque el terreno vuelva a subir, entonces las redes fluviales se rejuvenecen y vuelven a encajarse dando lugar a relieves policíclicos que son relieves escalonados porque están compuestos por penillanuras escalonadas.

Discrepancias: para que se produzca es necesario un clima húmedo por el agua, entonces en las zonas glaciares (agua helada) y áridas (no hay agua) este ciclo no puede desarrollarse, al menos por igual. También en zonas volcánicas no puede darse.

Albrecht y Walther Penck: introdujo variaciones al modelo de Davis en el sentido de que los periodos de levantamiento era simultáneos a los de erosión, formándose así ‘escaleras de piedemonte’.

Sistemas geomorfológicos.

Sistema – grupo de materiales, objetos u elementos independientes que interactúan entre ellos para formar un todo unificado.

[#?]

Cambio en los sistemas geológicos y geomorfológicos:

Los cambios en los sistemas naturales (entre los que se encuentran los geológicos – geomorfológicos), tienen una tendencia universal. Se mueven hacia estados de equilibrio (condición de la mínima energía posible).

Los sistemas naturales están casi siempre en un estado de metaestabilidad. Tienden a alcanzar un equilibrio, pero a medida que se mueven en una dirección, cambian las condiciones (climáticas o tectónicas).

El diastrofismo es el conjunto de procesos y fenómenos [#?] HYPERLINK "https://es.wikipedia.org/ wiki/Geolog%C3%ADa" \o "Geología" [#?]geológicos[#?] de deformación, alteración y dislocación de la [#?] HYPERLINK "https://es.wikipedia.org/wiki/Corteza_terrestre" \o "Corteza terrestre" [#?]corteza terrestre[#?] por efecto de las fuerzas tectónicas internas. Teoría geomorfológica que atribuye el origen de algunos fenómenos de erosión así como de las formas que de ellos se deriven a una serie de deformaciones lentas o torcimientos de la corteza terrestre.

3.4. La respuesta compleja

La red fluvial, además de tener una respuesta episódica, responde de forma compleja frente a cualquier evento en ella debido a su capacidad de autorregulación retroalimentada. De esta forma cualquier acontecimiento que cause una respuesta erosiva dentro de una cuenca creará automáticamente una alta producción de sedimentos con resultado de depósito.

Un cambio en el nivel de base produce incisión en el canal.

Esta incisión genera una terraza colgada.

El rejuvenecimiento de la red, por incisión aguas arriba, como respuesta al encajamiento genera una mayor producción de sedimentos que rellenan el cauce, con su migración lateral y un patrón "braiding".

En respuesta, el ajuste de los tributarios de cabecera al nuevo nivel de base reduce el aporte de sedimentos al cauce y este, adaptado ya a sus aportes de carga, se convierte en un río hambriento y fuerza una nueva incisión, y el reinicio de la cadena de sucesos.

* (Tributario) Afluente menor de un sistema hidrográfico.

Esta denominada "respuesta-compleja" es inherente a la evolución autorreguladora del sistema fluvial y a la idea de evolución por umbrales

4. DISTRIBUCIÓN DE LA PRECIPITACIÓN SOBRE EL TERRENO

Bernard Palissy expresó por primera vez ya en el siglo XVI el ciclo hidrológico según el cual toda la fuente de agua de la tierra es únicamente la lluvia, y la escorrentía es el resultado de la precipitación menos la cantidad de agua que se pierde por evapotranspiración.

La escorrentía puede ser tanto superficial como subterránea y sus proporciones estarán controladas por la infiltración. La infiltración representa el proceso de entrada del agua en el suelo y depende de una serie de serie de factores como la precipitación, las características del suelo, la pendiente, el estado de la vegetación y la porosidad y humedad del suelo.

Durante los primeros momentos de la lluvia se produce una zona de transmisión superficial muy rápida, con la infiltración muy alta, pero luego se hace constante y permanece así a lo largo de todo el aguacero. Aunque las proporciones relativas varían mucho según cada cuenca y condiciones ambientales, la distribución de la precipitación respecto al agua que llega al canal se realiza de la siguiente manera:

Precipitación en el canal: es simbólica en general.

Escorrentía superficial: ocurre solo cuando la precipitación > velocidad de infiltración y representa el mayor componente de las avenidas, controlando los caudales punta.

Interflujo Es el agua que se infiltra en el suelo y se desplaza lateralmente hacia el canal. La cantidad de interflujo que se mueve sobre el nivel freático aumentará por la presencia de capas impermeables que forzará el movimiento lateral. La cantidad total del interflujo depende de la estructura del suelo y la profundidad del nivel freático.

Agua subterránea Es el resultado de la percolación de agua por gravedad en el subsuelo representa la proporción mas estable del agua que fluye al canal. Cuando aumenta el nivel freático también se produce un mayor aporte en el canal, pero con un retardo que hace que no se noten picos máximos en el hidrograma del canal.

e) Interceptada Es la lluvia que intercepta la vegetación. Depende del tipo de plantas y su estadio de crecimiento, pero representa generalmente los primeros milímetros de una tormenta, y el 20% del resto del aguacero.

f) Retención en depresiones Es el agua que rellena las pequeñas depresiones en superficie antes de que comience a producirse la escorrentía superficial y aunque la superficie no sea impermeable. Varía con la naturaleza del terreno, la pendiente, la vegetación y el tipo de prácticas de uso del suelo. En condiciones naturales se absorben unos 2-5 mm de precipitación de cada tormenta aunque por ejemplo en condiciones de arado a favor de curvas de nivel aumenta la retención más de 10 veces.

5. FLUJO HIDRICO SUPERFICIAL Y SUBSUPERFICIAL

El agua infiltrada percola verticalmente en el terreno hasta llegar a la zona de saturación del agua subterránea. Pero si el suelo no es muy poroso parte de ella puede verse impedida en el descenso y forzada a fluir lateralmente en el suelo, a favor de niveles menos permeables. Pueden considerarse varias modalidades:

Modelo de Horton (overland flow): Es la escorrentía superficial que no ha podido absorber la capacidad de infiltración. Este tipo de escorrentía se produce siempre que la lluvia > lo que puede infiltrarse en el suelo; predomina en climas áridos y semiáridos, y también en zonas de montaña, donde las altas pendientes y la existencia de suelos muy delgados (o afloramiento de rocas) dificultan la infiltración.

Modelo de flujo subsuperficial (through flow): Escorrentía por exceso de saturación. Considera que el agua se infiltra, y después sigue un flujo oblicuo (paralelo a la superficie); finalmente sale al exterior. Se produce en climas húmedos-templados, donde la precipitación es lenta y hay abundante vegetación.

En zonas húmedas el interflujo es más frecuente que la escorrentía superficial en manto, pero su velocidad es más pequeña de forma que es difícil saber cual de los dos procesos es el más importante. En zonas húmedas los modelos mas frecuentes de que se produzca escorrentía en superficie son los siguientes:

El flujo de retorno subsuperficial (subsurface storm flow) se deriva del interflujo pero este tiene una circulación muy lenta y tarda en llegar al canal. Sin embargo, a través de pequeños tubos o macroporos se puede producir un flujo de retorno que se reincorpora a la escorrentía superficial.

El flujo superficial de la zona saturada (saturated zone overland flow) ocurre cuando el interflujo una vez saturado aflora en superficie y se extiende en la base de las laderas, al llegar a la zona de llanura de inundacion o en las concavidades del terreno. Este forma de flujo es típica de valles pequeños en zonas húmedas, con alto nivel freático, y suelos y vegetación ricos.

El flujosuperficial hortoniano, la escorrentía será muy rápida, generando avenidas súbitas con mucha capacidad erosiva, definiendo un gran pico hidrograma y dando lugar a grandes inundaciones o sequías

Cuando por el contrario domine la escorrentíasubsuperficial la erosión superficial por el agua será menor, dominando la disolución dentro del suelo y el hidrograma mostrará picos graduales. El caso intermedio estará determinado por el flujo superficial por saturación.

Los aspectos previos son muy importantes para la interpretación del hidrograma de los ríos, esto es la curva que describe la evolución del caudal de un curso de agua en función del tiempo.

MECANISMOS Y FORMAS DE EROSION HÍDRICA EN LAS VERTIENTES. (Power Point 3).

Impacto gota-lluvia (splash erosion).

Arroyada no concentrada (Sheet wash).

Flujo unico.

Flujo en depositos.

Arroyada concentrada.

Flujo de canales móviles:

Regueros: (Rills T> E ; Braids T<E)

Flujo de canales fijos:

Regueros (Gully, Gullies).

Rios.

Flujo subsuperficial.

6 ESCORRENTIA NO CONCENTRADA

El movimiento de partículas es provocado en el estadio inicial por el impacto de las gotas de lluvia. Cuando se supera la capacidad de infiltración del suelo comienza una arroyada superficial no concentrada o difusa que se extiende a lo largo de la ladera en forma de flujo en lámina o bien como flujo en depresiones.

En una etapa posterior la arroyada superficial se concentra constituyendo el comienzo de la circulación en canales encauzados. Inicialmente se trata de cauces móviles, que temporalmente varían su posición desplazándose a lo largo de la ladera, y constituyen los denominados surcos o regueros. Finalmente el flujo superficial se concentra ya a favor de cauces fijos originando las formas torrenciales y fluviales propiamente dichas.

6.1. IMPACTO GOTA DE LLUVIA

La erosión y movimiento de particulas por impacto de la gota de lluvia o erosión por salpicadura (splash erosion) constituye la primera etapa de la erosión y a venido en gran parte a sustituir la idea antigua de erosión en lamina (sheet erosión). Ello se debe a que para que se genere un flujo laminar capaz de remover el suelo se necesitan unas superficies homogéneas y lisas y velocidades más altas. Por tanto no se pueden producir en las crestas de las laderas que es donde hay menos flujo superficial hortoniano hay. El hecho de que en las cimas de las colinas sea donde se observe una perdida de suelo muy importante llevo a la idea desarrollada principalmente por Ellison del significado del impacto de la gota de lluvia y que ha sido demostrada posteriormente por numerosos experimentos.

La erosión por salpicadura tiene un efecto mecánico en el suelo tanto directo como indirecto. El efecto mecánico directo del impacto de la gota de lluvia en campo descubierto permite una remoción de partículas de hasta 10 mm de tamaño. Sobre una zona llana este hecho no representa una perdida directa de suelo, tan solo el desplazamiento de partículas. Aún así, ello representa una actividad muy importante sobre el suelo puesto que en primer lugar se forma un cráter de impacto capaz de remover gran cantidad de partículas de algunos milímetros de grosor. Pero además el salpicado de partículas se produce en un radio de hasta 10 cm permitiendo una la difusión y el aplanamiento de partículas mucho mayores, incluso de bloques cuando estos se encuentran disgregados previamente. En la ladera el efecto se duplica. Por una parte la componente del momento de la gota la desplaza hacia abajo al golpear de lado y por otra la trayectoria de la gota es mayor ladera abajo.

A este efecto mecánico directo hay que sumar los efectos indirectos que permiten mover partículas mucho mayores de 10 mm. Por una parte se produce el minado de los cantos con la eliminación de materiales finos de su alrededor. Este sistema es una eficaz forma de transporte de derrubios en la ladera.

Por otra parte esta la acción de las plantas que favorecen acumulación de material fino entorno ellas, formando una pequeña cuña anómala de depósitos en la ladera. Si existen cantos sobre la pendiente, también, dan lugar a esta forma de pedestal de finos. Ello favorece el minado en la base del canto que provoca su desplazamiento ladera abajo. Una vez que se ha removido el soporte que retenía los finos se produce la muerte de la planta y la evacuación de todo este material retenido.

Al efecto mecánico que produce la salpicadura hay que añadir otro muy importante que es su actividad en la degradación edáfica que se produce en varias fases:

1() Sellado de la superficie (Sealing).-El impacto directo de la gota sobre el suelo hace que se tapen los poros, se impermeabilice y encharque la zona. Con ello se reseca el suelo, se mueren otros organismos vivos como las lombrices y se interfiere la aireación de todo el sistema, interrumpiendose el crecimiento de las semillas y el ciclo productivo.

2() Deterioro de la estructura del suelo.- Si el sellado se produce durante mucho tiempo los pequeños agregados de suelo de la superficie se rompen y obstruyen el fondo de los surcos y grietas favoreciendo el aumento de la escorrentía.

3() Pérdida de nutrientes por lavado.- El efecto mecánico del impacto de la gota de lluvia rompe los agregados minerales unidos por materia orgánica y se descomponen en suelos mineralizados por lavado de la materia orgánica y de las arcillas. Se producen con ello suelos arenosos que disminuyen la capacidad de retención de agua y propician la erosión.

4() Acumulación y enterramiento del horizonte superior.- La parte alta del suelo, una vez erosionada, se deposita al pie de la colina. Posteriormente, al progresar la denudación de la parte alta se van recubriendo los niveles previos con un enterramiento de los horizontes orgánicos más ricos, y el resultado es un empobrecimiento general del suelo.

6.2. FLUJO LAMINAR Y FLUJO EN DEPRESIONES

La erosión por lámina de agua (sheetwash) se ha descrito fundamentalmente para zonas áridas y semiaridas desprovistas de suelo y vegetación. El transporte se produce por rodamiento de las partículas no cohesivas. La cantidad total de carga de sedimentos es función de la profundidad del flujo, la rugosidad del suelo y de las partículas y de la pendiente. La actividad se acaba cuando el flujo es inferior a un valor crítico o se ha removilizado ya todo el sedimento previamente disponible por meteorización, quedando solamente un recubrimiento de residual de granos o "lag".

Otros autores, fundamentalmente los que han trabajado en climas templados defienden que para que se produzca un flujo laminar puro se precisa la existencia de superficies muy lisas y en todo caso el flujo será muy poco espesor y poder erosivo. El transporte de material se limita a granulometrías muy finas y al no ser la lámina de agua capaz de erosionar su efecto estará determinado por las partículas liberadas previamente por la meteorización, esto es una limitación por la meteorización. Si la lámina de agua que se produce es mayor, la removilización puede llegar a estar limitada por el transporte, como ocurre en el caso de arenas y gravas, esto es por la competencia de arrastrar materiales gruesos.

El flujo en depresiones, la situación más frecuente en la naturaleza es encontrar superficies irregulares en donde se produce un flujo no uniforme concentrado en depresiones discontinuas y en retazos más lisos de la superficie.

La concentración flujo es muy local y demasiado corto para dar canales. Sin embargo la falta de uniformidad y las variaciones de flujo inducen variaciones en el transporte de derrubios. Este transporte se va a producir de forma generalizada en los materiales finos, y locamente puede ocurrir transporte de arena sin erosión. La erosión se dará solo en los puntos de mayor concentración de agua, como en la parte alta de las depresiones.

6.3. FLUJO Y LAVADO SUBSUPERFICIAL

La escorrentía subsuperficial es un factor muy importante para el transporte de material en solución, pero puede causar también un efecto mecánico significativo desplazando granos, ensanchando huecos de raíces y grietas e incluso puede llegar a formar una red subsuperficial de canales o conductos.

Un proceso habitual es el lavado de las arcillas desde el horizonte A al B por percolación, como parte del proceso fundamental de formación del suelo. Pero así mismo como el agua se mueve también lateralmente mediante el flujo oblicuo, es de asumir que existe un transporte ladera abajo, que puede revestir gran importancia aunque por el momento no existen medidas concretas sobre ello.

A favor de los suelos bien desarrollados o en zonas de importante alteración de la roca, se encuentran líneas dendríticas a lo largo de las cuales la permeabilidad es mayor o el horizonte A del suelo esta mejor desarrollado mayor. Estas líneas concentran mejor la circulación subsuperficial del agua o el interflujo, favoreciendo una meteorización más intensa. Estas líneas de percolación (percolines) o zonas preferenciales de circulación subterránea pueden generar zonas preferentes de erosión subsuperficial.

A veces se constituyen a partir de rellenos de antiguos canales, y otras son las zonas de flujo preferente que definen la cabecera de cauces bien establecidos. Se puede hablar también de líneas de percolacion en las zonas de suelos con flujo subsuperficial saturado durante los aguaceros.

Pero también pueden llegar a producirse auténticos tubos (pipes) cuando llegan a desarrollarse conductos capaces de movilizar agua en incluso materiales rápidamente. Este es un proceso extremo de lavado por sufusion o "piping" llega a generar una red subterránea de pequeños túneles en suelos y sedimentos poco cementados. Tiene un impacto trascendental en áreas semiáridas y es un mecanismo básico para el desarrollo de torrentes.

7. FLUJO CONCENTRADO EN CANALES MÓVILES SEMIPERMANENTES

Si el flujo es suficientemente intenso se erosionan una serie de pequeños cauces, los denominados surcos o regueros. Su principal característica es que permanecen poco profundos sin llegar a encajarse, pero por el contrario se desplazan paralelamente a lo largo de la ladera por lo cual ésta se va rebajando homogéneamente. Constituyen por tanto por su gran poder erosivo no solo un mecanismo fundamental en la perdida de suelo, sino un aspecto esencial en el modelado y morfología de determinadas laderas.

Se forman cuando la escorrentía difusa se concentra en depresiones o converge puntualmente ante la presencia de obstáculos. El incremento de la profundidad de agua genera turbulencias capaces de arrastrar partículas de mayor tamaño que las que se movilizaban en el caso de flujo laminar.

En sentido amplio todas estas formas reciben el nombre de regueros o rills, pero algunos autores restringen el nombre de rills a aquellos asociados a limos y arcillas, y consideran que los asociados a arenas deberian mejor denominarse como braids.

Rills: los surcos se forman sobre material fino en donde la erosión es difícil pero el transporte fácil, por lo cual una vez formado el canal se mantiene flujo concentrado en un mismo canal. Se generan así un a serie de canales subparalelos, bien definidos y paralelos a la pendiente.

Su anchura y profundidad no exceden los 50 cm, aunque en general son menores y están controlados por el material que los forma. No se agrandan porque el material del substrato tiende a hacerse mas resistente con la profundidad y además la duración de la arroyada es demasiado corta.

La morfología de los surcos se mantiene fija durante las etapas de funcionamiento, pero entre diferentes períodos de flujo se anulan los canales originales. Así, en arroyadas sucesivas o estacionales los canales se desplazan y pasan a ocupar posiciones diferentes en la ladera, que se rebaja paulatinamente sin conservar las formas de incisión. En campos de cultivo los surcos se eliminan con el arado.

Solo bajo condiciones especiales, algunos regueros maestros ("master rills") crecen escapando de su destrucción y comienzan un proceso de capturas y jerarquización de la red de drenaje. Pero esto representa ya una etapa posterior de evolución y se entra ya dentro de las formas y de la dinámica torrencial.

La destrucción de los canales entre etapas de arroyada se produce por diversos efectos como cambios de humedad, procesos de hielo-deshielo o relleno de los canalillos por acción de las pisadas de animales. Schumm (1956) describe un ejemplo muy gráfico de la ocurrencia de este proceso en una región del Oeste de EEUU. Durante el invierno en condiciones templado -húmedas la acción hielo- deshielo favorece la formación en el suelo de agregados poligonales muy permeables, que evitan la arroyada y eliminan los surcos formados durante la etapa anterior. Por el contrario en verano, en condiciones semiáridas las lluvias de carácter torrencial, destruyen y tapan las grietas preformadas, desarrollándose sobre ellas una costra impermeable. Con ello se disminuye la infiltración en esa zona y aumenta la escorrentía superficial que da origen a nuevos surcos. Pero una vez que los antiguos regueros habían sido rellenados, representan una zonas mas permeables donde el agua se infiltra y no se produce incisión. Por ello, al formarse el nuevo surco, se encaja en otra zona adyacente, en los interfluvios previos, con loe que los regueros se desplazan a lo ancho de la ladera entre los periodos de precipitación.

Braids: cuando esta etapa de flujo en canales móviles ocurre sobre materiales groseros, estos se erosionan fácilmente pero su transporte esta limitado por la capacidad del flujo. Si durante caudales poco intensos, el material más grosero, no puede ser transportado, se deposita en barras e islas y el flujo se subdivide en canales que se unen y separan, formando una red de regueros entrelazados (braids. Suelen tener de 1 a 10 cm de profundidad y entre 5cm y 5 m anchura.

Durante los períodos de intensa arroyada cambian algunos canales de posición, pero entre flujos estos apenas se modifican y destruyen, con lo cual siempre existe un patrón de canales fijos sobre el terreno. Estas formas se presentan en superficies desérticas casi lisas con pendientes entre 1-5( y pueden llegar a recubrir entre el 5 y el 20% de la superficie. Son características de los piedemontes desérticos y glacis semiáridos.

8. CANALES FIJOS: JERARQUIZACION DE LA RED DE DRENAJE

A partir de la etapa de surcos paralelos en la ladera, éstos se-integran paulatinamente en una red de drenaje jerarquizada. Horton (1945) describió por primera vez este proceso por un fenómeno de "microcapturas" (micropiracy) por destrucción del montículo que separa los surcos adyacentes dentro de un sistema de rills. Según su concepto de "flujo en manto" (overland flow), durante un aguacero se puede crear una lámina de agua que rellene los surcos y sobrepase la divisoria de agua entre dos canales. Una vez ocurrido esto, se desarrollará una componente de moción lateral hacia el curso más

profundo, erosionándose el caballón entre ambos, y produciéndose progresivamente un aumento de flujo hacia el "canal dominante" (master rill). Este flujo "jerarquizado" (proceso de "cross-grading") crea una zona relativamente suave de "flujo en manto" en que han desaparecido las divisorias de agua entre surcos y que produce una nueva componente en la ladera con la que se inicia el encajamiento de la red (Fig. Horton, 1945).

Aunque la idea esencial de jerarquización de Horton sigue siendo válida, el mecanismo de eliminación de divisorias por "escorrentía superficial en manto" no es generalizable a todas las laderas de acuerdo con las ideas de hoy en día. Sin embargo, es posible pensar en un proceso de jerarquización a partir de fenómenos de captura producidos por el agua sub-superficial o a favor del interflujo oblicuo en la ladera. De esta forma el flujo del surco más profundo captura a los caudales de los flujos adyacentes, y en este proceso subsuperficial se produce la erosión de los pequeños montículos que forman la divisoria entre surcos consecutivos, y una vez iniciada esta erosión, se produce el desmoronamiento de todo el caballón.

9. ESTADIOS EN EL DESARROLLO DE LA RED DE DRENAJE

Ya en 1932 Glock se planteó el análisis de los estudios evolutivos de la red de drenaje, recurriendo para ello a un estudio cualitativo de la distribución de la red en mapas topográficos de cuencas diferentes. De ello dedujo que el crecimiento de la red se producía inicialmente en forma esquelética con un desarrollo muy rápido hacia las cabeceras, que luego se iban rellenando progresivamente de tributarios. Al final, el proceso ocurre a la inversa reduciéndoselos tributarios según se rebaja el relieve, y quedando sólo las líneas principales del drenaje. Esta evolución quedó resumida en cinco estadios:

a) Iniciación:- Comienza el patrón de drenaje con el desarrollo e incisión suave de la red en una zona sin ninguna dirección previa.

b) Elongación.- Esta red se expande rápidamente hacia las cabeceras por crecimiento de los cursos principales.

c) Elaboración.- A partir de aquí la evolución se basa en el relleno por pequeños tributarios de las zonas intermedias, no disectadas. Este proceso ocurre en las laderas por crecimiento de los surcos y ensanchamiento de los arroyos y torrentes. A su vez en cabecera se producen bifurcaciones.

d) Máxima extensión.- Corresponde con el máximo desarrollo de la red, tanto en densidad como en extensión.

e) Abstracción. - Constituye la pérdida de tributarios en una etapa final de evolución del área en que dominan los procesos de ensanchamiento de la llanura y meandrismo. Al mismo tiempo se multiplican los eventos de capturas directas y los de "absorción" en que el encajamiento de los tributarios aguas arriba elimina en los de abajo el aporte de agua subterránea fundamental para el mantenimiento de la red. Corresponde a una etapa de reducción del relieve tendente a la peniplanización, y el número de canales se va reduciendo progresivamente al mínimo.

El estudio de Glock se basó en una "hipótesis ergódica" en que para el análisis la variable "tiempo" quedaba sustituida por el "espacio". Sin embargo, más recientemente se han realizado estudios experimentales en una cubeta experimental de laboratorio, en los que se ha encontrado un modelo de evolución análogo, en que pueden identificarse los estadios definidos previamente (Fig. 4.6 de Parker, en Schumm 1977).

En los tres primeros estadios se produce el crecimiento progresivo de la red de drenaje hacia las zonas no disectadas (A, B Y C) hasta llegar a la "máxima extensión" (D). A partir de ese momento la evolución se produce por pérdida de tributarios en un proceso de "abstracción" (E y F) que ocurre

fundamentalmente en el centro de la cuenca por reducción de los valles principales. En cabecera y en la periferia de la cuenca la densidad de drenaje permanece alta, por lo que se pueden encontrar densidades de drenaje muy variables dentro de la misma red, especialmente en estos últimos estadios.

Esta evolución, análoga a la descrita por Glock, se producía en la cuenca siempre y cuando se partiera inicialmente de una pendiente grande (3,2 %) en la cubeta y sin cambios posteriores en el nivel de base. Sin embargo, si en las condiciones de partida la pendiente era pequeña (0,75 %) y lo que se producía era un descenso progresivo del nivel de base a continuación, la red se desarrollaba creciendo muy lentamente en cabecera y formando una red muy densa y completa desde sus orígenes. Con ello hay que tener en cuenta la influencia de otros factores externos en la cuenca, como los tectónicos.

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