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Desiertos y Vientos. - Distribucion y causa de las regiones secas: Desiertos de latitudes bajas - Desierto de Latitudes medias. Procesos Geologicos en climas aridos: Meteorizacion - Papel del Agua. Basin And Range: La evolucion de un paisaje desertico.

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Transporte de sedimentos por el viento: Carga de Fondo - Carga en suspension. - Erosion Eolica: Deflacion, depresiones de deflacion y pavimento desertico - Ventifactos y Yardangs. - Depositos Eolicos: Depositos de arenas - Tipos de dunas de Arenas - Depositos de Loess (Limo).

GEOLOGIA CIENCIAS DE LA TIERRA

GEOLOGIA TECNICO NIVEL SUPERIOR

INGENIERIA EN MINAS

GEOLOGIA INGENIERIA GEOLOGICA

RUTAS GEOLOGICAS ARAUCANIA

GEOLOGIA GENERAL

DESIERTOS


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Desiertos y Vientos

El clima tiene una gran influencia en la naturaleza y la intensidad de los procesos externos de la tierra, lo que se demostró de manera clara en el capítulo anterior sobre los glaciares. Otro ejemplo excelente de la estrecha relación entre el clima y la geología se ve al examinar el desarrollo de los paisajes áridos. La palabra desierto significa literalmente desocupado. Para muchas regiones secas, ésta es una descripción muy apropiada, aunque, en las regiones de los desiertos en las que se dispone de agua, las plantas y los animales medran. No obstante, las regiones secas del mundo son probablemente las áreas menos familiares de la Tierra, con excepción del ámbito polar.

 

Los paisajes desérticos aparecen frecuentemente desolados. Sus perfiles no están suavizados por una alfombra de suelo y abundante vida vegetal. En cambio, son frecuentes los afloramientos rocosos desnudos con pendientes empinadas y angulosas. En algunos lugares, las rocas tienen un tinte naranja y rojo. En otros son grises y marrones, con bandas negras. Para muchos visitantes, el paisaje desértico exhibe una belleza impresionante; para otros, el terreno parece sombrío. Con independencia del sentimiento que provoquen, está claro que los desiertos son muy diferentes de los lugares más húmedos donde vive la mayoría de la gente.

 

Como veremos, las regiones áridas no están dominadas por un solo proceso geológico. Antes bien, se ponen de manifiesto los efectos de las fuerzas tectónicas, las corrientes de agua y el viento. Dado que estos procesos se combinan de formas diferentes de un lugar a otro, el aspecto de los paisajes desérticos varía también mucho.

 

Distribución y causas de las regiones secas

Las regiones secas del mundo abarcan alrededor de 42 millones de kilómetros cuadrados, un sorprendente 30 por ciento de la superficie terrestre. Ningún otro grupo climático ocupa un área de tierra tan grande. Dentro de estas regiones con déficit de agua, se reconocen normalmente dos tipos climáticos: el desierto, o árido, y la estepa, o semiárido. Los dos comparten muchas características. Sus diferencias son fundamentalmente una cuestión de grado (váase Recuadro DESVIE-0l). La estepa es una variante marginal y más húmeda del desierto y es una zona de transición que rodea el desierto y lo separa de los climas húmedos que lo bordean. El mapa mundial que muestra la distribución de las regiones desérticas y de estepa revela que las tierras secas están concentradas en los subtrópicos y en las latitudes medias (Figura DESVIE-0l).

Desiertos de latitudes bajas

El corazón de los climas secos de latitudes bajas se encuentra en las proximidades de los trópicos de Cáncer y de Capricornio. En la Figura DESVIE-01 se muestra un Ambiente desértico prácticamente continuo que se extiende a lo largo de más de 9.300 kilómetros, desde la costa atlántica del norte de África a las regiones secas del noroeste de la India. Además de esta gran extensión, el hemisferio septentrional contiene otra área mucho más pequeña de desierto tropical y de estepa en el norte de México y en el suroeste de Estados Unidos.

Figura DESVIE-01 Los climas áridos y semiáridos abarcan alrededor del 30 por ciento de la superficie terrestre. Ningún otro grupo climático se extiende en un área tan grande.

En el hemisferio meridional, los climas secos dominan Australia. Casi el 40 por ciento del continente es un desierto, y mucho del resto, una estepa. Además, hay zonas áridas y semiáridas en el sur de áfrica y tienen una limitada aparición en las costas chilena y Peruana.

 

¿Qué produce estas bandas de desierto de latitud baja? La respuesta es la distribución global de la presión del aire y de los vientos. El diagrama idealizado de la circulación general atmosférica de la Tierra de la Figura DESVIE-02 ayuda a visualizar la relación. El aire calentado en el cinturón de presión co nocido como depresihn ec ttorinl se eleva a grandes altitudes (normalmente entre 15 y 20 kilómetros) y luego se exaande. A medida que el flujo de las capas superiores alcanza los 20º-30º de latitud, norte o sur, desciende hacia la superficie. El aire que se eleva por la atmósfera se expande y se enfría, un proceso que induce el desarrollo de nubes y precipitaciones. Por esta razón, las áreas que están bajo la influencia de la depresión ecuatorial se cuentan entre las más lluviosas de la Tierra, Ocurre exactamente lo contrario en las regiones próximas a los l0º de latitud norte y sur donde predominan las altas presiones. Aquí, en las zonas conocidas como anticiclones (altas presiones) subtropicales, el aire se hunde. Cuando el aire se hunde, se comprime y se calienta. Estas condiciones son exactamente las opuestas a lo que se necesita para producir nubes y precipitación. Por consiguiente, esas regiones se conocen por sus cielos claros, su luz solar y la sequía progresiva.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Desiertos de latitudes medias

A diferencia de sus equivalentes de latitudes bajas, los desiertos y las estepas de latitudes medias no están controlados por masas de aire en descenso asociadas con presiones elevadas. En cambio, estas regiones secas existen principalmente porque están resguardadas en el interior de grandes masas continentales, Se encuentran muy separadas del océano, que es la fuente última de humedad para la formación de nubes y la precipitación. Un ejemplo bien conocido es el desierto de Gobi en Asia central, mostrado en el mapa al norte de la India.

Figura DESVIE-02 Diagrama idealizado de la circulación general atmosférica de la Tierra. Los desiertos y las estepas que están concentrados entre los 20º y los 30º. De latitud norte y sur coinciden con los cinturones anticiclónicos subtropicales. Aquí, el descenso del aire seco inhibe la formación de nubes y la precipitación. Por el contrario, el c¡nturón de presiones conocido como depresión ecuatorial está asociado con áreas que se cuentan entre las más lluviosas de la Tierra.

 

La presencia de montañas elevadas que se cruzan en el camino de los vientos predominantes separa aún más esas zonas de las masas de aire marítimas cargadas de agua; además, las montañas obligan al aire a perder mucha de su agua. El mecanismo es sencillo: a medida que los vientos predominantes se encuentran con las barreras montañosas, el aire se ve forzado a ascender. Cuando el aire se eleva, se expande y se enfría, un proceso que puede producir nubes y precipitación. Las laderas de las montañas expuestas al viento (barlovento), tienen a menudo abundante precipitación. Por el contrario, las laderas de las montañas que están a sotavento suelen ser mucho más secas (Figura DESVIE-03). Esta situación existe porque el aire que alcanza la ladera de sotavento ha perdido mucha de su humedad y, si el aire desciende, se comprime y se calienta, con lo cual la formación de nubes es incluso menos probable. A menudo se denomina desierto de sombra pluviométrica a la región seca que se produce. Dado que muchos desiertos de latitud media se encuentran en las laderas de sotavento de las montañas, también pueden clasificarse como desiertos de sombra pluviométrica. En Norteamérica, las barreras montañosas principales que se oponen a la llegada de humedad desde el Pacífico son las Sierras Costeras, Sierra Nevada y las Cascadas (Figura DESVIE-03). En

Figura DESVIE-03 Muchos desiertos de las latitudes medias son desiertos de sombra pluviométrica. Cuando el aire en movimiento se encuentra con una barrera montañosa, se ve forzado a ascender como consecuencia a menudo se producen nubes y precipitación en la ladera de barlovento. El aire que desciende por la ladera de sotavento es mucho más seco. Las montañas separan eficazmente el lado de barlovento de las fuentes de humedad, produciendo un desierto de sombra pluviométrica. El desierto Great Basin es un desierto de sombra pluviométrica que cubre casi toda Nevada y porciones de los estados adyacentes.

Asia, la gran cadena del Himalaya impide que llegue al interior el flujo de humedad del océano Índico de los monzones de verano (veéase Recuadro DESVIE-02).

Dado que el hemisferio meridional carece de extensas zonas de terreno en las latitudes medias, en esta latitud hay sólo una pequeña zona de desierto y estepa, que se encuentra fundamentalmente cerca del extremo meridional de América del Sur en la sombra pluviométrica de los imponentes Andes.

Los desiertos de latitud media proporcionan un ejemplo de cómo los procesos tectónicos afectan al clima. Los desiertos de sombra pluviométrica existen en virtud de las montañas producidas tras la colisión de las placas.

Sin esos episodios de formación de montañas, predominarían climas más húmedos en las zonas donde existen hoy Muchas regiones secas.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Procesos geológicos en climas áridos

Las colinas angulosas, las escarpadas paredes de los cañones y la superficie de grava y arena del desierto contrastan notablemente con las colinas redondeadas y las pendientes curvilíneas de los lugares más húmedos. De hecho, para un visitante de una región húmeda, puede parecer que un paisaje desértico ha sido formado por fuerzas diferentes de las que actúan en las áreas bien abastecidas de agua. Sin embargo, aunque el contraste puede ser notable, no reflejan procesos diferentes; tan sólo revelan los diferentes efectos que pueden tener los mismos procesos cuando actúan bajo condiciones climáticas opuestas.

Meteorización

En las regiones húmedas, suelos de textura relativamente fina sustentan una cubierta casi continua de vegetación que cubre la superficie. Aquí, las pendientes y los bordes rocosos están redondeados, lo que refleja la fuerte influencia de la meteorización química en un clima húmedo. Por el contrario, muchos de los derrubios meteoririzados en los desiertos consisten en roca, y fragmentos minerales inalterados: es el resultado de los procesos de meteorización mecánica. En las tierras secas. la meteorización de la roca de cualquier tipo se ve muy reducida debido a la falta de humedad y a la escasez de ácidos orgánicos procedentes de las plantas en descomposición. Sin embargo, en los desiertos no falta por completo la meteorización química. A lo largo de grandes espacios de tiempo, se forman suelos poco potentes y arcillas, y se oxidan muchos silicatos que contienen hierro, produciendo el color ocre que tiñe los paisajes desérticos.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Papel del agua

Las corrientes de agua permanentes son normales en las regiones húmedas, pero prácticamente todos los cauces de corrientes de agua en los desiertos están secos la mayor parte del tiempo (Figura DESVIE-04A). Los desiertos tienen corrientes de agna efímeras (ephemero = de vida corta), lo que significa que transportan agua sólo en respuesta a episodios específicos de precipitación. Una corriente efímera típica podría fluir sólo unos pocos días o quizá tan sólo unas horas al año. Algunos años, el cauce puede no transportar agua en absoluto,

Flgura DESVIE-04 A. La mayor parte del tiempo, los cauces de las corrientes de agua en los desiertos están secos. B. Corriente efímera poco después de una densa lluvia. Aunque estas inundaciones son breves, producen grande cantidades de erosión. (Fotos de E. J. Tarbuck.)

Este hecho resulta obvio incluso para el viajante casual que observa numerosos puentes por debajo de los cuales no atraviesa corriente de agua alguna o numerosas depresiones en la carretera atravesadas por cauces secos. Sin embargo, cuando se producen chaparrones densos y esporádicos, cae tanta lluvia en un tiempo tan corto que no se puede absorber toda ella. Dado 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 súbitas a lo largo de los suelos del valle (figura DESVIE-04B). Esas inundaciones son muy diferentes de las observadas en las regiones húmedas. Una inundación del río Mississippi puede tardar varios días en alcanzar su cresta y luego disminuir. Pero las inundaciones del desierto 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.

En la región seca del occidente de Estados Unidos se utilizan diferentes nombres para las corrientes efímeras, entre ellas wash y arroyo. En otras partes del mundo, una corriente de desierto seca puede ser un vadi (Arabia y Africa del Norte), un donga (América del Sur) o un nallah (India).

 

Las regiones húmedas son notables por sus sistemas de drenaje integrados. Pero en las regiones áridas, las corrientes suelen carecer de un sistema extenso de afluentes. De hecho, una característica básica de las corrientes de agua en el desierto es que son pequeñas y mueren antes de alcanzar el mar. Dado que el nivel freático suele estar muy por debajo de la superficie, pocas corrientes de agua pueden recurrir a él para abastecerse como hacen las corrientes de las regiones húmedas (véase Figura.AGUSUB-03). Sin un suministro estable de agua, la combinación de evaporación e infiltración pronto agota la corriente.

Las pocas corrientes permanentes que atraviesan las regiones áridas, como los ríos Colorado y Nilo, se originan fuera del desierto, a menudo en montañas bien abastecidas de agua. En estos casos, el surgimiento de agua debe ser grande para compensar las pérdidas que se producen cuando la corriente atraviesa el desierto. Por ejemplo, después de que el Nilo abandona su cabecera en los Lagos y las montañas de África central, atraviesa casi 3.000 kilómetros del Sahara sin un solo afluente. Por el contrario, en las regiones húmedas, el caudal de un río crece a medida que fluye corriente abajo porque los afluentes y el agua subterránea aportan más agua a lo largo del camino.

Debe destacarse que las corrientes de agua, aunque esporádicas, realizan la mayor parte del trabajo erosivo en las desiertos. Esto está 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 las áreas secas que en ningún otro lugar, la mayoría de las formas del desierto son esculpidas por las corrientes de agua. Como veremos enseguida, el papel principal del viento consiste en el transporte y el depósito de sedimentos, que crean y dan forma a los cúmulos y montículos que denominamos dunas.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

: La evolución de un Paisaje Desértico

Dado que las regiones áridas suelen carecer de corrientes permanentes, se caracterizan por tener drenaje interior.

Esto significa que tienen un modelo discontinuo de corrientes intermitentes que no fluyen fuera del desierto, hacia los océanos. En Estados Unidos, la región proporciona un ejemplo excelente. La región abarca el sur de Oregón, toda Nevada, el oeste de Utah, el sureste de California, el sur de Arizona y el sur de Nuevo México. Su nombre es u¡a buena descripción de esta región de casi 800.000 kilómetros cuadrados, porque se caracteriza por más de 200 montañas relativamente pequeñas cuya altura oscila enre 900 y 1.500 metros por encima de las cuencas que las separan.

En esta región, como en otras parecidas que hay por el mundo, la erosión ocurre fundamentalmente sin referencia al océano (nivel de base absoluto), porque el drenaje interior nunca alcanza el mar. Incluso allí donde las corrientes permanentes fluyen al océano, existen pocos afluentes y, por tanto, sólo una estrecha franja de tierra adyacente a la corriente tiene el nivel del mar como su nivel absoluto de reducción del terreno.

 

Los bloques de diagramas de la Figura DESVIE-05 muestran cómo ha evolucionado el paisaje en la región de Estados Unidos a la que nos referimos. Durante y después del levantamiento de las montañas, las corrientes de agua empiezan a esculpir la masa elevada y a depositar grandes cantidades de derrubios en la cuenca, Durante esta primera etapa se produce la mayor compensación, porque, a medida que la erosión reduce las montañas y llena de sedimentos las cuencas, las diferencias de elevación disminuyen de manera gradual.

Cuando torrentes ocasionales de agua producidos por lluvias esporádicas se desplazan hacia abajo por los cañones montañosos, están densamente cargados de sedimentos. Al salir de los confines del cañón, el agua de escorrentía se expande sobre las suaves pendientes de la base de las montañas y pierde rápidamente velocidad. Por consiguiente, mucha de su carga se abandona en una corta distancia. El resulado es un cono de derrubios en la boca del cañón conocido como abanico aluvial (figura DESVIE-06). Dado que el material más grueso se deposita primero, la cabecera del abanico es más empinada, con una pendiente de casi l0 a l5 grados. Más adelante, el tamaño del sedimento y la inclinación de la pendiente disminuyen y se mezclan de manera imperceptible con el suelo de la cuenca. Un examen de la superficie del abanico revelaría probablemente un modelo de cauce anastomosado debido a que el agua desvía su curso a medida que los cauces sucesivos se van atascando con sedimento. Con el paso de los años, el abanico aumenta de tamaño y acaba por unirse con los abanicos de los cañones adyacentes produciendo una falda de sedimento denominada bajada a lo largo del frente de montaña.

Figura DESVIE-05 Etapas de evolución del paisaje de un desierto montañoso como el de la región del oeste norteamericano. A medida qúe continúa la erosión de las montañas y la deposición en las cuencas, los relieves disminuyen. A. Etapa inicial. B. Etapa intermedia. C, Etapa final.

En las raras ocasiones en las que se producen precipitaciones abundantes, las corrientes pueden fluir a través de la bajada hasta el centro de la cuenca, convirtiendo el suelo de la cuenca en un lago-playa somero. Estos lagos-playa son estructuras transitorias que duran sólo unos pocos días o, a lo sumo, unas pocas semanas antes de que la evaporación y la infiltración eliminen el agua. El lecho seco y plano que queda de un lago se denomina playa. Las playas están compuestas típicamente por limos finos y arcillas, y en ocasiones encostradas con las sales precipitadas durante la evaporación. Estas sales precipitadas pueden ser inusuales. Un ejemplo es el borato sódico (mejor conocido como bórax) que se obtiene en minas de los antiguos depósitos del lago-playa del valle de la Muerte, California.

Figura. DESVIE-06 Vista aérea de los abanicos aluviales del valle de la Muerte, California. El tamaño del abanico depende del tamaño de la cuenca de drenaje. A medida que los abanicos crecen, acaban coalesciendo y forman una bajada. (Foto de Michael collier.)

 

Con la erosión progresiva de la masa montañosa y la sedimentación que le sigue, el relieve local sigue disminuyendo. Por último, habrá desaparecido casi del todo la masa montañosa. Por tanto, en las etapas finales de la erosión, las áreas montañosas están reducidas a unas grandes prominencias rocosas proyectándose sobre la cuenca rellena de sedimentos de su entorno. Estos restos erosivos aislados de un paisaje de desierto en sus últimas etapas se denominan inselbergs, palabra alemana que significa (véase Recuadro DESNIE-03).

Cada una de estas etapas de la evolución del paisaje en un clima árido mostradas en la Figura DESNIE-05 puede observarse en la región ,. En el sur de Oregón y el norte de Nevada se encuentran montañas recién levantadas en u¡a etapa inicial de erosión. El valle de la Muerte, California, y el sur de Nevada encajan en la etapa media más avanzada, mientras que en el sur de Arizona puede verse la etapa final, con sus inselbergs.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Transporte de sedimentos por el viento

El aire en movimiento, como el agua en movimiento, es turbulento y capaz de elevar derrubios sueltos y transportarlos a otros lugares. Exactamente igual que ocurre en una corriente, la velocidad del viento aumenta con la altura por encima de la superficie. También igual que en una corriente, el viento transporta panículas finas en suspensión, mientras que las más pesadas son transportadas como carga de fondo. Sin embargo, el transporte del sedimento por el viento difiere del realizado por las corrientes de agua de dos maneras significativas. En primer lugar, la menor densidad del viento, en comparación con la del agua, le hace menos capaz de elevar y transportar materiales gruesos. En segundo lugar, dado que el viento no está confinado en cauces, puede extender el sedimento a lo largo de grandes áreas, así como hacia arriba a la atmósfera.

 

Carga de fondo

La carga de fondo transportada por el viento consiste en granos de arena. Las observaciones realizadas en el campo y en experimentos en los que se utilizan túneles de viento, indican que la arena movida por el viento se mueve saltando y rebotando a lo largo de la superficie: proceso denominado saltación. El término deriva de la palabra que significa en latín.

 

EI movimiento de los granos de arena empieza cuando el viento alcanza una velocidad suficiente para superar la inercia de las partículas en reposo. Al principio, la arena gira a lo largo de la superficie. Cuando un grano de arena en movimiento golpea otro grano, uno o los dos pueden saltar en el aire. Una vez en el aire, los granos son transportados hacia delante por el viento hasta que la gravedad los arrastra de nuevo hacia la superficie. Cuando la arena golpea la superficie, o bien rebota de nuevo al aire o bien desaloja otros granos, que entonces saltan hacia arriba. De esta manera, se establece una reacción en cadena, que llena el aire cercano a la superficie de granos de arena en saltación en un tiempo muy corto (Figura DESVIE-07).

 

Los granos de arena que rebotan nunca viajan muy lejos de la superficie. Aun cuando los vientos sean muy fuertes, la altura alcanzada por la arena rara vez excede un metro y normalmente no supera el medio metro. Algunos granos de arena son demasiado grandes para ser lanzados en el aire por el impacto de otras partículas. Cuando esto ocurre, la energía proporcionada por el impacto de los granos saltantes más pequeños impulsa el movimiento hacia delante de los granos más grandes. Los cálculos indican que entre el 20 y el 25 por ciento de los granos transportados en una tormenta de arena se mueve de esta manera.

Figura DESVIE-07 Una nube de granos de arena asciende mediante saltación por la pendiente suave de una duna. (Foto de Stephen Trimble.)

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Carga en suspensión

A diferencia de la arena, las partículas más finas de polvo pueden ser elevadas hacia la atmósfera por el viento. Dado

que el polvo suele estar compuesto de partículas bastante planas que tienen áreas superficiales grandes en comparación con su peso, es relativamente fácíl para el aire turbulento contrarrestar el empuje de la gravedad y mantener esas partículas finas transportadas por el aire durante horas o incluso días. Aunque el limo y la arcilla pueden ser transportados en suspensión, el limo constituye normalmente la mayor parte de la carga suspendida, porque el reducido grado de meteorización química de los desiertos proporciona sólo pequeñas cantidades de arcilla.

 

Las partículas finas son fácilmente transportadas por el viento, pero no son fácilmente recogidas para empezar su transpone. La razón es que la velocidad del viento es prácticamente cero dentro de una capa muy fina situada cerca del suelo. Por tanto, el viento no puede elevar el sedimento por sí mismo. En cambio, debe ser arrojado o dispersado en el aire en movimiento por los granos de arena que rebotan u otros procesos. Esta idea está bien ilustrada por una carretera seca no pavimentada en un día de viento. El viento levanta poco polvo si antes no se le mueve, Sin embargo, como pase un coche o un camión por la carretera, se levanta una capa de limo que crea una gruesa nube de polvo.

Aunque la carga suspendida suele depositarse relativamente cerca de su origen, los vientos altos son capaces de transportar grandes cantidades de polvo a grandes distancias (Figura DESVIE-08). En los años 30, se transportó polvo levantado en Kansas hasta Nueva Inglaterra y más allá, hasta el Atlántico norte. De igual manera, se ha seguido la pisa de polvo del Sahara hasta las Indias occidenales (Figura DESVIE-09).

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Erosión eólica

Conceptos erróneas habituales sobre desiertos.

En comparación con las corrientes de agua y los glaciares, el viento es un agente erosivo relativamente insignificante. Recordemos que incluso en los desiertos, la mayor parte de la erosión la realizan las corrientes de agua intermitentes, no el viento. La erosión eólica es más eficaz en las regiones áridas que en las áreas húmedas, porque en los lugares húmedos la humedad mantiene juntas las partículas, y la vegetación las sujeta al suelo. Para que el viento sea una fuerza erosiva eficaz, la sequedad y la escasez de vegetación son requisitos previos importantes. Cuando existen dichas circunstancias, el viento puede levantar, transportar y depositar grandes cantidades de sedimento fino. Durante los años treinta, parte de las grandes llanuras experimentaron enormes tormentas de polvo: la tierra quedó expuesta a la erosión eólica tras ser arada bajo la cubierta vegetal natural para el cultivo y la posterior e intensa sequía. Este lugar se conoce desde entonces como Dust Bowl (véase Recuadro DESVIE-04).

 

Deflación, depresiones de deflación y pavimento desértico

Una forma mediante la cual el viento produce erosión es la deflación (de : fuera; flat : soplar), el levantamiento y removilización del material suelto. A veces, la deflación es difícil de observar porque toda la superficie está siendo reducida al mismo tiempo, pero puede ser significativa. En

Figura DESVIE-08 El polvo ennegrece el cielo el 21 de mayo de 1937 cerca de Elkhart, Kansas. Debido a tormentas como ésta algunas partes de las grandes llanuras se denominaron. durante los años 30. (Foto reproducida de la colección de la Biblioteca del Congreso.)

Figura DESVIE-09 Esta imagen de satélite muestra gruesos penachos de polvo del desierto del Sahara que se desplazan en dirección noroeste sobre las islas Canarias el 12 de marzo de 2003. Estas tormentas de polvo son habituales en el árido norte de África. De hecho, esta región es la mayor fuente de polvo del Mundo. Los satélites son una herramienta excelente para estudiar el transporte de polvo a escala mundial. Muestran que las tormentas de polvo pueden cubrir áreas enormes y que el polvo puede ser transportado a lo largo de grandes distancias. (imagen cortesía de la NASA.) algunas zonas del Dust Bowl de los años treinta, enormes áreas de terreno experimentaron una reducción de hasta un metro tan sólo en unos años.

El resultado más destacable de la deflación en algunos lugares es la aparición de depresiones superficiales denominadas depresiones de deflación (Figura DESVIE-10). En la región de las grandes llanuras, del norte de Téxas a Montana, son visibles miles de depresiones de deflación en el paisaje. Oscilan entre pequeños agujeros menores de 1 metro de profundidad y 3 metros de ancho a depresiones que se aproximan a 50 metros de profundidad v varios kilómetros de diámetro. EI factor que controla las profundidades de estas cuencas (es decir que actúa como nivel de base) es el nivel freático local. Cuando las depresiones de deflación descienden hasta el nivel freático, la tierra húmeda y la vegetación impiden la deflación posterior.

En determinadas zonas de muchos desiertos. la superficie es una capa muv empaquetada de cantos gruesos demasiado grandes para ser moüdos por el viento. Este revestimiento rocoso, denominado pavimento desértico, se crea a medida que la deflación reduce la superficie eliminando la arena y el limo hasta que prácticamente sólo queda una capa continua de granos gruesos (Figura DESVIE-l l).Una vez que se ha establecido el pavimento desértico, un proceso que puede durar centenares de años, la superficie queda protegida de la ulterior deflación si no se perturba. Sin embargo, dado que la capa tiene un grosor de tan sólo uno o dos granos, los vehículos o los animales pueden desalojar el pavimento y exponer de nuevo a la deflación el material de grano fino situado por debajo.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Ventifactos y yardangs

Como los glaciares y las corrientes de agua, elviento también erosiona mediante abrasión (ab = fuera; ardere = raspar). En las regiones secas, así como a lo largo de las playas, la arena transportada por el viento corta y pule las superficies rocosas expuestas. A veces, la abrasión crea rocas de formas muy interesantes conocidas como ventifactos. La cara de la roca expuesta al viento predominante es sometida a abrasión, dejándola pulida, picada y con bordes angulosos. Si el viento no sopla constantemente de la misma dirección, o si el canto se reorienta, puede tener varias superficies facetadas.

Figura DESVIE-10 Formación de una depresión de deflación. A. Antes de la deflación. B. Después de la deflación se ha creado una depresión superficial.

 

Por desgracia, a menudo se atribuyen a la abrasión obras que van más allá de sus capacidades. Estructuras como rocas en equilibrio de pie en la parre superior de pedestales estrechos y con intrincados detalles en altos pináculos, no son consecuencia de la abrasión. Rara vez la arena viaja más de un metro por encima de la superficie, de manera que el efecto de limpieza con chorro de arena del viento está obviamente limitado en la vertical.

 

Además de los ventifactos, la erosión eólica es responsable de la creación de estructuras mucho mayores, denominadas yardangs (de la palabra turca. yar, que significa .). Un yardang es una cresta aerodinámica esculpida por el viento con una orientación paralela a la del viento predominante. Suele tener el aspecto de un casco de barco al revés. Cada yardang suele medir menos de 10 metros de altura y unos 100 metros de longitud, suelen aparecer en grupos y parecen limitados a zonas desérticas especialmente secas con una cubierta vegetal mínima y fuertes vientos que soplan predominantemente desde una dirección.

Figura DESVIE-11 Formación del pavimento desértico. Como ilustran estas secciones transversales, los granos gruesos se concentran gradualmente en una capa fuertemente empaquetada a medida que la deflación reduce la superficie eliminando la arena y el limo. Si no experimenta alteración, el pavimento desértico protegerá la superficie de una ulterior deflación.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Depósitos Eólicos – Repaso de las formas y paisajes

Anque le viento carece relativamente de importancia en la génesis de formas erosivas, en algunas regiones crea significativas estructuras deposicionales. Las acumulaciones de sedimento transportado por el viento son particularmente notables en las regiones secas de todo el mundo y a lo largo de muchas costas arenosas. Los depósitos eólicos son de dos tipos distintos: (1) montículos y colinas de arena formados a partir de la carga de fondo del viento, que denominamos dunas, y (2) extensas alfombras de limo, denominados Loess, que una vez fueron transportados en suspensión.

Depósitos de Arena

Como ocurre con las corrientes de agua , el viento deja caer su carga de sedimento cuando la velocidad desciende y la energía disponible par el transporte disminuye. Por tanto, la arena empieza a acumularse en cualquier lugar en el que una obstrucción situada en el camino del viento ralentice su movimiento. A diferencia de muchos depósitos de limo, que forman capas de modo de alfombra a lo largo de grandes áreas, los vientos depositan normalmente la arena en montículos o crestas denominados dunas (Figura DESVIE-12).

Cuando el aire en movimiento encuentra un objeto, como una mata de vegetación o una roca, barre a su alrededor y por encima de él, dejando una sombra de aire con movimiento más lento por detrás del obstáculo, así como una zona más pequeña de aire más tranquilo justo enfrente del obstáculo. Algunos de los granos de arena que se mueven por saltación con el viento vienen a descansar a esas sombras de viento. A medida que continúa la acumulación de arena, se convierte en una barrera cada vez más imponente para el viento y, por tanto, en una trampa cada vez más eficaz para la acumulación de arena. Si hay suficiente abastecimiento de arena y el viento sopla de manera uniforme durante un tiempo lo bastante largo, el montículo de arena crece y se transforma en una duna.

Figura DESVIE-12. Arena descendiendo por la cara de deslizamiento empinada de una duna, en el Monumento Nacional White Sands, Nuevo México (Foto de Michael Collier).

Muchas dunas tienen un perfil asimétrico, con la pendiente de sotavento (protegida) más empinada y la pendiente de barlovento con una inclinación más suave (figura DESVIE-13). La arena asciende por la pendiente más suave, en la ladera de barlovento, por saltación. Justo detrás de la cresta de la duna, donde la velocidad del viento es menor, se acumula la arena. Conforme se acumula más arena, la pendiente se inclina y algo acaba por deslizarse bajo el empuje de la gravedad. De esta manera, la pendiente de sotavento de la duna, denominada cara de deslizamiento, mantiene un ángulo de unos 34 grados, el ángulo de reposo para la aren¿ seca suelta (recordemos que el ángulo de reposo es el ángulo más empinado al cual el material suelto permanece estable). Le acumulación continua de arena, junto con los desplazamientos periódicos que tienen lugar por la cara de deslizamiento, provocan una migración lenta de la duna en la dirección del movimiento del aire.

figura DESVIE-13 Como se ilustra en las partes A y B, las dunas tienen normalmente una forma asimétrica. El lado de sotavento, más empinado, se denomina cara de deslizamiento. Los granos de arena depositados en la cara de deslizamiento en la dirección del ángulo de reposo crean la estratificación cruzada de las dunas.

C. Se desarrolla un modelo complejo en respuesta a cambios en la dirección del viento. Obsérvese también que cuando las dunas son enterradas y se convierten en una parte del registro sedimentario, la estructura de estratificación cruzada se conserva.

A medida que la arena se deposita en la care de deslizamiento, se forman estratos inclinados en la dirección en la que sopla el viento. Estas capas en pendiente se denominan estratos cruzados (Figura DESVIE-13). Cuando las dunas son finalmente enterradas bajo otras capas de sedimento y entran a formar parte del registro de rocas sedimentarias, se destruye su forma asimétrica, pero permanecen los estratos cruzados como testimonio de su origen. Ningún lugar tiene una estratificación cruzada más notable que el de las paredes de arenisca de Zion Canyon, en el sur de Utah.

 

En algunas áreas, el movimiento de la arena constituye un problema. En zonas de Oriente Medio, las valiosas instalaciones petrolíferas deben ser protegidas de la invasión de las dunas. En algunos casos, las cercas se construyen lo bastante de cara al viento de las dunas como para detener su migración. A medida que la arena sigue acumulándose, sin embargo, debe aumentarse la altura de las cercas. En Kuwait, las cercas protectoras se extienden durante casi l0 kilómetros alrededor de un importante pozo petrolífero. La migración de las dunas puede plantear también un problema para la construcción y el mantenimiento de carreteras y vías férreas que atraviesan regiones desérdcas arenosas. Por ejemplo, para mantener abierta al tráfico una porción de la autopista 95 cerca de Winnemucca, Nevada, debe retirarse la arena unas tres veces al año. Cada vez, se extraen entre 1.500 y 4.000 metros cúbicos de arena. Los intentos de estabilizar las dunas plantando diferentes variedades de hierba han sido insatisfactorios, porque la escasa precipitación hace imposible que se mantengan las plantas.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Tipos de dunas de arena

Las dunas no son simples montículos aleatorios de sedimento transportado por el viento, Más bien, son acumulaciones que suelen adoptar modelos sorprendentemente constantes (DESVIE-14). Al abordar este punto, uno de los primeros investigadores pioneros sobre las dunas, el ingeniero británico R A Bagnold, observaba: ,Existe una amplia selección de formas de dunas, que generalmente se simplifican en unos pocos tipos principales para su discusión.

 

Por supuesto, existen gradaciones entre las diferentes formas, así como dunas de formas irregulares que no encajan fácilmente en una categoría. Varios factores influyen en la forma y el amaño que las dunas acaban por adoptar. Esos factores son la dirección y la velocidad del viento, la disponibilidad de arena y la cantidad de vegetación presente. En la Figura DESVIE-14 se muestran seis básicos de dunas, y las flechas indican las direcciones del viento.

Figura DESVIE-14 Tipos de dunas de arena. A. Barjanes. B. Dunas Transversas. C. Dunas barjanoides. D. Dunas longitudinales. E. Dunas parabólicas. F. Dunas en estrella,

 

Barjanes Las dunas solitarias de arena en forma de media luna y con sus extremos apuntando en la dirección del viento se denominan barjanes (figura DESVIE-14A). Esas dunas se forman cuando los suministros de arena son limitados y la superficie es relativamente plana, dura y carente de vegetación. Migran lentamente con el viento a una velocidad de hasta l5 metros por año. Su tamaño suele ser modesto, alcanzando, las más grandes, alturas de unos 30 metros, mientras que la expansión próxima entre las puntas se aproxima a 300 metros. Cuando la dirección del viento es casi constante, la forma de media luna de estas dunas es casi simétrica. Sin embargo, cuando la dirección del viento no es perfectamente fija, una puna se hace mayor que la otra.

 

Dunas transversas En regiones donde los vientos predominantes son uniformes, hay abundancia de arena y la vegetación es dispersa o no existe, las dunas forman una serie de largas cresas separadas por depresiones y orientadas según ángulos rectos con respecto al viento predominante, Debido a esta orientación, se denominan dunas transversas (figura DESVIE-14B). Normalmente, muchas de las dunas costeras son de este tipo. Además, las dunas transversas son comunes en muchas regiones áridas donde la extensa superficie de arena ondulada se denomina a veces mar de arena. En algunas partes de los desiertos del Sahara y el Arábigo, las dunas transversas alcanzan alturas de 200 metros, ocupan una superficie transversal de 1 a 3 kilómetros y pueden extenderse a lo largo de distancias de 100 kilómetros o más.

 

Hay una forma de duna relativamente común, que es intermedia entre los barjanes aislados y las extensas ondulaciones de las dunas transversas. Esas dunas, denominadas dunas barjanoides, forman hileras festoneadas de arena orientadas segrún ángulos rectos con respecto al viento (Figura DESVIE-14C). Las hileras recuerdan una serie de barjanes que hayan sido colocados unos al lado de otros. Los visitantes que exploren las dunas de yeso en el monumento nacional White Sands, Nuevo México, reconocerán esta forma.

 

Dunas longitudinales Las dunas longitudinales son largas crestas de arena que se forman más o menos en paralelo al viento predominante y donde el suministro de arena es limitado (figura DESVIE-14D). Aparentemente la dirección del viento predominante debe variar algo, pero sigue permaneciendo en el mismo cuadrante de la brújula. Aunque los tipos más pequeños tienen sólo 3 o 4 metros de altura y varias docenas de metros de longitud, en algunos desiertos grandes las dunas longitudinales pueden alcanzar grandes tamaños. Por ejemplo, en partes del norte de Africa, Arabia y Australia central esas dunas pueden alcanzar una altura de 100 metros y extenderse a lo largo de distancias de más de 100 kilómetros.

Dunas parabólicas A diferencia de las otras dunas que se han descrito hasta ahora, las dunas parabólicas se forman

donde la vegetación cubre parcialmente la tierra. La forma de estas dunas recuerda la forma de los barjanes, excepto en que sus extremos apuntan en dirección contraria al viento en vez de en su misma dirección (Figura DESVIE-14E). Las dunas parabólicas se forman a menudo a lo largo de las cosas donde hay fuertes vientos que soplan hacia el interior y abundante arena. Si la cubierta vegetal dispersa de la arena se interrumpe en algún punto, la deflación crea una depresión. Entonces la arena es transportada fuera de la depresión y depositada como un reborde curvo, que se hace más alto a medida que la deflación aumenta el tamaño de la depresión.

Dunas en estrella Confinadas en gran medida a zonas de los desiertos sahariano y arábigo, las dunas en estrella son colinas aisladas de arena que exhiben una forma compleja (figura DESVIE-14F). Su nombre deriva del hecho de que

la base de esas du¡as se parece a estrellas de puntas múltiples. Normalmente lomas, de 3 o 4 crestas divergen de un punto alto central, que en algunos casos puede aproximarse a los 90 metros de altura. Como sugiere su forma, las dunas en estrella se desarrollan cuando las direcciones del viento son variables.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Depósitos de loess (limo)

En algunas panes del mundo la topografía superficial está cubierta por depósitos de limo transportado por el viento, denominado loess. Durante períodos de quizás miles de años, las tormentas de polvo depositaron este material.

Cuando el loess es atravesado por corrientes de agua o cortado para hacer carreteras, tiende a mantener una estructura vertical y carece de estratos visibles. La distribución del loess en el mundo indica que hay dos fuentes principales de este sedimento: los depósitos desérticos y las llanuras de aluvión glaciares. Los depósitos de loess más gruesos y más extensos de la Tierra se encuentran en el Oeste y el norte de china. Fueron transportados por el viento aquí desde las extensas cuencas desérticas de Asia Central. Acumulaciones de 30 metros son comunes y se han medido grosores de más de 100 metros. Es este sedimento fino de color de ante el que proporciona el río amarillo (Huang Ho) su nombre.

En estados Unidos, los depósitos de Loees son significativos en muchas áreas , entre ellas Dakota del Sur, Nebraska, Iowa, Missouri e Illinois, así como en zonas de la llanura de Columbia en el Pacífico noroccidental. La correlación entre la distribución del Loees y las regiones agrícolas importantes del medio oeste y del estado oriental de Washington no es una mera coincidencia, porque los suelos derivados de este sedimento depositado por el viento se cuentan entre los más fértiles del mundo.

A diferencia de los depósitos de china, que se originaron en los desiertos, el loess de Estados Unidos (y de Europa) es un producto indirecto de las glaciaciones. Su origen se encuentra en los depósitos de derrubios glaciares estratificados. Durante la retirada de los glaciares de casquete, muchos valles de los ríos fueron bloqueados con sedimento depositado por el agua de fusión. Fuertes vientos que soplaban en dirección oeste barriendo a través de las desnudas llanuras de inundación, levantaron el sedimento más fino y lo dejaron caer como una manta sobre las laderas orientales de los valles. Este origen es confirmado por el hecho de que los depósitos de loess son las más potentes y groseros en el lado de sotavento de desbordamientos de drenaje glaciar principal, como los de los ríos Mississippi e Illinois y rápidamente se hacen más finos al aumentar la distancia de los valles. Además, los granos angulosos mecánicamente meteorizados que componen el loess son esencialmente los mismos que los del suelo de roca producidos por la acción de molienda de los glaciares.

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