Accion Geologica Del Viento
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INTRODUCCION
El viento es el agente geológico de menor consistencia, no obstante realiza
importantes acciones geológicas especialmente en las zonas del planeta de
escasa humedad y vegetación, en las que puede actuar libremente sobre las
partículas minerales.
El viento es una corriente atmosférica de aire, que se mueve en dirección
determinada y se origina por las diferencias de temperaturas de la atmósfera en
distintos puntos de la superficie terrestre
La característica fundamental de lo desiertos es la escasez de las
precipitaciones, y por lo tanto, es en estos lugares donde se desarrollan en gran
manera la acción eólica.
OBJETIVOS
Enseñar a los alumnos a conocer más sobre el viento y su acción modeladora.
A preciar la fuerza y belleza del viento y los desiertos
Tener presente el concepto de erosión y sedimentación eólica entre otros.
ACCIÓN GEOLÓGICA DEL VIENTO
VIENTO
El régimen de vientos puede descomponerse en dos partes: una debida a la
circulación media o general en la estructura de la atmósfera (vientos alisios), y
otra a las perturbaciones locales de cada región (brisas). Y habría que tener en
cuenta las variaciones estacionales.
Vientos alisios. Estos vientos predominan sobre la isla durante todo el año. Se
hacen sentir más sobre los sistemas montañosos, donde soplan con mayor
violencia. Los alisios se originan en un área de alta presión anticiclón del
Atlántico, que se extiende desde las islas Bermudas hasta España. Inician sus
movimientos casi paralelos a la costa africana y luego giran hacia el Oeste. En las
Antillas se sienten venir desde el Este durante todo el año pero la tendencia es
soplar del Nordeste en invierno y del Sudeste en verano.
La acción de los vientos alisios influye decisivamente sobre nuestro clima y
se hacen sentir más en las áreas más expuestas a las corrientes. Lo contrario
ocurre en las áreas resguardadas, donde no llega libre su acción. Las altas
temperaturas que se registran durante el verano en Sánchez, La Vega, Mao,
Jimaní, Villa Vásquez, Pedernales, etc., son ocasionados por montañas y sierras
que cortan las corrientes de los alisios.
Brisas mar - tierra. Estas son corrientes que se manifiestan durante el día y la
noche en las zonas costeras del país. Su causa es la diferencia de calentamiento
de las tierras y las aguas del mar.
La brisa mar - tierra (brisas marinas, o simplemente brisa) idealmente
comienza hacia las 10 a.m., como consecuencia de la diferencia de temperatura
entre la tierra y el mar durante la mañana; registra su máxima velocidad hacia las
2 p.m. Luego disminuye paulatinamente habiendo un período de calma al
anochecer al que sigue el terral (brisa de tierra - mar), debido al diferente
enfriamiento de la tierra y el mar durante la tarde y la noche, alcanzando su
máxima intensidad en las primeras horas de la madrugada.
Las brisas mar - tierra son vientos locales, de poca altura, que afectan las
zonas cercanas a la costa. En los Trópicos pueden alcanzar una altura de 1 - 2
Km., penetrando más de 100 Km. al interior, si no hay montañas que se lo
impidan, y alcanzando velocidades de 20 - 30 Km./h.
Brisas valle - montaña. Estas corrientes se producen de un modo similar a las
brisas mar - tierra, a lo largo del año. Las laderas de las montañas se calientan y
enfrían más rápidamente, sobre todo si son rocosas o deforestadas, mientras que
el valle, protegido por las montañas, lo hace más lentamente. Cuando el aire
caliente de las laderas se eleva (siendo sustituido por el más fresco del valle) se
va enfriando llegando a formar nubes sobre las partes altas de las montañas y, si
asciende suficientemente, provoca lluvias locales, mientras que sobre el centro
del Valle las nubes se disuelven (al descender y calentarse), reinando buen
tiempo.
TORMENTAS TROPICALES
Son fenómenos meteorológicos complejos caracterizados por sus fuertes
vientos, lluvias torrenciales y sus efectos destructores. Su área de formación varía
a lo largo de la temporada ciclónica, estando siempre muy cerca del Ecuador: del
Golfo de México y Caribe Occidental hasta la isla de Cabo Verde en África.
El término ciclón tropical se aplica para todas las circulaciones que se
originan sobre aguas tropicales. Según la velocidad de sus vientos, se clasifican
en: Depresión tropical, si no alcanzan 61 Km./h; Tormenta tropical, si oscilan
entre 61 y 177 Km./h; y Huracán, cuando superan los 117 Km./h.
La costa Sur es la región más afectada, recibiendo el 67% de los ciclones
que tocan la República Dominicana, dada su situación en la trayectoria de los
ciclones formados al Este de los 70° Oeste y bajo los 20° N, que son los que más
afectan al país.
La temporada ciclónica oficial en la República Dominicana (como en todo
el Caribe) es 1ro. de junio al 1ro. de Noviembre de cada año, ocurriendo ciclones
ocasionalmente en mayo y diciembre. Los que más afectan a la isla no comienzan
hasta agosto, siendo septiembre y octubre los meses en que ocurren los más
importantes.
LAS DUNAS LITORALES
Las dunas litorales se encuentran asociadas a las playas arenosas. El
margen costero se ve sometido a vientos litorales constantes que modelan las
arenas y forman costas dunares. Las dunas se disponen transversalmente a los
vientos dominantes. Además, la salinidad y la porosidad del suelo dificultan la
colonización vegetal. No obstante, las plantas halófilas§, juncos y gramíneas,
frenan la progresión de las dunas hacia el interior.
Por encima del límite de las mareas las dunas forman, por coalescencia, un
cordón paralelo al litoral llamado duna marginal. Esta duna, aunque más estable,
es muy vulnerable a la acción de los vientos de temporal que desplaza gran parte
de la duna y forma otro cordón dunar aún más al interior. En este cordón
aparecen formas de detalle en el que están implicadas la acción del viento y la
presencia de plantas. Los vientos fuertes, desalojan la arena y excavan unos
surcos entre ellas llamados caoudeyers; estos surcos, dejan entre sí montículos
arenosos colonizados por plantas. Hacia el interior la arena se amontona
caóticamente en montículos llamados pourrieres. Estos pourrieres presentan una
fuerte pendiente a sotavento.
La presencia de varias dunas consecutivas y unidas da lugar una duna de
peine. Cuando una duna se ve atacada por el viento en el estadio inicial de la
formación de un pourriere se forma una duna parabólica, caracterizada por el
recorte de las alas al encontrarse con la vegetación. Finalmente se forman dunas
alargadas paralelas a la dirección del viento. La movilidad de las dunas litorales
se pierde hacia el interior, debido a la menor acción del viento, la escasez de
arena y la colonización vegetal, se forman así dunas fijas. En las regiones áridas
su influencia puede sentirse muy lejos de la costa.
1. EL VIENTO COMO AGENTE GEOLOGICO
El viento es la atmósfera en movimiento y se produce por efecto de
los cambios de la temperatura y rotación de la tierra-efecto. Es un activo
agente de la erosión, transportación y deposición. Su acción es la más
evidente en las regiones áridas
2. EROCION EOLICA
El viento efectúa su trabajo de erosión de diversas formas pero hay
que tener siempre en cuenta que ellas actúan al mismo tiempo pues son
parte de un proceso único.
Las formas o tipos de erosión eólica son las siguientes:
a)Deflación.- Es el proceso mediante el cual el viento por si mismo arrastra
y dispersa las partículas de rocas, rebajando la superficie del terreno. Se
presenta principalmente en las regiones de clima árido y semiárido.
b)Corrasión.- Llamado también abrasión; es la erosión que efectúa el viento
cerca al suelo cuando se encuentra armado con partículas duras que
ejerce una acción de limado sobre las rocas superficiales.
El desgaste por el viento cargado de partículas de las partes inferiores
de peñascos aislados da como resultado peñascos en forma de hongo y de
pedestales. Esta misma acción produce en fragmentos de rocas, caras
facetadas, es decir caras que han sido pulidas o labradas por la arena que
transporta el viento y que presentan un brillo o lustre relativamente alto,
estos materiales así trabajados son conocidos como ventifactos que cuando
presentan un solo filo, son mas especificas como “Einkanters” y cuando
presentan tres como “Dreikanters”.
c)Atriccion.- Es el desgaste de las partículas de arena transportadas por el
viento y utilizadas en el proceso de corrasión, las que serán también
pulimentadas, redondeadas y reducidas de tamaño.
3. TRANSPORTE POR EL VIENTO
El viento es un importante agente de transporte de los materiales,
dependiendo su mayor o menor facilidad de transporte y la distancia a la cual
lo hace, de los siguientes factores: Tamaño, forma, peso de las partículas y
velocidad del viento.
Las partículas son transportadas por el viento de dos maneras:
a. Rodando sobre el suelo debido a un movimiento de tracción
ocurriendo a veces que algunas partículas se desplazan mediante una
serie de saltos.
b. Suspendidas en el aire, en la cual la mayor parte de la carga
se encuentra muy cerca del suelo. Las partículas más ligeras debido a las
corrientes ascendentes pueden ser llevadas a niveles más altos;
pudiéndose concluir que si mayor es la altura, mayor es la distancia
horizontal alcanzada por las partículas de polvo.
Para tener una idea de la capacidad de transporte de material por
el viento, basta con conocer el hecho de que el rojizo polvo eólico del
desierto del Sahara ha sido encontrado algunas veces en Alemania y en
otros países europeos.
4. DEPOSITACION EOLICA
El material transportado por el viento, se deposita por el viento, se
deposita en aquellos lugares donde ocurre una disminución de la velocidad
de éstos, sea porque el viento ha perdido energía ocurriendo entonces un
apaciguamiento o porque su desplazamiento se encuentra obstaculizado por
la existencia de irregularidades en el terreno como “cerros, vegetación, etc.”
Otro factor que merece ser estudiado en la depositación de la carga
que transporta el viento, es el hecho de que por efecto de la lluvia o de la
nieve, los materiales en suspensión en la atmósfera son arrastrados a tierra.
Entre los diversos tipos de depositación eólica los más importantes
son: dunas y loes.
4.1 DUNAS
Se llama duna a toda acumulación de arena depositada y
transportada por el viento y que tiene una cumbre o cresta definida. Se
presentan en los desiertos y en zonas de costas arenosas dependiendo
su forma y tamaño, de la fuerza del viento, cantidad de agua disponible
y de la existencia de vegetación.
CLASIFICACIÓN DE DUNAS
Las dunas pueden adoptar numerosas formas, que reciben
diversos nombres, pero se suelen agrupar en dos grupos
fundamentales: dunas libres y dunas parásitas. Estas últimas tienen su
origen en un obstáculo topográfico o vegetal que actúa como punto en
donde empieza a acumularse la arena. Por el contrario, las dunas libres
no están asociadas a elemento físico alguno y su forma depende por
completo de las características del viento y de la aportación de
sedimentos. Estos dos tipos se clasifican a su vez en varios tipos con
características propias.
Dunas libres: En el caso de las dunas libres, su clasificación
se basa en la forma y el número de caras de deslizamiento que
presenten, hecho éste que depende de la dirección del viento
dominante. Las formas más simples son montículos ovales o
circulares de escasa altura, sin caras de deslizamiento, y reciben el
nombre de dunas de montículo. Las dunas de una sola cara de
deslizamiento son el resultado de la acción del viento en sentido
único, que provoca que la arena sea transportada
perpendicularmente (en un ángulo de 90º) respecto a la cresta de la
duna. Este tipo recibe el nombre de duna transversal, cuya forma
más típica es el barján, en forma de luna creciente, cuyos extremos
están orientados en sentido del viento. Surge, normalmente, en
llanuras rocosas y de escaso suministro de arena. Los barjanes son
propios de zonas como el desierto de Atacama, pero, por lo general,
no son muy abundantes. Por el contrario, son más frecuentes las
dunas complejas.
Esto refleja el hecho de que la aparición de torbellinos locales,
que tienden a desplazar transversalmente la arena, modifica la
acción del viento y crea cadenas de dunas. En aquellos lugares
donde hay mayor aportación de arena, los barjanes pueden unirse y
dar lugar a cadenas de crestas escarpadas, denominadas cadenas
transversales. Los vientos pueden, por otro lado, cambiar
regularmente de dirección, bien en el mismo día, bien de forma
estacional. Este cambio da origen a dunas con dos o más caras de
deslizamiento. Las dunas de marcha atrás se forman allí donde el
viento cambia de dirección y toma el sentido opuesto. Estas dunas
apenas se desplazan, ya que los cambios regulares del viento hacen
que avancen y retrocedan sobre sí mismas, ocupando el mismo
espacio. Las dunas estrelladas tienen su origen en vientos de tres
direcciones a lo largo del año, según la estación. Este tipo de duna
posee un punto central de forma piramidal y sus largos brazos se
extienden en torno a ella, lo que le da el aspecto de una estrella.
Las dunas más corrientes son las denominadas dunas
lineales o sif. Algunas son muy cortas y sinuosas, con una cresta
escarpada, pero la mayoría aparecen en forma de largas cadenas
paralelas, a veces de hasta 20 km o más de longitud. Casi un tercio
de las dunas libres son del tipo sif (el 24% corresponde a las dunas
transversales, el 5% a las dunas estrelladas y el 1% a las dunas de
montículo), aunque existen variaciones locales. Por ejemplo,
predominan en el desierto del Kalahari y en los de Arabia Saudí,
pero apenas se encuentran en el norte y centro de China. Existen
discrepancias respecto a la formación de los sif. Algunos
investigadores creen que son el resultado de cambios diarios o
estacionales de la dirección del viento y que están orientados en
paralelo a la dirección resultante, o suma de los vectores de estos
vientos. Otros, por el contrario, piensan que los sif se forman en
paralelo a la dirección del viento predominante, y en cuyos
corredores se producen corrientes de aires divergentes y
convergentes. Donde el aire converge, éste desciende, y la arena
que transporta queda depositada en largas hileras; a su vez, las
veloces corrientes divergentes evitan la deposición y crean los
pasillos entre las cadenas de dunas.
Dunas parásitas: La existencia de sedimentos o de
obstáculos topográficos o vegetales genera las dunas parásitas, que
se suelen clasificar según su forma, localización y modo de
formación. Las lunetas, típicas del sureste de Australia, se forman
en las vertientes a favor del viento de lagos salados estacionales. Al
secarse, estos lagos proporcionan una fuente de alimentación para
estas dunas en forma de media luna. Los obstáculos topográficos,
como las rocas o la vegetación, pueden interrumpir la corriente de
aire y provocar que ésta descienda y deposite la arena transportada,
formando la duna.
Cuando la tierra se acumula, en la vertiente a barlovento de
los obstáculos se crean dunas en forma de proa. Adoptan formas de
luna creciente, cuyas puntas se extienden en dirección del viento. A
la inversa, las alargadas dunas a sotavento se forman a partir del
lado del obstáculo orientado según la dirección del viento. La nebka
es una formación similar que se desarrolla sobre el lado a sotavento
de un arbusto o de una zona de vegetación. En el caso de un
obstáculo topográfico de gran tamaño, por ejemplo un escarpe, en
mitad de la ruta de la corriente se forma, sobre su vertiente a
barlovento, la denominada duna de eco. Esta duna es una franja
alargada paralela al elemento topográfico. Al elevarse el aire sobre
el escarpe, se forman, principalmente en las cárcavas, dunas
trepadoras de morfología irregular. En la vertiente a barlovento,
aparecen dunas descendentes, de igual aspecto irregular.
4.2 LOES
Son acumulaciones de partículas minerales angulosas y finas,
que han sido transportadas por el viento desde los desiertos y depósitos
glaciáricos y depositadas fuera de los límites de éstos.
El loes es un material amarillento que se caracteriza por no
presentar estratificación, ser altamente carbonatado, poseer curiosas
formas de nódulos calcáreos y por tener un sistema de finos conductos
verticales de restos de raíces de plantas, los cuales han sido rellenados
por carbonato cálcico, lo que le permite mantenerse en paredones
verticales que no se derrumban.
5. DESIERTOS
Son regiones estériles con peca o ninguna vegetación debido a las
escasas lluvias, a la baja humedad y a la gran evaporación. Pueden
presentar topografía abrupta y un drenaje interior que no llega al mar, sin
embargo pueden existir ríos alódtonos, formados fuera del desierto que
logran cruzarlo y llegar al mar, como es el caso de muchos de nuestros ríos
costeros.
Dejando de lado los desiertos polares (tundra) que son de otra
naturaleza, pasaremos a estudiar aquellos de climas cálidos que son los más
típicos.
MODELADO DESÉRTICO
Modelado desértico, denominación dada a las formas de relieve de las
regiones áridas creadas mediante procesos de meteorización, erosión y
sedimentación, como consecuencia de la acción del aire y de las corrientes
de agua. Las zonas áridas se caracterizan por la escasez permanente de
agua, ya que la pérdida anual de ésta por evaporación y transpiración es
siempre mayor que la precipitación anual. No sólo comprenden los desiertos
cálidos, como el Sahara, o los de inviernos fríos, como el Gobi, sino también
los desiertos helados de la Antártida y del Ártico. Este artículo se refiere a los
dos primeros de estos desiertos y el proceso que los crea.
EL PAISAJE DESÉRTICO
El paisaje desértico puede dividirse, de modo general, en desiertos de
zócalo, desiertos de altiplanicie o de plataforma y desiertos de cuencas.
Tanto los desiertos de zócalo como los de altiplanicie están asociados a
zonas tectónicas estables. Los primeros están caracterizados por llanuras de
erosión (pedimentos), que a menudo se encuentran salpicadas por colinas
aisladas, llamadas inselbergs (montes isla). En gran parte del Sahara, en la
península Arábiga y en Australia Occidental se encuentran ejemplos de
desiertos de zócalo. La llanura de los desiertos de plataforma tiene su origen
en rocas sedimentarias, depositadas en posición horizontal, como las
calizas, que con gran frecuencia se hallan muy modeladas; éste es el caso
de los cañones de la meseta del Colorado, en Estados Unidos, y los uadis o
wadis (arroyos o corrientes de agua temporales) del desierto Líbico. Los
desiertos de cuencas están, normalmente, asociados con zonas de reciente
actividad tectónica y se caracterizan por sistemas de drenaje interiores que
frecuentemente presentan conos de deyección y están rodeadas por
escarpadas montañas. Irán, Afganistán y el suroeste de Estados Unidos
poseen buenos ejemplos.
Con frecuencia, los paisajes desérticos se clasifican según los
materiales del suelo. Los desiertos de arena reciben el nombre de ergs, y los
desiertos pedregosos se denominan regs o serir, según se trate de gravilla o
guijarros. Los desiertos sin materiales en superficie, aparte de cantos
rodados y del afloramiento del lecho rocoso, adoptan el nombre de hamada.
MODELADO EÓLICO EN LOS DESIERTOS
En la medida en que los desiertos se encuentran en las zonas de la
Tierra con escasas precipitaciones, la cubierta vegetal es, por lo general,
muy escasa. Los suelos y las superficies rocosas están, así pues, expuestas
a la acción erosiva del viento.
PROCESOS EROSIVOS DEL VIENTO
El viento puede acarrear partículas de tierra de dos maneras. En la
primera, las arrastra por el suelo, en un proceso denominado reptación. En la
segunda, los granos ascienden, en un proceso denominado deflación, por
remolinos de aire. Éstos van cayendo gradualmente de nuevo al suelo y se
desplazan en la dirección del viento, en una serie de saltos (fenómeno
conocido como saltación). Las partículas que llegan al suelo colisionan con
las otras partículas inmóviles, lo que provoca que estas últimas inicien la
saltación. Este proceso se multiplica rápidamente y genera una delgada capa
de tierra en suspensión cerca del suelo. Las partículas más finas, como las
de limo y arcilla, están en suspensión en la corriente de aire y se elevan
mucho más que los materiales pesados, como las arenas, generando las
tormentas de arena.
Aunque los dos tipos de sedimentos provocan abrasión (esto es,
erosión por fricción) cuando impactan sobre la superficie rocosa, las
partículas de arena únicamente pueden actuar casi a ras del suelo. Por esta
razón, las partículas más finas desempeñan un papel más importante como
agente erosivo, ya que pueden operar a una mayor altitud.
MODELADOS DE LA EROSIÓN EÓLICA
Las superficies de algunos desiertos poseen una cobertura
permanente de grava o material aún más basto, como es el caso de los
pavimentos desérticos en América del Norte y los reg y hamada del norte de
África. Las hamada son superficies de cantos rodados, mientras que los reg
están formados sobre sedimentos aluviales y están cubiertos por finos
derrubios. La mayor parte de estas formas geomorfológicas representan un
depósito de arrastre, es decir, un depósito cuyas partículas más finas han
sido aventadas por el efecto de deflación. Otros fenómenos que participan en
su configuración pueden ser: el lavado de los elementos más finos, bien por
corrientes de agua en la superficie, bien por las precipitaciones, y el ascenso
de las partículas más gruesas, fenómeno relacionado con la gelivación (o
proceso de humectación-deshumectación).
Las costras aparecen a menudo fragmentadas sobre la superficie del
desierto. Este tipo de material cubre grandes zonas de los desiertos del
centro de Australia, formando llanuras pedregosas. Muchas de estas costras
se desarrollan en zonas bajas, donde constituyen una capa protectora del
suelo o de la roca. Su existencia permite que el efecto de la erosión,
provocada bien por el viento, bien en conjunción con agua, quede reducido
en comparación con las zonas del alrededor, carentes de esta capa. El
resultado de esta erosión diferencial origina una topografía invertida, de tal
modo que las tierras bajas con costra quedan sobreelevadas en torno a una
llanura, desgastada por la erosión.
La grava y los pequeños cantos rodados de la superficie de los
desiertos presentan, muy a menudo, una cara plana y pulida debido a la
abrasión de partículas acarreadas por el viento. Estos cantos reciben el
nombre de cantos eólicos. Cuando el viento sopla regularmente en más de
una dirección o cuando estos cantos eólicos giran en dirección al viento
dominante, adoptan formas piramidales, y reciben el nombre de dreikanters.
Los yardangs son estrías montañosas en forma de quilla, en
ocasiones de crestas abruptas, que alcanzan gran tamaño. Los
microyardangs son los más pequeños, pues normalmente no superan los
10 m de altura y los 10 m de longitud. Un ejemplo de estos últimos lo
constituye un zócalo rocoso, cuya mayor parte se considera, sin embargo,
resultado de la haloclastia. Los mesoyardangs no rebasan los 10 m de altura,
pero sí llegan a medir más de 100 m de longitud y se caracterizan por una
ladera escarpada, en forma de huso, situada a favor del viento
predominante. Son el resultado de la abrasión de partículas blandas, en
ocasiones antiguos lodos lacustres. Éstos se encuentran aislados o
formando grupos paralelos, que a menudo ocupan enormes áreas. La zona
de yardangs de Jarga (Egipto) abarca 1.500 m2. Otros casos de yardangs se
localizan en el macizo Tibesti, en el norte de África, donde se han
identificado, mediante imágenes de satélite de la zona, grandes cordilleras,
modeladas en roca dura, de 1.000 m de anchura y decenas de kilómetros de
longitud. El hecho de que estas estrías se alineen en la dirección de los
vientos dominantes, sugiere que pueden ser causados por la erosión de
abrasión.
La ascensión de partículas disueltas, combinada con la meteorización,
puede dar origen a hondonadas, que reciben el nombre de depresiones de
deflación, y cuyo tamaño va desde pequeñas oquedades hasta cubetas
salinas y enormes cuencas. Las cubetas están asociadas más a condiciones
de semiaridez que a ambientes plenamente áridos. Son profundas, a veces
de forma elíptica y, por lo general, presentan contornos redondeados. Varían
considerablemente de tamaño, tanto a un nivel general como dentro de una
misma zona. Por ejemplo, las cubetas del sureste de Australia oscilan entre
los 4 m2 y los 100 km2, con una media de 50 m2. Estas cubetas son el
resultado de una compleja asociación de fenómenos, pero el caso más
sencillo parte de la existencia previa de un lago temporal o estacional.
Cuando éste se seca, la haloclastia quiebra su lecho y las partículas
resultantes quedan sometidas a un proceso de deflación que ahonda la
cuenca. Cuando el lago vuelve a tener agua, el oleaje modela su orilla,
alargando la depresión en la dirección del viento. Este proceso, repetido
cíclicamente, provoca el crecimiento de la cubeta.
Las enormes depresiones pueden, en algunos casos, tener un origen
parcialmente tectónico, pero la deflación desempeña un importante papel en
su formación. La depresión de Qattara (Egipto), por ejemplo, mide más de
320 Km. de largo por 160 Km. de ancho, y ha sido erosionada hasta llegar a
los 133 m por debajo del nivel del mar. La profundidad que pueden alcanzar
estas depresiones viene determinada por el nivel de las capas freáticas de
cada lugar.
MODELADO DE DEPÓSITOS EÓLICOS
El modelado resultante de los depósitos eólicos origina los desiertos
de ergs, o campos de dunas, como el desierto de Karakum, al este del mar
Caspio, y el de Sahara en Argelia. Las partículas de arena acarreadas por el
viento se depositan normalmente a modo de líneas amorfas o bien en una
serie de formas características, clasificadas según su tamaño. Las más
importantes son las rizaduras (con alturas comprendidas entre 1 mm y
500 mm), las dunas (entre 5 m y 30 m de altura) y los médanos (draa). En
sus formas más simples, las dunas tienen un perfil asimétrico que guarda
relación con la acción del viento. Las vertientes situadas a barlovento
descienden suavemente, en un ángulo de entre 10º y 15º. Las situadas a
sotavento (caras de deslizamiento) son mucho más escarpadas y presentan
un ángulo de entre 30 y 35º —el ángulo normal de reposo de los granos de
arena. Éstos son transportados por el viento sobre la vertiente más suave
hasta alcanzar la cresta; finalmente son depositados en la cara de
deslizamiento. Tanto las rizaduras como las dunas guardan un equilibrio en
su tamaño. En el caso de las primeras se halla en relación con la longitud del
salto de los granos de arena durante el proceso de saltación, que a su vez
está en conexión con el tamaño de los granos. En el caso de las dunas este
equilibrio se debe a la relación que existe entre el grado de remoción de las
partículas de la cresta de la duna y las aportaciones de material procedente
de la vertiente a barlovento. Tanto las rizaduras como las dunas poseen una
gran movilidad, siguiendo la dirección del viento predominante (en el caso de
las dunas, éstas avanzan de 10 a 20 m por año) y a menudo arrasan tierras
cultivadas y construcciones.
MORFOLOGÍA FLUVIAL EN LOS DESIERTOS
A pesar de que las precipitaciones en los desiertos son muy escasas,
las corrientes de agua juegan un papel esencial en la formación del paisaje
desértico. Debido a la ausencia de vegetación y la presencia de costras, se
produce una muy escasa filtración del agua de lluvia. Como la mayor parte
de las precipitaciones tienen lugar durante intensas tormentas, el agua se
desparrama por la superficie en forma de arroyadas de manto o de riadas a
través de canales y cárcavas. Aunque el sistema de drenaje desértico es de
carácter estacional, ya que las arroyadas se producen tras esporádicas
precipitaciones, el agua es un agente erosivo muy importante y de
deposición de sedimentos, al descender de abruptos picos con gran rapidez.
La densidad de drenaje (es decir, la longitud de los canales) es, por lo
general, elevada en las zonas desérticas, dada esta actividad erosiva, pero
la red de canales está, con frecuencia, muy poco articulada. Los efectos de
la erosión son visibles en los largos perfiles de los lechos de estos arroyos
estacionales, desde su nacimiento hasta su desembocadura, que a menudo
son convexos o rectos, en contraste con las típicas secciones cóncavas de
las corrientes de agua permanentes localizadas en zonas con precipitaciones
más periódicas.
Ello parece indicar que las alteraciones en el lecho de los canales son
más progresivas que constantes, adaptándose a las inundaciones, lo que da
origen a la erosión de los uadis, canales anchos de paredes rocosas y
abruptas. Al mismo tiempo la deposición de sedimentos contribuye a aplanar
el lecho del uadi. En el suroeste de Estados Unidos, zona semiárida, muchos
cursos de agua estacionales se han vuelto activos en los últimos años y han
originado arroyos con un curso regular. Este fenómeno responde,
probablemente, al uso reciente de estas tierras, al cambio climático o a la
canalización de los grandes cursos.
Debido a la importante deposición de sedimentos de los cursos de
agua estacionales, que se dirigen desde tierras altas a tierras bajas, los
repentinos cambios en la vertiente dan lugar a grandes conos de deyección.
Estas estructuras de forma cónica, con canales de suministro y una red de
drenaje radial, son las formas más características de los paisajes áridos y
semiáridos, en particular del oeste de Estados Unidos, del Sahara y de
Arabia. La relativa fertilidad de estos conos aluviales propicia su
poblamiento, no exento de riesgos, ya que si bien las inundaciones son
raras, éstas se producen de forma inesperada y pueden rehabilitar los
cauces, secos durante mucho tiempo. En Estados Unidos se ha llevado a
cabo la declaración de zona de riesgo de inundación a fin de mitigar el
posible peligro de los poblados emplazados en muchos de estos conos de
deyección.
Gran parte de estos arroyos y riachuelos de carácter estacional de las
zonas áridas y semiáridas no desembocan en el mar, sino que finalizan tierra
adentro, por lo que reciben el nombre de sistemas de drenaje interiores.
Estas cuencas tienden a desaguar en llanuras de tierras bajas, que se
denominan playas (en América del Norte), sebjas, chotts o kavirs (en el norte
de África y Oriente Próximo). Sus dimensiones son variadas; abarcan desde
unos pocos metros cuadrados hasta el lago Eyre (Australia), la mayor del
mundo, con 9.325 km2. Las playas albergan, por lo general, lagos
estacionales y constituyen zonas de acumulación de finos sedimentos y
depósitos salinos.
El tipo de material que forma la playa y las características de su
superficie dependen, en gran medida, del manantial de agua que alimenta al
lago estacional. La superficie será, por lo general, muy dura y estará formada
por finos sedimentos, procedentes de rocas fragmentadas y pequeños
cantos llegados desde cualquier parte, si el agua que llega a la playa
proviene de arroyos estacionales. Cuando el agua procede de la capa
freática, gracias a la capilaridad, o bien por que las aguas subterráneas
alcanzan la superficie, estacional o permanentemente, la superficie de la
playa está constituida por una delgada costra salina.
Así pues, esta capa es normalmente húmeda, blanda, pegajosa y muy
frecuentemente irregular. Si el manantial emerge sobre la superficie, la
evaporación dará lugar, en la zona de su nacimiento, a un pequeño
montículo que puede adoptar el aspecto de pequeños volcanes. Las playas
plantean serios problemas de ingeniería, pero son una potencial fuente de
nitratos, cloruros, sulfatos y boratos. Las superficies especialmente llanas de
algunas playas también proporcionan útiles escenarios para intentar lograr
récords mundiales de velocidad. En llanuras costeras áridas aparece una
forma especial de playa, casi al nivel de la marea alta.
RESULTADOS
La DUNAS, son un buen ejemplo del proceso de sedimentación de
materiales debido a la acción del viento.
Son propias de las zonas en las que hay abundancia de arena, soplan
vientos en dirección constante y existe escasa cobertura vegetal.
CONCLUSION
En este trabajo se concluye que los procesos formativos del viento son a
grandes escalas de tiempo, es decir para apreciar una de estas acciones y
procesos se tiene que vivir y seguir estudiando centenares de años.