Unidad temática 5-14 - frro.utn.edu.ar · agua corriente es el agente de erosión más importante...

Universidad Tecnológica Nacional

Facultad Regional Rosario Departamento de Ingeniería Civil.

Geología Aplicada a la Ingeniería Civil y al Medio Ambiente

Unidad Temática 5

HIDROLOGÍA

2º Año - Ingeniería Civil

Docentes: Ing. Claudio Giordani

Ing. Gustavo Lanzone

-HIDROLOGÍA- Unidad Temática 5 del Curso Geología Aplicada a la Ingeniería Civil y al Medio Ambiente

1 INTRODUCION. Por lo menos el 71% de la superficie de la tierra está cubierta por agua y su atmósfera tiene una importante cantidad de vapor de agua. Se calcula que el volumen de agua terrestre es de 1.360.000Km3 distribuida de la siguiente manera:

97,5 % en océanos.

2,5% 2,05% en glaciares. 0,45% restante en ríos, lagos, atmósfera, etc.

Sólo una pequeña parte del agua total de la tierra se encuentra en arroyos y ríos, sin embargo, el agua corriente es el agente de erosión más importante en la modificación de la superficie. Incluso en la mayoría de las regiones desérticas, los efectos del agua corriente son evidentes, aun cuando los cauces están secos casi todo el tiempo. Aparte de su relevancia como agente geológico, el agua corriente es importante por muchas otras razones: - fuente de agua dulce para industrias, uso doméstico y agricultura - generación de corriente eléctrica por caída de agua en centrales hidroeléctricas.


2 CICLO HIDROLÓGICO.

Se pudiera admitir que la cantidad total de agua que existe en la Tierra, en sus tres fases: sólida, líquida y gaseosa, se ha mantenido constante desde la aparición de la Humanidad. El agua de la Tierra - que constituye la hidrósfera - se distribuye en tres reservorios principales: los océanos, los continentes y la atmósfera, entre los cuales existe una circulación continua - el ciclo del agua o ciclo hidrológico. El movimiento del agua en el ciclo hidrológico es mantenido por la energía radiante del sol y por la fuerza de la gravedad.

El ciclo hidrológico se define como la secuencia de fenómenos por medio de los cuales el agua pasa de la superficie terrestre, en la fase de vapor, a la atmósfera y regresa en sus fases líquida y sólida. La transferencia de agua desde la superficie de la Tierra hacia la atmósfera, en forma de vapor de agua, se debe a la evaporación directa, a la transpiración por las plantas y animales y por sublimación (paso directo del agua sólida a vapor de agua).

La cantidad de agua movida, dentro del ciclo hidrológico, por el fenómeno de sublimación es insignificante en relación a las cantidades movidas por evaporación y por transpiración, cuyo proceso conjunto se denomina evapotranspiración.

El vapor de agua es transportado por la circulación atmosférica y se condensa luego de haber recorrido distancias que pueden sobrepasar 1,000 km. El agua condensada da lugar a la formación de nieblas y nubes y, posteriormente, a precipitación.

La precipitación puede ocurrir en la fase líquida (lluvia) o en la fase sólida (nieve o granizo). El agua precipitada en la fase sólida se presenta con una estructura cristalina, en el caso de la nieve, y con estructura granular, regular en capas, en el caso del granizo.

La precipitación incluye también incluye el agua que pasa de la atmósfera a la superficie terrestre por condensación del vapor de agua (rocío) o por congelación del vapor (helada) y por intercepción de las gotas de agua de las nieblas (nubes que tocan el suelo o el mar).


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El agua que precipita en tierra puede tener varios destinos. Una parte es devuelta directamente a la atmósfera por evaporación; otra parte escurre por la superficie del terreno, escorrentía superficial, que se concentra en surcos y va a originar las líneas de agua. El agua restante se infiltra, esto es penetra en el interior del suelo; esta agua infiltrada puede volver a la atmósfera por evapotranspiración o profundizarse hasta alcanzar las capas freáticas.

Tanto el escurrimiento superficial como el subterráneo van a alimentar los cursos de agua que desaguan en lagos y en océanos.

La escorrentía superficial se presenta siempre que hay precipitación y termina poco después de haber terminado la precipitación. Por otro lado, el escurrimiento subterráneo, especialmente cuando se da a través de medios porosos, ocurre con gran lentitud y sigue alimentando los cursos de agua mucho después de haber terminado la precipitación que le dio origen.

Así, los cursos de agua alimentados por capas freáticas presentan unos caudales más regulares.

Como se dijo anteriormente, los procesos del ciclo hidrológico decurren en la atmósfera y en la superficie terrestre por lo que se puede admitir dividir el ciclo del agua en dos ramas: aérea y terrestre. El agua que precipita sobre los suelos va a repartirse, a su vez, en tres grupos: una que es devuelta a la atmósfera por evapotranspiración y dos que producen escurrimiento superficial y subterráneo. Esta división está condicionada por varios factores, unos de orden climático y otros dependientes de las características físicas del lugar donde ocurre la precipitación. Así, la precipitación, al encontrar una zona impermeable, origina escurrimiento superficial y la evaporación directa del agua que se acumula y queda en la superficie. Si ocurre en un suelo permeable, poco espeso y localizado sobre una formación geológica impermeable, se produce entonces escurrimiento superficial, evaporación del agua que permanece en la superficie y aún evapotranspiración del agua que fue retenida por la cubierta vegetal. En ambos casos, no hay escurrimiento subterráneo; este ocurre en el caso de una formación geológica subyacente permeable y espesa.


4 La energía solar es la fuente de energía térmica necesaria para el paso del agua desde las fases líquida y sólida a la fase de vapor, y también es el origen de las circulaciones atmosféricas que transportan el vapor de agua y mueven las nubes. La fuerza de gravedad da lugar a la precipitación y al escurrimiento. El ciclo hidrológico es un agente modelador de la corteza terrestre debido a la erosión y al transporte y deposición de sedimentos por vía hidráulica. Condiciona la cobertura vegetal y, de una forma más general, la vida en la Tierra. El ciclo hidrológico puede ser visto, en una escala planetaria, como un gigantesco sistema de destilación, extendido por todo el Planeta. El calentamiento de las regiones tropicales debido a la radiación solar provoca la evaporación continua del agua de los océanos, la cual es transportada bajo forma de vapor de agua por la circulación general de la atmósfera, a otras regiones. Durante la transferencia, parte del vapor de agua se condensa debido al enfriamiento y forma nubes que originan la precipitación. El regreso a las regiones de origen resulta de la acción combinada del escurrimiento proveniente de los ríos y de las corrientes marinas. ESCURRIMIENTO DEL AGUA. La cantidad de escurrimiento de una zona durante una tormenta depende de la capacidad de infiltración, la tasa máxima a la que el suelo u otros materiales de la superficie pueden absorber el agua. La capacidad de infiltración depende de varios factores, entre ellos la intensidad y duración de las lluvias. Los suelos secos y sueltos absorben agua con mayor rapidez que los suelos húmedos compactados.

Procesos básicos de escorrentía.

Si la lluvia se absorbe tan rápidamente como cae, no hay escurrimiento superficial, pero si se excede la capacidad de infiltración o se saturan los materiales superficiales, el agua excedente se acumula en la superficie y, si se encuentra una pendiente, desciende por ella. Al principio, el agua fluye lentamente incluso en las pendientes abruptas, por lo que causa poca erosión o ninguna, pero conforme avanza en su descenso, se acelera y puede desplazarse en un flujo laminar, forma una película más o menos continua de agua que fluye por la superficie. El flujo laminar no está limitado a las depresiones y es la causa de la erosión lamina, un problema peculiar de algunos campos agrícolas.


5 En el flujo en canal, el escurrimiento superficial está confinado a depresiones largas a modo de canalones. Los flujos canalizados reciben diversos nombres, entre ellos riachuelo, arroyo, corriente y río, que en su mayoría se distinguen por su tamaño y caudal. El término corriente no tiene ninguna connotación de tamaño y aquí se refiere a todo escurrimiento confinado en canales, cualquiera que sea su magnitud. Las corrientes reciben agua de varias fuentes, incluyendo el flujo laminar y las lluvias que caen directamente en los canales. Sin embargo, es mucho más importante el agua suministrada por la humedad del suelo y por el nivel freático, la cual fluye siempre en sentido descendente y descarga en las corrientes. En las zonas húmedas, donde el nivel freático es copioso, los arroyos mantienen un flujo bastante estable todo el año, incluso en las estaciones secas, porque la capa las provee constantemente. En cambio, el volumen de agua en las corrientes de las regiones áridas y semiáridas fluctúa notablemente, porque el suministro de agua de estas corrientes depende más de lluvias poco frecuentes y del escurrimiento superficial. La pendiente por la cual fluye una corriente es su declive. Si el origen (cabecera) de una corriente está a 1000 m sobre el nivel del mar y la corriente fluye 500 km hasta el océano, cae verticalmente 1000 m sobre una distancia horizontal de 500 km. Para calcular la pendiente, se divide la caída vertical entre la distancia horizontal; en este ejemplo, es 1000 m/500 km = 2 m/km. Las pendientes varían considerablemente, incluso en el curso de una sola corriente. En general, las corrientes son más inclinadas en sus tramos superiores, donde la pendiente puede ser de decenas de metros por kilómetro, pero en las partes bajas éste puede ser de apenas unos centímetros por kilómetro.

EROSION POR CORRIENTES. La erosión consiste en la remoción física de sustancias disueltas y partículas sueltas de suelo y roca de una Zona de origen. En consecuencia, los sedimentos transportados por una corriente constan tanto de materiales disueltos como de partículas sólidas. Parte de la carga disuelta de una corriente se adquiere del lecho y las orillas, donde están expuestas rocas solubles como la caliza y la dolomía, pero gran parte llega a las corrientes por el flujo laminar y la capa freática.


6 Los sedimentos sólidos que arrastran las corrientes de las partículas del tamaño de la arcilla a los cantos grandes. Buena parte de estos sedimentos llegan a las corrientes por movimiento de masas, pero algo se desprende directamente del lecho y las orillas. La fuerza del agua corriente, llamada acción hidráulica, es suficiente para poner en movimiento a las partículas. Otro proceso de erosión de las corrientes es la abrasión, en la cual las rocas expuestas se desgastan y desgajan por el impacto de las partículas sólidas. Si el agua corriente transporta arena y grava, el impacto de estas partículas desgasta las superficies expuestas de las rocas.

TRANSPORTE Y CARGA DE SEDIMENTOS. Las corrientes transportan tanto materiales disueltos como partículas sedimentarias sólidas. La carga disuelta consta de iones puestos en solución durante el intemperismo químico. Este material no es visible, pero de todos modos es una parte importante de cualquier carga sedimentaria de las corrientes. Entre las partículas sedimentarias acarreadas por las corrientes, las más pequeñas, principalmente limo y arcilla, constituyen la carga suspendida. La turbulencia de los fluidos mantiene a estas partículas suspendidas en el agua, siendo transportadas sobre el lecho de la corriente. Las partículas sedimentarias más grandes, como arena y grava, componen la carga del lecho, que es parte de la carga de sedimentos arrastrada a lo largo del lecho de la corriente. La turbulencia de los fluidos es insuficiente para mantener suspendidas las partículas mayores de arena y grava, así que se desplazan por el lecho. Sin embargo, parte de la carga del lecho puede quedar suspendida temporalmente, como cuando una contracorriente hace un remolino sobre el lecho y levanta granos de arena en el agua. Estas partículas avanzan más o menos a la velocidad del flujo, pero a la vez tienden a volver al lecho donde se asientan, hasta que más tarde el mismo proceso las vuelve a levantar. Este proceso de rebote y resbalamiento intermitentes se denomina saltación. Las partículas demasiado grandes para quedar suspendidas, siquiera temporalmente, se desplazan por rodamiento o deslizamiento. Obviamente, se requiere más velocidad de flujo para mover partículas de este tamaño. Los corpúsculos más grandes que puede acarrear una corriente definen su competencia, un factor relacionado con la velocidad del flujo. La capacidad es una medida de la carga total que puede llevar la corriente. Varía en función de la descarga: cuando la descarga es mayor, se transportan más sedimentos. Una corriente escasa y veloz puede tener la competencia para mover partículas del tamaño de la grava, pero no traslada un gran volumen de sedimentos, de modo que tiene poca capacidad. En cambio, una corriente grande y lenta tiene poca competencia, pero puede llevar una gran carga suspendida y tener, por ende, una gran capacidad.


7 DEPOSITACION POR CORRIENTES. Las corrientes realizan la mayor parte de su transporte de sedimentos y sedimentación cuando se desbordan. En consecuencia, los sedimentos de las corrientes llamados colectivamente aluvión, no representan la actividad cotidiana de las corrientes, sino esos acontecimientos periódicos de sedimentación a gran escala que vienen con las inundaciones.

TRANSPORTE DEL SEDIMENTO POR LAS CORRIENTES

Las corrientes son el agente erosivo más importante de la Tierra. No sólo tienen la capacidad de excavar sus cauces sino que también pueden transportar enormes cantidades de sedimento producido por meteorización. Aunque la erosión del cauce de una corriente aporta cantidades significativas de material para el transporte, con mucho la mayor cantidad de sedimento transportada por una corriente procede de los productos de la meteorización, La meteorización produce cantidades tremendas de material que son liberadas a la corriente por la escorrentía en lámina, los procesos gravitacionales y el agua subterránea. Las corrientes transportan su carga de sedimentos de tres maneras: (1) en solución (carga disuelta); (2) en suspensión (carga suspendida), y (3) a lo largo del fondo del cauce (carga de fondo). Veamos ahora cada una de ellas. Carga disuelta La mayor porción de la carga disuelta transportada por la mayoría de las corrientes es suministrada por el agua subterránea. Cuando el agua atraviesa el terreno, lo primero que adquiere son los componentes solubles del suelo. A medida que profundiza más a través de grietas y poros del lecho de roca subyacente, puede disolver más materia mineral. Por último gran parte de esta agua, rica en minerales, llega a las corrientes fluviales. La velocidad del flujo de la corriente no tiene, en esencia, efecto alguno sobre la capacidad de la corriente para transportar su carga disuelta. Una vez disuelto, el material va donde quiera que vaya la corriente, con independencia de la velocidad. Se produce precipitación sólo cuando cambia la composición química del agua. La cantidad de material transportado en solución es muy variable y depende de factores como el clima y el contexto geológico. Normalmente, la carga disuelta se expresa como partes de material disuelto por partes de millón de agua (partes por millón, o ppm). Aunque algunos ríos pueden tener una carga disuelta de 1.000 ppm o más, la cifra media para los ríos de todo el mundo se calcula entre 115 y 120 pprn. Las corrientes suministran a los océanos casi 4 millones de toneladas métricas de material disuelto al año. Carga suspendida La mayoría de las corrientes (pero no todas) transporta la mayor parte de su carga en suspensión. De hecho, la nube visible de sedimento suspendido en el agua es la porción más obvia de la carga de una corriente. Normalmente sólo los granos del tamaño de la arena fina, el limo y la arcilla pueden ser transportados de esta manera, pero durante la época de las inundaciones se transportan también partículas mayores. También durante esta época de las inundaciones, la cantidad total de material transportado en suspensión aumenta de manera notable El tipo y la cantidad de material transportado en suspensión están controlados por dos factores: la velocidad del agua y la velocidad de sedimentación de cada grano de sedimento.


8 La velocidad de sedimentación se define como la velocidad a la cual cae una partícula a través de un fluido inmóvil. Cuanto mayor sea la partícula, más deprisa se dirige al lecho de la corriente. Además del tamaño, la forma y el peso específico de los granos influyen también en la velocidad de sedimentación. Los granos planos se hunden en el agua más despacio que los esféricos, y los granos densos caen hacia el fondo más deprisa que los granos menos densos. Cuanto más lenta sea la velocidad de sedimentación y más fuerte la turbulencia, más tiempo permanecerá en suspensión una partícula de sedimento y más lejos será transportada corriente abajo por el flujo del agua. Carga de fondo Una parte de la carga de material sólido de una corriente consiste en sedimento demasiado grande para ser transportado en suspensión. Estos granos más gruesos se mueven a lo largo del fondo de la corriente y constituyen la carga de fondo. En términos de trabajo erosivo realizado por una corriente, la acción de molienda de la carga de fondo es de gran importancia. Los granos que constituyen la carga de fondo se mueven a lo largo del mismo mediante rodamiento, deslizamiento y saltación, El sedimento que se mueve por saltación, parece saltar o brincar a lo largo del lecho de la corriente. Esto ocurre cuando los granos son propulsados hacia arriba por las colisiones o levantados por la corriente y luego transportados corriente abajo una corta distancia hasta que la gravedad los empuja de nuevo hacia el lecho de la corriente. Los granos que son demasiado grandes o densos para moverse por saltación o bien ruedan o se deslizan a lo largo del fondo, según sus formas. A diferencia de las cargas suspendidas o disueltas, que están constantemente en movimiento, la carga de fondo está en movimiento sólo de manera intermitente, cuando la fuerza del agua es suficiente para mover los granos más grandes. La carga de fondo no suele superar el 10 % de la carga total de una corriente, aunque en unas pocas puede constituir hasta el 50 % de la carga total. CORRIENTES TRENZADAS. Las corrientes trenzadas poseen una red intrincada de canales que se dividen y unen. El trenzado aparece cuando una corriente recibe demasiados sedimentos, que con el tiempo se asientan en el canal como arena y grava. Durante las etapas de marea alta, estas barras están sumergidas, pero con la marea baja quedan expuestas y dividen un solo canal en varios. Las corrientes trenzadas tienen canales anchos y poco profundos; además se caracterizan como transportadoras de carga de lecho. Sus depósitos se componen principalmente de láminas de arena y grava. Las corrientes trenzadas son comunes en las regiones áridas y semiáridas donde hay poca vegetación y las tasas de erosión son elevadas. Es común que las corrientes alimentadas por el deshielo de glaciares sean trenzadas.


9 CORRIENTES CON MEANDROS. Las corrientes con meandros poseen un único canal sinuoso con curvas amplias y serpenteantes conocidas como meandros. Los canales de estas corrientes son de sección semicircular en los trechos rectos, pero en los meandros son marcadamente asimétricos, más profundos junto a la orilla exterior, que por lo regular desciende sobre el canal en sentido vertical. La orilla externa se llama orilla de corte, porque la velocidad del flujo y la turbulencia son mayores del lado del canal donde éste se erosiona .En cambio, la velocidad del flujo es menor en la orilla interna, que se inclina con suavidad hacia el canal.

A causa de las variaciones en la velocidad del flujo, se erosiona la orilla externa o de corte y se acumula una barra puntual en la orilla de pendiente suave del meandro. ETAPAS EN EL ORIGEN DE UN LAGO FLUVIAL O DE MEANDRO En (a) y (b), el cuello del meandro se acorta. (c) Se corta el cuello del meandro y parte del canal queda abandonado. (d) Cuando queda completamente aislado del canal principal, el meandro abandonado es un lago fluvial o de meandro (lago de medialuna).

a)

b)

c)

d)


10 INUNDACIONES Y DEPÓSITOS DE LLANURAS DE INUNDACION Periódicamente, casi todas las corrientes reciben más agua de la que puede llevar su canal, por lo cual se desbordan en las llanuras de inundación o aluviales, terrenos adyacentes bajos y relativamente planos.

TERRAZAS FLUVIALES Después de que un río se ha ajustado a un descenso relativo del nivel de base mediante erosión vertical, puede producir de nuevo una llanura de inundación a un nivel por debajo del anterior. A veces aparecen los restos de una llanura de inundación previa en forma de superficies planas denominadas terrazas.

Las terrazas se pueden formar cuando una corriente produce erosión en la vertical a través de un aluvión previamente depositado. Esto puede producirse en respuesta a un descenso del nivel de base o como consecuencia de un levantamiento regional.


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ABANICOS ALUVIALES Y DELTAS

Dos de las formas del terreno más comunes compuestas por aluviones son los abanicos aluviales y los deltas, A veces son de forma similar y se depositan esencialmente por la misma razón: una perdida abrupta de competencia en una corriente fluvial. La distinción fundamental entre ellos es que los abanicos aluviales se depositan en tierra mientras que los deltas se depositan en un cuerpo de agua. Además, los abanicos aluviales pueden ser bastante abruptos, mientras que los deltas son relativamente planos, sobresaliendo escasamente por encima del nivel de la superficie del océano o lago en el cual se formaron.

Abanicos aluviales

Los abanicos aluviales se desarrollan normalmente donde una corriente fluvial de gradiente alto abandona un valle estrecho en terrenos montañosos y sale súbitamente a una llanura amplia y llana o a un fondo de valle. Los abanicos aluviales se forman como respuesta a la caída abrupta del gradiente, que se combina con un cambio de posición y tamaño del cauce, de un cauce estrecho, de una corriente de montaña, a cauces menos confinados situados en la base de las montañas.

La caída súbita de velocidad hace que la corriente libere rápidamente su carga de sedimento en una acumulación que tiene forma clara de cono o abanico. La superficie del abanico se inclina hacia fuera siguiendo un amplio arco desde un ápice situado en la desembocadura del escarpado valle.

Normalmente, el material grueso se deposita cerca del ápice del abanico, mientras que el material más fino es transportado hacia la base del depósito. Los cañones escarpados de las regiones áridas son lugares fundamentales para los flujos de derrubios. Por consiguiente, debe esperarse que muchos abanicos aluviales de estas áreas tengan depósitos de flujos de derrubios intercalados con el aluvión.


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Delta

Al contrario que un abanico aluvial, el delta se forma cuando una corriente entra en un océano o un lago. En la Figura se muestra la estructura de un delta simple que podría formarse en las aguas relativamente tranquilas de un lago. A medida que se va desacelerando el movimiento del agua al entrar en el lago, la corriente deposita su carga de sedimentos. Estos sedimentos aparecen en tres tipos de capas.

Las capas frontales están compuestas por partículas más gruesas que se depositan casi inmediatamente al entrar en el lago para formar estratos con pendiente descendente en el sentido de la corriente desde el frente del delta.

Las capas frontales suelen estar cubiertas por capas de techo horizontales y delgadas que se depositan durante los períodos de inundación. Los limos y arcillas más finos se sedimentan a cierta distancia desde la desembocadura en capas casi horizontales denominadas capas de base

Estructura de un delta simple que se forma en las aguas relativamente tranquilas de un lago.

B. Crecimiento de un delta simple. Conforme una corriente amplía su cauce, el gradiente se reduce. Frecuentemente, durante la etapa de inundación, el río se desvía a una ruta de mayor gradiente, formando un nuevo distribuidor Los antiguos distribuidores abandonados son gradualmente invadidos por la vegetación acuática y rellenos con sedimentos. (Tomado de Ward's Natural science Establishment, lnc., Rochester, N.Y)


13 CUENCAS DE DRENAJE O CUENCA HIDROGRÁFICA Todas las corrientes constan de un canal principal y corrientes tributarias más reducidas que lo proveen de agua. Este canal y sus tributarios, llevan el escurrimiento superficial de una zona conocida como cuenca de drenaje o cuenca hidrográfica. Las cuencas están separadas una de otras por zonas de topografía más elevada llamadas parte aguas. En otras palabras, es un área definida topográficamente, drenada por un único sistema de drenaje natural, es decir, que drena sus aguas al mar a través de un único río, o que vierte sus aguas a un único lago endorreico. Una cuenca hidrográfica es delimitada por la línea de las cumbres, también llamada divisoria de aguas.

Drenaje de una cuenca CUENCA HIDROLOGICA La definición de cuenca hidrológica es más integral que la de cuenca hidrográfica. Las cuencas hidrológicas son unidades morfológicas integrales y además de incluir todo el concepto de cuenca hidrográfica, abarcan en su contenido, toda la estructura hidrogeológica subterránea del acuífero como un todo.

Se conocen diversos patrones de drenaje basados en la disposición regional de los canales en el sistema de drenaje: Drenaje dendrítico: consta de una red de canales parecidos a las ramas de un árbol. Este drenaje surge en los materiales superficiales que tienen una pendiente suave, que responde de manera más o menos homogénea a la erosión. Drenaje rectangular: se caracteriza por canales con recodos en ángulos rectos y tributarios, que se unen a los canales aún mayores también en ángulos rectos. Las posiciones de los canales están controlados por las estructuras geológicas. Drenaje enrejado: las corrientes principales siguen la dirección de los valles. Los tributarios menos prolongados fluyen hacia las cuestas adyacentes y se unen a la corriente principal en ángulos casi rectos, de ahí el nombre drenaje enrejado.


14 Drenaje radial: consta de una red de canales parecidos a las ramas de un árbol. Este drenaje surge en aquí las corrientes fluyen hacia fuera en todas direcciones a partir de una zona central elevada. Este drenaje se forma en las montañas volcánicas altas y aisladas, y en zonas donde la corteza se ha arqueado hacia arriba por la intrusión de plutones como los lacolitos. Drenaje caótico: las corrientes entran y salen tanto de lagos como de lagunas con direcciones de flujo irregulares. La presencia de estos drenajes indica que surgieron recientemente por lo cual aún no se forma un sistema organizado.

Patrones de drenaje:

Modelos de drenaje. A. Dendrítico. B. Radial. C. Rectangular D. Enrejada. Tipos de cuencas

Cuencas Exorreicas: drenan sus aguas al mar o al océano. Un ejemplo es la cuenca del Plata, en Sudamérica. Cuencas Endorreicas: desembocan en lagos, lagunas o salares que no tienen comunicación salida fluvial al mar. Por ejemplo, la cuenca de La Laguna de Mar Chiquita en Córdoba Cuencas Arreicas: las aguas se evaporan o se filtran en el terreno antes de encauzarse en una red de drenaje. Los arroyos, aguadas y cañadones de la meseta central patagónica pertenecen a este tipo, ya que no desaguan en ningún río u otro cuerpo hidrográfico de importancia.


15 AGUAS SUBTERRANEAS Es el agua almacenada en los espacios abiertos de las rocas y material sin consolidar del subsuelo, y es un valioso recurso natural para la vida de todos los seres. El agua de la capa freática es una parte del ciclo hidrológico que representa aproximadamente el 22% (8.4km3), del suministro mundial de agua potable. Su principal fuente es el agua que precipita e infiltra por el terreno y se mueve por el suelo y los poros de las rocas. Otras fuentes son: - agua que infiltra de lagos y corrientes.

- Presas de recarga

- Sistemas de tratamiento de aguas residuales.

Finalmente el agua subterránea regresa a la superficie cuando entra en lagos, corrientes o el mar.

POROSIDAD Y PERMEABILIDAD Porosidad es el porcentaje del volumen total de un material que es espacio poroso o intersticial. En la mayoría de las veces la porosidad consiste en los espacios entre las partículas del suelo, los sedimentos y las rocas sedimentarias. Otro tipo de porosidad es la formada por grietas, fracturas, fallas y vesículas de rocas volcánicas. Casi todas las rocas ígneas o metamórficas, como también muchas calizas y dolomías (compuestas por cristales firmemente unidos), poseen una baja porosidad que puede incrementarse si se fracturan o disuelven por acción del agua subterránea. Si el volumen total unitario VT de un suelo o roca se divide en el volumen de la porción sólida Vs y el volumen de los espacios vacíos Vv, la porosidad n se define como n=Vv/VT.


16 En general, las rocas tienen menores porosidades que los suelos; las gravas, las arenas y los sedimentos aluvionales, que están formados por partículas angulosas y redondeadas, tienen menores porosidades que los suelos ricos en minerales recubiertos de arcilla.

Rango de valores de porosidad

La porosidad n puede ser un factor muy importante para determinar la conductividad hidráulica K. En programas de muestreos llevados a cabo en depósitos de arena bien ordenados o en formaciones rocosas fracturadas, las muestras con mayor n tienen generalmente mayores valores de K. Desafortunadamente, la relación no se mantiene a escala regional a través del espectro de posibles tipos de rocas y suelos. Por ejemplo, los suelos ricos en arcilla usualmente tienen mayores porosidades que los suelos arenosos y con mucha grava, pero tienen menor conductividad hidráulica. La porosidad n está muy relacionada con la razón de vacío e, que es ampliamente usada en la mecánica de suelos. La razón de vacío se define como e=Vv/Vs, y también puede escribirse en función de n como:

e = n/(1- n) y viceversa n = e/(1+ e) Los valores de e usualmente están en el rango 0-3.

LEY DE DARCY La dinámica del flujo en un medio poroso saturado se describe mediante la ley de Darcy. Esta ley fue obtenida por Darcy usando un aparato similar al mostrado en la Figura. Allí, se tiene un flujo constante de agua a través de un medio poroso de longitud l, manteniendo constante el nivel de agua sobre el mismo.


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Esquema del aparato de Darcy.

Darcy encontró que el volumen V de agua que atraviesa el sistema en un tiempo t, viene dado por:

V= KA (h1 +l – h2) t/ l

donde A es el área de la sección transversal del medio poroso y K es una constante de proporcionalidad, denominada conductividad hidráulica o permeabilidad. La velocidad promedio del flujo a través de la sección es entonces,

q= V/(A .t ) = K (h1 +l – h2)/ l Más generalmente, la ley de Darcy dice que la velocidad del flujo a través del medio poroso es directamente proporcional a la gradiente de presión piezométrica o carga hidráulica h:

q = - K dh / dl

donde l indica ahora la dirección del flujo y h se define como:

h = z + ( p / ρ . g )

Aquí, z es la altura del punto en cuestión (entrada, salida o cualquier punto intermedio en el medio poroso) respecto de un cierto nivel de referencia, p la presión hidrostática en dicho punto, ρ la densidad del agua y g la aceleración de la gravedad. De esta manera, la carga hidráulica h tiene en cuenta no sólo la presión hidrostática sino también la altura del punto (asociada con su energía potencial). Nótese que p/ρg tiene unidades de longitud (de hecho, la presión hidrostática se mide usualmente como la altura en una columna líquida de un manómetro, como por ej. en la Figura). Usualmente, h se mide en cm o m de agua. La cantidad q se denomina también descarga por unidad de área. Aunque la porosidad determina la cantidad de agua subterránea que puede retener una roca, no garantiza que se pueda extraer el agua. La capacidad de un material para transmitir los fluídos es su permeabilidad.


18 Las capas permeables que contienen agua subterránea se llaman acuíferos. Los mejores acuíferos son depósitos son depósitos de arena y grava bien redondeada y clasificada. Las calizas en las cuales las fracturas y los planos de estratificación han sido agrandados por solución también son buenos acuíferos. Las lutitas y muchas rocas ígneas y metamórficas son malos acuíferos porque suelen ser impermeables. Estas rocas y otros materiales que impidan el movimiento del agua se llaman acuitardos.

Relación entre textura y porosidad. (a)-(d) Depósitos sedimentarios de distinta granulometría y porosidad: (a) uniforme y alta porosidad; (b) no uniforme y baja porosidad; (c) uniforme con piedras porosas y alta porosidad; (d) uniforme con porosidad reducida por mineral en los intersticios; (e) roca con porosidad debida a una solución; (f) roca con porosidad debida a fracturas.

NIVEL FREATICO Cuando la precipitación cae en el continente, parte se evapora, parte se escapa por escurrimiento en las corrientes y el resto satura el suelo, percola hacia abajo hasta que alcanza una zona donde todos los espacios libres del sedimento y la roca están completamente llenos de agua. A medida que esta agua baja desde la superficie, parte se adhiere al material por el cual se mueve y detiene su descenso. Esta región es la zona de aireación y el agua en su interior se denomina agua suspendida. Los espacios porosos de esta zona tienen agua y aire. Debajo de la zona de aireación está la zona de saturación, donde los poros están llenos de agua subterránea. La franja capilar se extiende irregularmente hacia arriba desde centímetros a varios metros, a partir de la zona de saturación. En esta región el agua asciende a causa de la tensión superficial (similar a como asciende por una toalla de papel). La superficie que separa la zona de aireación y la de saturación es el Nivel Freático. Cuando el agua llega al N.F, el líquido continua su movimiento por la zona de saturación, desde las áreas en las que este nivel está más elevado hacia aquéllas donde es más bajo.


19 Sólo una parte del agua sigue la ruta directa a lo largo de la pendiente del N.F; en su mayor volumen, desciende en trayectorias curvas prolongadas de las áreas de mayor presión a las de menor presión de la zona saturada. La velocidad del agua subterránea varía desde 250m/día en materiales muy permeables a menos de algunos centímetros/año en materiales casi impermeables. Esta zona de aeración contiene tanto aire como agua en sus espacios abiertos, mientras que todo el espacio abierto de la zona de saturación está lleno de agua subterránea. El nivel freático es la superficie que separa las zonas de aeración y saturación. En la franja de capilaridad el agua asciende por tensión superficial desde la zona de saturación hasta la de aeración.

Distribución del agua subterránea. La forma del nivel freático suele ser una réplica suavizada de la topografía superficial. Durante los períodos de sequía, el nivel freático desciende, reduciendo el flujo de corriente y secando algunos pozos.


20 MANTIALES Y POZOS ARTESIANOS Se conoce como recarga a la adición de agua a la zona de saturación y hace que el nivel freático se eleve. La adición se produce por medios naturales (lluvias, nieve derretida), o artificiales (plantas de tratamiento de aguas residuales). El agua subterránea se descarga naturalmente cada vez que el N.F interseca el terreno superficial, y también se descarga artificialmente al extraerla por bombeo en los pozos. Un manantial es un lugar donde el agua subterránea fluye o resurge del suelo. Aunque se presentan en una gran variedad de condiciones geológicas, todos se forman básicamente de la misma manera.

Los manantiales se forman cuando el movimiento lateral del agua subterránea interseca la superficie terrestre. Lo más frecuente es que se formen cuando el agua que se filtra llega a una capa impermeable y emigra lateralmente, hasta resurgir en la superficie. POZOS DE AGUA Un pozo de agua se hace cavando o perforando en la zona de saturación. Cuando se alcanza esta zona, el agua escurre al pozo y lo llena hasta la altura del nivel freático. En la mayoría de los pozos es necesario bombear para llevar el agua subterránea a la superficie. Cuando se bombea un pozo, el nivel freático de la zona que lo rodea disminuye, porque se extrae agua del acuífero con más rapidez de la que se reemplaza. Así, alrededor del pozo se forma un cono de abatimiento cuyo tamaño varía de acuerdo con la velocidad y la cantidad del agua extraída Si el agua se bombea más rápidamente de lo que puede reaprovisionarse, el cono de abatimiento aumenta hasta que el pozo se seca. Por lo regular, esta disminución del nivel freático no plantea problemas para el pozo doméstico común, siempre que el pozo se haya cavado con la profundidad suficiente en la zona de saturación. En cambio, las enormes cantidades consumidas por la industria y el riego pueden crear un cono de abatimiento más grande, capaz de disminuir el nivel freático lo bastante para que los pozos menos profundos de las zonas contiguas se sequen. Esta situación no es rara y con frecuencia da lugar a demandas de los propietarios de los pozos poco profundos que se secaron.


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GEISERES Son manantiales calientes que intermitentemente emiten agua caliente y vapor con tremenda fuerza. La palabra viene del islandés geysir que significa chorrear o precipitarse.

La actividad de los géiseres, como toda actividad de fuente termal, es causada por el contacto entre el agua superficial y rocas calentadas por el magma ubicado subterráneamente. El agua calentada geotérmicamente regresa a la superficie por convección a través de rocas porosas y fracturadas. Los géiseres se diferencian de las demás fuentes termales por su estructura subterránea; muchos consisten en una pequeña abertura a la superficie conectada con uno o más tubos subterráneos que conectan con las reservas de agua.

A medida que el géiser se llena, el agua más superficial se va enfriando, pero debido a lo estrecho del conducto, el enfriamiento conectivo del agua en la reserva es imposible. El agua fría de la superficie es presionada desde abajo por el agua caliente, asemejándose a la tapa de una olla a presión, haciendo que el agua de reserva se sobrecaliente, manteniendo el líquido a temperaturas superiores a su punto de ebullición. Por último, la temperatura del fondo del géiser comienza a subir alcanzando el punto de ebullición; las burbujas del vapor ascienden hasta la punta del conducto. Al atravesar el cráter del géiser, algo de agua se desborda y salpica hacia afuera, reduciendo la anchura de la columna y la presión del agua que hay debajo. Con este escape de presión, el agua sobrecalentada se mezcla con el vapor, ebulliendo violentamente por la columna. La espuma resultante entre el vapor y el agua caliente es expulsada fuera del géiser. El agua restante en el géiser se va enfriando y la erupción finaliza; el agua caliente se comienza a filtrar nuevamente dentro del depósito, y el ciclo comienza de nuevo

Nivel inicial de agua

Cono de depresión


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Conceptos hidrogeológicos básicos:

Acuífero: es aquella formación geológica porosa y permeable, capaz de almacenar y ceder agua económicamente a obras de captación.

Acuícludo: se define como aquella formación geológica que conteniendo agua en su interior, incluso hasta la saturación no la transmite y por lo tanto no es posible su explotación.

Acuitardo: hace referencia a la existencia de numerosas formaciones geológicas que, conteniendo apreciables cantidades de agua la transmiten muy lentamente por la que tampoco son aptos para el emplazamiento de captaciones.

Agua no confinada: agua de un acuífero que se encuentra en contacto directo con la atmósfera a través de los espacios huecos de un terreno permeable (de un acuífero libre).

Agua confinada: es el agua subterránea que se encuentra separada de la atmósfera por un terreno impermeable (de un acuífero confinado).

Las condiciones intermedias, son los acuíferos semiconfinados. El estrato que la separa de la atmósfera es un terreno semipermeable. ACCION GEOLÓGICA DE OCÉANOS Y MARES

La erosión marina es la acción geológica del mar sobre las rocas litorales. Se definen las acciones geológicas marinas como "destructoras" cuando erosionan y disgregan los materiales de la costa; o "constructora" cuando los materiales producto de la erosión son transportados y acumulados.

El modelado de la costa, es decir, la forma de relieve creada por la erosión, transporte y deposición de los materiales sobre la masas litorales, está condicionado por tres factores: fuerza de las olas, constitución litológica (de las formaciones rocosas) y estructura de los materiales.

Olas, mareas y corrientes de marea

La erosión marina es una acción realizada principalmente por el movimiento de las olas, cuyo origen se encuentra en la energía cinética del viento.

La erosión que ejercen las olas es debida al choque de las aguas contra las rocas costeras, así como por la abrasión que el agua imprime a las rocas cuando transporta o arrastra materias o fragmentos, que pueden provenir de la meteorización terrestre y posterior arrastre al medio marino, o de la propias rocas erosionadas.

Características de las olas: La energía y el movimiento de la mayoría de las olas derivan del viento. Cuando una brisa es inferior a 3 kilómetros por hora, sólo aparecen pequeñas ondulaciones. Cuando el viento sopla a velocidades superiores, se van formando de manera gradual olas más estables, que avanzan con el viento.

En la Figura, en la que aparece una forma ondulada simple que no rompe, se ilustran las características de las olas oceánicas. La parte superior de las olas son las crestas, que están separadas por valles. A medio camino entre las crestas y los valles se encuentra el nivel de aguas tranquilas, que es el nivel que ocuparía el agua si no hubiera olas. La distancia vertical entre el valle y la cresta es la altura de ola y la distancia horizontal entre crestas sucesivas es la longitud de onda, El tiempo que tarda una ola entera (una longitud de onda) en pasar una posición fija se denomina período de ola.


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La altura, la longitud y el período que una onda acaba por alcanzar dependen de tres factores: (1) la velocidad del viento; (2) el tiempo durante el cual el viento ha soplado, y (3) el fetch, o distancia que el viento ha recorrido a través de mar abierto. A medida que aumenta la cantidad de energía transferida desde el viento al agua, aumenta también la altura y la pendiente de las olas. Por fin, se alcanza un punto crítico, en el cual las olas se hacen tan altas que se vuelcan, formando lo que se conoce como palomillas.

Para una velocidad de viento concreta, hay un fetch y una duración del viento máximos más allá de los cuales las olas ya no aumentarían de tamaño. Cuando se alcanzan el fetch y la duración máximos para una velocidad de viento determinada, se dice que las olas están. La razón de que las olas no puedan crecer más es que pierden tanta energía mediante la formación de palomillas como la que están recibiendo del viento. Cuando el viento cesa o cambia de dirección, o si las olas dejan el área tormentosa donde se crearon, continúan sin relación con los vientos locales. Las olas experimentan también un cambio gradual a marejadas que son más bajas y largas, y pueden transportar la energía de la tormenta a costas lejanas. Dado que existen muchos sistemas de olas independientes al mismo tiempo, la superficie del mar adquiere un modelo complejo e irregular. Por consiguiente, las olas del mar que vemos desde la costa son a menudo una mezcla de marejadas de tormentas distantes y olas creadas por los vientos locales.

Diagrama idealizado de una ola oceánica no rompiente que muestra las partes básicas de una ola, así como el movimiento de las partículas de agua en la profundidad. Debajo de una profundidad igual a la mitad de la longitud de onda (el nivel de la línea punteada) se produce un movimiento despreciable del agua.

Cambios que se producen cuando una ola se mueve sobre el litoral. Las olas tocan el fondo cuando topan con profundidades de agua inferiores a la mitad de la longitud de onda. La velocidad de la ola disminuye y las olas se amontonan contra el litoral, haciendo que la longitud de onda disminuya, lo cual resulta en un aumento de la altura de la ola hasta el punto en el que las olas caen adelante y rompen en la zona de arrastre.


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Otra actividad erosiva, aunque menos importante, es la que llevan a cabo las mareas por sí mismas (movimiento de subida o bajada del nivel de las aguas), sin embargo tienen gran influencia en la capacidad de erosión de las olas, pues los cambios periódicos del nivel del mar aumentan el campo o superficie de actuación del oleaje.

En las regiones en que existe una gran amplitud (diferencia de altura entre la marea alta y baja), el ascenso y descenso de la marea sobre la costa cubre o deja al descubierto una amplia zona intermareal, la cual se verá afectada por la acción erosiva de las olas.

Una influencia indirecta de las mareas, pero fundamental, es la denominada corriente de marea, consistente en el movimiento de agua en sentido horizontal producido por el ascenso y descenso regular de la marea; la corriente de marea es la principal responsable del transporte de sedimentos en las plataformas continentales, estuarios y costas poco profundas.

Accidentes costeros de acumulación

El producto de la acumulación de los depósitos costeros genera formas de relieve llamados de acumulación. Las más significativas son las playas, flechas o barreras litorales y dunas costeras.

Otras formas de relieve también son los tómbolos y deltas

Estos accidentes costeros se forman al ser arrastradas mediante las olas y corrientes, las arenas y sedimentos finos que aportan los ríos y las propias olas en su acción erosiva, y que posteriormente son depositados en otras zonas donde el agua tiene menor actividad o se encuentra en calma.

Playas

Las playas son el producto de la acumulación de materiales sólidos descompuestos en detritus finos (generalmente arena silícea), cantos rodados y restos o fragmentos de origen biológico, tales como conchas de moluscos y corales. Si la acumulación de éstas últimas es alta y en partículas muy fragmentadas, pueden llegar a formarse rocas carbonáticas por cimentación.

Flechas o barreras litorales

La flecha o barrera litoral, es una lengua de tierra o arena que se forma en costas rectilíneas con presencia de una bahía.

Tiene lugar allí donde la costa cambia bruscamente de dirección, como ocurre por ejemplo en los estuarios y desembocadura de los ríos. La deriva de las olas transporta y deposita los materiales desde aguas poco profundas hasta las más profundas, prolongando la línea de costa (creando una flecha litoral), que finalmente termina emergiendo a la superficie del mar. La disposición normal de las flechas es paralela a la costa, y frecuentemente se curvan mostrando la parte convexa en dirección al mar.

Las flechas son lenguas de tierra o arena que se forman en costas con presencia de una bahía

Dunas costeras

Las dunas de costa son montículos de arenas que se desplazan por el viento mediante saltación

Las dunas costeras son montículos de arenas movedizas, que se desplazan por el viento de grano en grano formando series paralelas de montículos. El avance de las partículas se realiza mediante el proceso denominado de saltación, es decir a saltos.


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Si en el trayecto del viento aparece algún obstáculo, se reducirá entonces su velocidad, momento en el que parte de la arena cae y se deposita creando pequeños montículos. Todas las playas arenosas presentan dunas en mayor o menor medida.

Tómbolos

Los tómbolos son simples flechas litorales o barras que unen dos islas, o una isla con tierra firme. Se forman cuando la deriva del oleaje o corrientes de marea depositan los materiales entre dos islas, o entre una isla y la línea de costa

Deltas

Los deltas son acumulaciones de sedimentos fluviales que se prolongan sobre la plataforma continental. Se llama así a la desembocadura de un río en la que los aluviones se acumulan en el lugar donde contactan con el mar, formando un avance de la tierra sobre él. Albuferas Una albufera , es una laguna litoral de agua salada o ligeramente salobre, separada del mar por una lengua o cordón de arenas pero en comunicación con el mar por uno o más puntos. Su formación suele deberse a la colmatación de una antigua bahía por los aportes de sedimentos marinos o fluviales. Allí donde las mareas no son muy acusadas y la arena se deposita en una larga lengua próxima a la costa se forman albuferas largas y estrechas, separadas del mar por una estrecha barra de arena o tierra paralela a la orilla. En ellas, y debido al lento flujo e intercambio de aguas con el mar, sus temperaturas son mucho más cálidas.


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EROSION DE LA COSTA

A lo largo de las costas marinas donde predomina la erosión más que la depositación, las playas están raquíticas o mal desarrolladas y aparecen riscos marinos.

Estos son accidentes marinos erosivos azotados frecuentemente por el oleaje, en especial durante las tormentas, lo cual provoca que el risco se retire hacia el continente como resultado de la corrosión, la acción hidráulica y la abrasión.

La corrosión es un proceso erosivo que consiste en el desgaste de una roca por procesos químicos, de manera especial la acción solvente del mar. La fuerza del agua misma, llamada acción hidráulica , es un proceso erosivo particularmente eficaz. Las olas ejercen tremenda presión en las costas por embate directo, pero son más efectivas en los riscos marinos compuestos por sedimentos no consolidados o de roca sumamente fragmentada. La abrasión es un proceso erosivo que consiste en la acción trituradora de desgaste de las rocas y la arena acarreada por las olas.

Mareas

Las mareas son los cambios diarios de elevación de la superficie del océano. Su elevación y rítmica caída a lo largo de las líneas de costa se conoce desde la antigüedad. Además de las olas, son los movimientos oceánicos más fáciles de observar. Las mareas oceánicas resultan de la atracción gravitacional ejercida sobre la Tierra por la Luna y, en menor proporción, por el Sol.

Causas de Las Mareas

Es fácil ver cómo la fuerza gravitacional de la Luna puede hacer que el agua se abombe en el lado de la Tierra más próximo a la Luna. Además se produce también un pandeo mareal de igual magnitud en el lado de la Tierra directamente opuesto a la Luna.

Las dos protuberancias mareales están causadas, como descubrió Newton, por el empuje de la gravedad. La gravedad es inversamente proporcional al cuadrado de la distancia entre dos objetos, lo que significa simplemente que se debilita rápidamente con la distancia. En este caso, los dos objetos son la Luna y la Tierra. Dado que la fuerza de la gravedad disminuye con la distancia, el empuje gravitacional de la Luna sobre la Tierra es ligeramente mayor en el lado próximo de la Tierra que en el lado distante. El resultado de este empuje diferencial es el estiramiento (alargamiento) muy ligero de la tierra. Por el contrario, el océano global, que es móvil, se deforma de manera muy notable por este efecto y produce los dos pandeos mareales opuestos.


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TIPOS DE COSTAS

La gran variedad de líneas de costa demuestra su complejidad. De hecho, para entender cualquier área costera concreta, deben considerarse muchos factores, entre ellos los tipos de roca, el tamaño y la dirección de las olas, la frecuencia de las tormentas, las mareas y la topografía litoral. Además, prácticamente todas las zonas costeras se vieron afectadas por la elevación del nivel del mar en todo el mundo que acompañó la fusión de la Edad de Hielo que se produjo al final del Pleistoceno. Por último, deben tenerse en cuenta los acontecimientos tectónicos que elevan o hacen descender el terreno o cambian, el volumen de las cuencas oceánicas. EI gran número de factores que influyen en las zonas costeras dificultan la clasificación de las líneas de costa.

Muchos geólogos clasifican las costas en función de los cambios que se han producido con respecto al nivel del mar. Esa clasificación, normalmente utilizada, divide a las costas en dos categorías muy generales: de emersión y de inmersión.

Las cosas de emersión se desarrollan o bien porque un área experimenta levantamiento, o bien como consecuencia de un descenso del nivel del mar. A la inversa, las costas de inmersión se crean cuando el nivel del mar se eleva o cuando la tierra adyacente al mar se hunde.

Costas de emersión

En algunas áreas, la costa es claramente de emersión porque la tierra que se eleva o el nivel del agua que desciende dejan expuestos los acantilados litorales y las plataformas de abrasión por encima del nivel del mar. Son ejemplos excelentes de ello porciones de la costa de California y como sucede en el litoral del Golfo de México donde se ha producido levantamiento en el pasado geológico reciente. Las plataformas de abrasión elevada también ilustran esta situación.

Costas de hundimiento o de inmersión

Las costas de hundimiento o de inmersión, son rías formadas tras la inundación por el mar de valles fluviales en sus cursos bajos, y que tienen origen en procesos erosivos, tectónicos o glaciares.

Una ría es un accidente geomorfológico que designa una de las formas que puede tomar el valle fluvial en torno a la desembocadura de un río, cuando un valle costero queda sumergido bajo el mar por la elevación del nivel de agua. Es un brazo de mar que se interna en la costa y que está sometido a la acción de las mareas.


28 RESUMEN DE LA UNIDAD: 1. Una corriente y sus tributarios llevan escurrimientos de su cuenca fluvial. Las cuencas fluviales están separadas unas de otras por parteaguas. Las corrientes erosionan por acción hidráulica, abrasión y disolución de rocas solubles. 2. La parte mas gruesa de la carga de sedimentos de una corriente es arrastrada como carga del lecho y la más fina, como carga suspendida. Lass corrientes tambien transportan una carga disuelta de iones en solución. 3. Las corrientes con meandros tienen un único canal sinuoso con curvas amplias y serpenteantes. Los meandros se desplazan lateralmente a medida que se erosiona la orilla de corte y se forman depósitos puntuales en la orilla interna. Los lagos fluviales o de meandros son meandros separados en los que se acumulan sedimentos de grano fino y materia orgánica. 4. Las zonas paralelas planas los canales de las corrientes son las llanuras de inundación. Estan compuestas principalmente por sedimentos depositados puntualmente o lodo asentado durante los desbordamientos. 5. La renovación de la erosión de una corriente que posee una llanura de inundación suele dar por resultado la formación de terrazas fluviales, las cuales son los restos de una llanura de inundación anterior a un nivel superior. 6. El agua almacenada en los espacios porosos o intersticiales de las rocas del subsuelo y material sin consolidar es el agua subterránea. Es parte del ciclo hidrológico y representa el 22% del suministro mundial de agua dulce. 7. El nivel freático es la superficie que separa la zona de aereación (en la cual los espacios porosos estan llenos de aire y agua), de la zona de saturación (donde los poros está llenos de agua). 8. Se crea un manantial cuando el nivel freático interseca la superficie. 9. Los manantiales calientes y los géiseres se encuentran donde las rocas volcánicas calientes del subsuelo o bien el gradiente de temperatura calientan el agua subterránea. Los géiseres son manatiales calientes que arrojan intermitentemente agua caliente y vapor. 10. Las playas son los accidentes o características deposicionales más comunes de la costa; son modificadas en forma contínua por procesos costeros y sus perfiles muestran, en general, cambios de estación. 11. Las costas caracterizadas por la erosión tienen riscos marinos, plataformas cortadas por las olas con pilastras marinas y playas discontinuas, mientras que las costas de depositación tienen deltas, playas largas y arenosas, así como barras. Bibliografía consultada para el resumen de la unidad: Fundamentos de Geología –Reed Wicander y James S. Monroe – Segunda Edición. Ciencias de la Tierra 8 Edición – Una Introducción a la Geología Física. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens.

ANOTACIONES:

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