Geomorfología, suelos edafologicos.pdf

8/17/2019 Geomorfología, suelos edafologicos.pdf

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Geomorfologfo plimdo

Levon Umientos

Edofológims

Zonifimd n fsim de lierros

Bogotá 2 5


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DEPARTAMENTOADMINISTRATIVO NACIONAL DE ESTADIsTICA

INSTITUTO GEOGRÁFICO GUSTíN COD ZZI

IVÁN Río GÓMEZ GUZMÁN

Director General

MERCEDES VÁSQUEZ DE GÓMEZ

Secretaria General

NAPOLEÓN ORDÓÑEZ DELGADO

Subdirector de Agrología C·l

GABRIEL MARTíNEZ PELÁEZ

Subdirector de Catastro

MIGUEL ÁNGEL CÁRDENAS CONTRERAS

Subdirector de Geografia Cartografía

DORA INÉS REY MARTíNEZ

Jefe Oficina CIAF

HUGO VILLOTA

SegundaEd ición 2005

LV RO URI E VÉLEZ

Presidente de la República

IVÁN Rlo GÓMEZGUZMÁN

Dírector General

CONSEJO DIRECTIVO

ERNESTO ROJ S MOR LES

Presidente Consejo Directivo

Director Departamento Administrativo Nacional de Estadistica DANE

S NTI GO MONTENEGRO TRUJILLO

Director Departamento Nacional de Planeación

S NDR SUÁREZ PÉREZ

Ministra de Medio Ambiente Vivienda

Desarrollo Territorial

COORDINACiÓN GENERAL:

REVISiÓN ACTUALIZACiÓN :

EDICiÓN:

APOYO TÉCNICO:

Dora Inés ReyMartinez

Pedro Karin Serrato Alvarez

o ás

LeónPérez

Andrés Gil Rozo

Édgar Idinael Sierra Torres

Myriam Ortiz Osario

C MILO OSPIN ERN L

Ministro de Defensa Nacional

NDRÉS FELIPE RI S LEIV

Ministro de Agri cultura

Desarrollo rural

LEJ NDRO G VIRI URI E

Representante Presidencia de la República

L ERTO MENDOZ MOR LES

Representante Presidencia de la República

Presidente Sociedad Geográfica de Colombia

Instituto Geográfico Agustin Codazzi

Prohibida su reproduccióntota lo parcial s in laautorización del Instituto Geográfico Agustín Codazzi


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resent ción

geomorfología, es la c iencia que estudia de manera sistemática las

formas del terreno, sus génesis, es decir, el origen o procedencia de

lo que vemos en un paisaje y la evolución a t ravés del t iempo, como

respuesta de los diferentes procesos naturales que se encargan de esculpi r

y modelar la superficie terrestre, unas veces de manera tan lenta que puede

ser imperceptible para el hombre y en otras tan rápida que causan catástrofes

impredecibles con grandes pérdidas en recursos físicos y vidas humanas.

Lageomorfología desde hace variasdécadas ha dejado de ser una disciplina

meramente académica, para convertirse en una ciencia con aplicac ión prag-

mática que sirve para resolver problemas como: riesgos naturales, potencia-

lidad del agua subterránea, caracterización del sustrato para la construcción

de obras de infraestructura, mapeo de suelos y zonif icación de las tierras,

que sirvan como apoyo a la toma de decisiones relacionadas con la planifi-

cación del territorio y el mejoramiento de la calidad de vida del hombre sin el

deterioro del medio ambiente.

Este campo del conocimiento siempre fue una preocupación por parte del

Instituto Geográfico Agustín Codazzi IGAC , cuyos investigadores aplicaron

los principios de la geomorfología en proyectos de gran envergadura para el

conocimiento de la compleja geografía de Colombia y que, además , sirvieron

de base para implementar cursos de posgrado tanto a escala naciona l como

internacional.

Eldocumento que se presenta a continuación es el fruto de muchos años de

investigación del que fuera nuestro destacado funcionario, el doctor Hugo

Villota q.e.p.d. , quien con sud ísciplina y espíritu de maestro plasmó sus co-

nocimientos de manera simple y sistemática, para servir de guía en elestudio

de las geoformas , con espec ial énfasis en el reconocimiento y distribución de

los suelos, aplicando para ello las técnicas de la interpretación de las imáge-

nes de sensores remotos.

Este legado que presenta el IGAC, en su segunda edición, esun homenajea

su investigadory un aporte para la formación de las futuras generaciones.

ván

r

ío Gómez uzmán

Director General IGAC


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rólo o

obra que t iene en sus manos es el resultado de la integración

armónica entre la capacidad investigativa del autor

el compro-

miso de las directivas del IGAG, para divulgar el conocimiento en

beneficio de la comunidad interesada en el tema de la geomorfología

sus aplicaciones.

autor del libro, doctor Hugo Villota, como científico catedrático de

Geomorfología

y

suelos, logró plasmar de manera clara

y

resumida un

texto bastante completo, el cual no alcanzó su versión final debido a

causas ajenas a su voluntad.

A pesar de esta situación, la admiración

respeto de quienes fuimos

susalumnos compañeros hizo quese encauzaran todos los esfuerzos

para dotar esta obra de las figuras

diagramas que faltaban. Igualmen-

te, se recolectaron algunas imágenes de satélite fotografías aéreas

que se seleccionaron del archivo del GIAF, además de la colección fo-

tográfica del revisor, producto de varios años de trabajo de campo con

eIIGAG.

Gabe resal tar que la labor de edic ión de los textos se hizo teniendo

cuidado de conservar la fundamentación

estructura que el autor dejó

en el escrito inicial.

Finalmente , se reconocen el trabajo

dedicación del revisor, Agrólogo

Pedro Karín Serrato Álvarez, discípulo

compañero del profesor Hugo

Villota q.e.p.d. , por haber contribuido aque su obra sea una realidad

al mismo tiempo se convierta en la prolongación de su pensamiento.

ora n és Rey Martínez


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ONTENI O

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2

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2 2 4 1

Buzamiento y rumbo

2 2 4 2

Pliegues

2 2 1

Procesos Endógenos

2 2 2 Orogénesis

2 2 3

Deriva continental expansión del fondo oceánico y tectónica de

placas

2 2 4

Estructuras de las rocas en cordilleras de plegamiento

2 2

LAS FUERZ S INTERN S

Y

LOS RELIEVES INi i LES

2 1 4

Disposición de las masas rocosas

2 1 3

Rocas Metamórficas

2 1 2

Rocas Sedimentarias

2 1 1 2

Volcánicas o Extrusivas

2 1 1

Rocas Igneas

2 1 1 1

Intrusivas o Plutónicas

PRE SENTACiÓN VII

PRÓLOGO IX

INTRODUCCiÓN XXV

1 CON EPTOS FUNDAMENTALES

1 1 DEFINICIONES DE

GEOMORFOLOGI

1 2

DEFINI IONES DE FIS IOGR FI

1 3

GEOMORFOLOGI VS FISIOGR FI

1 4

ANÁLISIS GEOMORFOLÓGICO y ANÁLISIS FISIOGRÁFICO

2

EL PAISAJE TE RRESTRE

2 1

L S RO S DE LA ORTEZ TERRESTRE


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2 2 4 3 Fracturas .

2 2 5 Tipos de relieves iniciales .

3. EVOLUCiÓN DEL PAISAJE TERRESTRE .

3 1

LAS FUERZAS DECAMBIO .

3 2 FUERZAS DE DESPLAZAMIENTO .

3 3 LOS AGENTES GEOMORFOLÓGICOS y LOS PROCESOS MOR-

FODINÁMICOS .

3 4

PROCESOS DEDEGRADACiÓN O DENUDACIONALES .

3 4 1 Meteorización de las rocas .

3 4 1 1

Clases de meteorización .

3 4 1 2

Factores que favorecen la meteorización .

3 4 2 Remociónen masa .

3 4 2 1 Factores quefavorecen la remoción en masa .

3 4 2 2 Clasificación delosfenómenos de remoción en masa .

3 4 3 La Erosión del latin

erosio onis

= roedura .

3 4 3 1 Erosión Geológica o Natural. .

3 4 3 2

Erosión Aceleradao Antrópica .

3 4 3 3

Formas deerosión del suelo por la lluvia y la escorrentia

3 4 3 4 Dirección de la Erosión Fluvial .

3 5 EL CICLO DE DENUDACiÓN .

3 5 1 Características generales de las etapas deun ciclo normal de

denudación .

3 5 1 1 Juventud .

3 5 1 2 Madurez .

3 5 1 3 Senectud o vejez .

3 5 2

El Concepto de Rejuvenecimiento de paisajes .

4

CLASIFICACiÓN DE L S GEOFORMAS DE CARÁCTER

TECTÓNICO · DEGRADACIONAL

y

DENUDACIONAL .

4 1

INTRODUCCiÓN .

4 2

GEOFORMAS DE LAS CADENAS MONTAÑOSAS

Y

COLlNADAS

4 2 1

Relieve montañoso o colinado estructural-erosional

y

relieve

montañoso glacio-estructural. .

4 2 1 1

Montaña anticlinal. .

4 2 1 2

Anticlinal excavado .

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4 2 1 3

Cubeta sinclinal

y

sinclinal colgante .

4 2 1 4 Cresta homoclinal abrupta y crestón homoclinal. .

4 2 1 5 Espinazo Hog back .

4 2 1 6

Barras Homoclinales .

4 2 1 7

Cuesta homoclinal .

4 2 2 Relieve Complejovolcano-glaciario y volcano-erosional. .

4 2 2 1 Estratovolcán .

4 2 2 2 Volcán basálticoen escudo .

4 2 2 3 Volcanes de lavas ácidastipo domo .

4 2 2 4 Cono de escorias .

4 2 2 5

Coladas, campo

y

plataforma de lava .

4 2 2 6

Campo de ignimbritas .

4 2 2 7 Manto depiroclásticos - Tefras .

4 2 3

Relievesmodelados por procesos denudacionales .

4 2 3 1 Relieve montañoso fluvio-erosional. .

4 2 3 2 Cumbres alpinas glaciáricas y glaci-fluviales .

4 2 3 3

Relieve montañoso o colinado disolucional. .

4 3 GEOFORMAS DE LAS ALTIPLANICIES, SUPERFICIES

COLlNADAS, ALOMADAS y ONDULADAS ..

4 3 1 Altillanura o Altiplanicie .

4 3 1 1 Paisajes de las altillanuras degradadas ..

4 3 2 Superficie deAplanamiento Planation Surface

4 3 2 1

Penillanura o peneplanicie dellatin paene casi y planilies

=planicie .

4 3 2 2 Peneplanicie elevada o solevantada .

4 3 2 3

Relieves residuales y montes-islas .

4 3 2 4

Llanura de pedimentos o pediplanicie .

PROCESOS DE AGRADACIÓN y

GEOFORMAS CORRESPON·

DIENTES .

5 1

SEDIMENTACiÓN COLUVIAL. ..

5 1 1 Talud de derrubios, piedemon te coluvial, laderas coluviales .

5 1 1 1 Cono de derrubios ..

5 1 1 2 Cono de deslizamiento .

5 1 1 3

Coluvio de remoción , rellano coluvial. ..

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5.1.1.4 Glacis coluvial; valle estrecho coluviai .

5.2 SEDIMENTACiÓN DILUVIAL .

5.2.1 Unidades Genéticas y Paisajes Diluviales .

5.2.1.1 Abanico de lodo o de lahar .

5.2.1.2 Coladas de iodo y lahar. .

5.2.1.3 Terrazas de iodoo de lahars .

5.3 SEDIMENTACiÓN ALUVIALO FLUVIAL. .

5.3.1 Transporte o acarreo desedimentos .

5.3.1.1Energiay Velocidad .

5.3.1.2 Competencia y Capacidad .

5.3.2 Sedimentación Diferencial .

5.3.3 Geoformas determinadas por la sedimentación fluvial. .

5 3 3 Valle

aluvial .

5.3.3.2 Piedemonte aluvial .

5.3.3.3 Llanura aluvial de rios trenzados .

5.3.3.4 El Sistema de rios meándricos .

5.3.3.5 Llanura aluvial meándrica .

5.3.4.3 Llanura aluvial de desborde y llanura fluvio-deltaica .

6. MORFOLOGíA COSTERO-MARINA .

6.1 INTRODUCCiÓN .

6.1.1 Costas de inmersión o transgresión .

6.1.2 Costas emergentes o de regresión .

6.1.3 Costas neutrales .

6.1.4 Costas falladas .

6.2 EVOLUCiÓN DE LOS PAISAJES COSTEROS .

6.2.1 Procesos de erosión marina y formas correspondientes .

6.2.2 Procesos de sedimentación fluvio-marina y marina y Geoformas

correspondientes .

6.2.2.1 Planicies deltaicas .

6 Playas marinas .

6.2.2 .3 Barras de Playa..

6.2.2.4 Cordones litorales, flechas o espigones y tómbolos .

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6.2.2.5 Marismas o depósitos lagunares .

6.2.2.6 Planicies de marea .

6.2.2.7 Terrazas marinas .

6.2.2.8 Edificaciones coralinas Biohermas o monl iculos orgáni cos

PROCESOS y GEOFORMAS EÓLICAS .

7.1 CARACTERíSTICAS DE LOS VIENTOS .

7.2 CONDICIONES O FACTORES QUE PROMUEVEN LAACCIÓN

EÓLICA .

7.3 EROSiÓN EÓLICA .

7.4 GEOFORMAS DEGRADACIONALES EÓLICAS ..

7.5 TRANSPORTE POR ELVIENTO ..

7.6 SEDIMENTACiÓN POR ELVIENTO ..

7.7 GEOFORMAS DE LA SEDIMENTACiÓN EÓLICA ..

7.7.1 Tipos de dunas o médanos .

7.7.1.1 Dunas Transversales ..

7.7.1.2 Barjanes o Barchanes ..

7.7.1.3 Dunas Parabólicas ..

7.7.1.4 Dunas Longitudinales ..

7.7.1.5 Mantos de Loess .

BIBLIOGRAFíA .

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Figura 4 Configuración de la Tierra 19

F

igura

1 Plegamientos 23

LIST IGUR S

Figura

1

Interpretación geomorfológica e interpretación fisiográfica .

Fig ur a 2 . Estructura de una leyenda geomorfológica fren te a una leyenda

fisiográfica .

Figu ra

3

Trayectoria de las ondas sísmicas a través del interior de la Tierra

Figura

5

Mov imientos relativos de las placas rigidas de la cor teza terrestre

Figura 6 Formación de los Andes ..

Fi

gur

a 7 Cordillera en for

mac

ión Sistema insular de la Cos ta Asiática .

Figura

8 Formación del sistema himalaya - alpino ..

F

igura

9 Buzamiento y rumbo .

Figura 11 Sistemas de pliegues ..

Figura 12 Homoclinales con sus par tes constitutivas .

F

igura

13 Esquema de rel ievesd islocados y plegados .

Figura

14

Secuencia de eventos y geoestructuras relacionadas con el

origen del paisa je terrestre .

Figura 15. Incidencia de la fuerza de gravedad g en los procesos de

remoc ión en masa, según grado de la pendi en te del terre-

no .

Figura 16 Evidencias frecuentes de reptación .

Figura

17 Solifluxión laminarp lástica en terracetas, agravada con mi-

crodeslizamientos .

Figura 18 Camellones de solifluxión de l Distrito deKalabo, Baratzeland ,

Zambia .

Figura 19 Esca rceos de los Llanos Orientales, Departamentode Casa-

nare , Colombia .

Figura 2 Aerofotografía de una región de Cundinamarca dondese des

tacan

var

ios fenómenos de remoc ión en masa; A: Cicatriz de

despegue; B: Barranco; C: Colada de bar ro colmatando un

valle erosional. .

Figura

21

Cicatri z dedeslizamiento planar sobre la ladera estructurald e

una cresta homoclinal en lulítas. Vil la de Leiva. Colombia ......

Figura

22

Deslizamiento translacional en la via Villavicencio-Bogotá ,

muni cipio de Guayabetal .

Figura

23

Ejemplos esquemáticos de desplazamientos rotacionales ......

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Figura

24

Caida de escombroso desplome .

Figura 25 Remoción Gravitacional por volcamiento ..

Figura

26

Patrones de drenaje erosionales .

Figura 27 Ejemplos de val lesdeterminados por erosiónnaturaly erosión

ace lerada: a : valle en V del r io Negro región de Cáqueza y b:

erosión en cárcavas zona de Guatavita ..

Figura

28

Vis ta panorámi ca de la s formas de eros ión pluvia l-fluvial.

Parque Nac ional Bryce Canyon, Utah, USA ..

Figura

29

Erosi ón en túnel. Sufusión en la formación Mesa de Vene-

zuela .

Figura 3 Proceso desofusión .

Figura

31

Polígonos con cuñas de hieloen suelos con permafrost. Pitt

Point Alaska .

Figura 32 Formación de zurales en depresiones cerradas .

Figura 33 Aerofotografia donde se aprecia el ensanchamiento de un va

lle por remoción Slump de sus paredes S . Cañón de l Rio

Grande NewMexico .

US

.

Figura 34 Erosión remontante en cárcavas C afectando a una altipla-

nicie A en Robles, Cauca . Colombia .

Figura

35

Fases del desarrollo de una región de estructura compleja .....

Figura 36 Partes de una montaña ..

Figura

37

Vista aérea de un sistema demontañas estructurales-eros io-

nales en Irán ..

Figura 38 Ant iclinal simple en aren iscas. Las f lechas indican la dirección

de buzamiento de los est ratos y las letras indican: B laderas

de buzamiento; S: Contrapendientes ..

Figura 39 Anticlinal compuestoen areniscas y arcillolitas ..

Figura 4 Ant iclinal con afloramiento del núcleo en rocas cristalinas ......

Figura 41 Ant iclinal excavado con subpaisa

jes

..

Figura

42

Anticlinal-sinclinal en materiales homogéneos ..

Figura 43 Sinclinal colgante limitado por escarpes .

Figura 44 Panorámica de una cresta homoclinal abrupta en ortocuarci

tas de Cretáceo Superior. Chinauta, Cundinamarca . Colom-

bia ..

Figura 45. Aerofotografía mostrando una cresta homoclinal abrupta 1 ;

Chevrones 2 y laderas erosionales 3 . Silvania, Cundina-

marca. Colombia .


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Figura 51. Panorámica delvolcán Villa Rica en Chile ........................ ....... 78

Figura 46. Vista aérea de una cubeta sinclinal S limitada por espina

zos E y una cresta homoclinal C . Prado, Tolima. Colombia

Figura 47. Vista aérea de una cresta homoclinal C y un espinazo E

separados por un valle estrecho fiuvial. Prado, Tolima. Co-

lombia .

Figura 48. Disposición vertical de los estratos en un paisaje de barras

homoclinales .

Figura 49. Perspectiva vertical de barras homoclinales en el municipio

de Betania, Huila ..

Figura 50. Esquema de cuestas escalonadas. Con las letrasse pueden

distinguir: A: Laderas de buzamiento; B: Contrapendientes o

escarpes y

O:

Coluvio d e remoción ..

Figura 52. Estructura interna de un estratovolcán .

Figura 53. Vista aérea del volcán Galeras Nariño-Colombia un estrato

volcán con uncono de escorias anidado en el interior de su

antigua caldera degradada .

Figura 54. Cúmulo-domo independiente .

Figura 55. Cúmulo-domo asociado a un voicán ..

Figura56. Configuración de un domo-tapón. En la parte superior un perf l

deesta geoforma, y en la parte inferiors u apar iencia cuando

han sido erosionados losedificios volcánicos ..

Figura 57. Vista aérea de un volcán misceláneo, con cono de escorias

E coronado por un amplio cráter y un discode lavas interme-

dias y básicas L de diferente edad, a su alrededor ..

Figura 58. Altiplanicie de ignimbritas en el sector de San Agustín disec-

tada por el rio Magdalena .

Figura59. Vista aérea del sistema de volcanes de Coconucos Cauca,

Colombia con un sector cubierto con piroclastos gruesos P

y otro con coladas delava L .

Figura 60. Vistas aéreas de zonas de piedemonte cubiertas con espe

sos mantosde cenizas volcánicas CV1 alta a medianamente

meteorizadas CV2 .

Figura 61. Vista aérea de un paisaje de montañas ramificadas en rocas

graniticas G de una región subhúmeda, en contacto con

montañas estructurales-plegadas E . Toiima, Colombia... ......

Figura 62. Aerofotografia de un paisaje de montañas graníticas G en

una zona árida de Wyoming, USA. Las áreas planas A co-

rresponden a una llanura aluvial. ..

Figura 63. Vista aérea de uncontacto entre paisajes de montañas ramifi

cadas en dioritas

O

y en filitas-esquistosas E .Santa Fe de

Antioquia-Colombia .

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Figura 64. Vistas áreas de colinas pizarrosas P en la foto izquierda, y

decolinas erosionales en lutitas L en la foto derecha. Com

párense lospatrones de disección. Estado deVirginia, USA .

Figura 65. Sección transversaly vista superior de un valle glacial. ..........

Figura 66. ImagenSPOT en falso color de una zona glaciada con topo

grafía montañosa y costa en Juneau, Alaska. Agosto 1990....

Figura 67. Panorámica de un valle glacial activo en el que se destacan:

1. Circo: 2. Glaciar: 3. Paredes de artesa; 4.Morrena lateral

y morrena de fondo. Glaciar de Athabasca, Canadá ..

Figura 68. Panorámica de un circo glacial con sus paredes rocosas 1 ,

conos de derrubios 2 :

umbra les 3 y ol las u ombligos 4 .

Pico Guardián en la Sierra Nevada de Santa Marta, Co-

lombia _ .

Figura 69. Cono degelifracción colmatando una laguna de un ombligo u

olla glaciárica. Sierra Nevada de Santa Marta Colombia.........

Figura 70. Vista aérea de un paisaje glacial activo con morrenas latero

terminales Sierra Nevada del Cocuy. Boyacá, Colombia. Pda:

Pan de Azúcar: PdD: Púlpito del Diablo; W4: estadio R San

Pablin 3.100 m.s.n.m ..

Figura 71. Vista aérea de unpaisa je glacial heredado , con morrenas la

tero-terminales y ollas glaciarias. Mamancanaca . Sierra Ne-

vada de Santa Marta, Aracataca-Colombia .

Figura

72 .

Aerofotografía de un área de calizas con un patrón de depre-

siones kársticas enLaBelleza, Santander, Colombia ..

Figura 73. Aerofotografía de un área de calizas con unpatrón de karst

cónico en Puerto Rico ..

Figura 74. Infiuencia estructural en la localización de poljes ..

Figura 75. Laberintos, torres y planicie kársticos .

Figura 76. Diferentes fases de desarro llo de una altillanura degradada

en clima seco .

Figura 77. Ejemplos de altillanuras degradadas .

Figura 78. Panorámica de una superfc ie colinada en conglomerados

y areniscas tobáceas de la formación Zarzal, desarrollada a

partir de una antigua planicie lacustre .

Figura 79. Imagen de radar de la Amazonia, donde seaprecian: colinas

estructurales E , superfc ie colinado-ondulada SC y valle

aluvial V . Zona de Araracuara, Colombia .

Figura 80. Elementos reconocib les en las geoformas estratificadas ho

rizontales degradadas: a: Cimas tabulares; b: Laderas supe-

riores; e: Rellanos; d: Cornisas; e: Laderas inferiores ..

Figura 81. Panorámica de lasuperfcie deaplanamiento elevada de Co-

lombia, Región de Santa Rosa, Antioquia ..


10/104

Figura 82. Peneplanicie recortada enrocas de diferente naturaleza .

Figura 83. Esquema de una peneplanicie solevantada y fallada con sus

diferentes unidades remodeladas por denudación .

Figura 84. Desarrollo de montes-isla en rocas homogéneas .

Figura 85. Sección transversal esquemática de un pedimento que re-

corta rocas sedimentarias plegadas y plutónicas .

Figura 86. Esquema de una l lanura de pedimentos con sus geoformas

asociadas .

Figura 87. Talud de derrubios al p ie de un escarpe rocoso en Moraine

Lake, Canadá .

Figura 88. Conos de deslizamientocoalescentes P1 formados al pie de

las laderas que limitan el valle del rio Medellín-Bello, Colom-

bia .

Figura 89. Aerofotografia donde se destacan varios coluviosde remoción

C hacia la base del escarpe de un abanico terraza antiguo.

Fusagasugá, Colombia .

Figura 90. Panorámica de unglacis coluvial formado al pie de uncres

tón en areniscas, en segundo plano. Usme-Cundinamarca ....

Figura 91. Vista aérea parcial del flujo de lodoque sepultóa laciudad

deArmero en noviembre de 1985. Tolima-Colombia .

Figura 92. Imagen Landsat TM de/ Centro de Colombia donde se apre

cian los abanico-terrazas diluviales de Pasea 1 , Fusagasu

gá-Chinauta 2 y Tolemaida 3 , asi como el abanico diluvio-

aluvial de Ibagué 4 .

Figura 93. Vista aérea de las coladas mixtas de lahar y lava que colma

tan los antiguos valles glaciares del Otúny LaLeona. Risaral-

da, Colombia .

Figura 94. Profundidad y amplitud de un cauce .

Figura 95. Gradiente textura

ongitudinal. .

Figura 96. Gradiente textural mezclado .

Figura 97. Gradiente

t x

ural vertical de uncauce .

Figura 98. Perfil idealizado .

Figura 99. Perfil irregular .

Figura 100. V is ta aérea de un r io intercordillerano que luego de recibir

abundante carga de sedimentos de lecho por par te de sus

tributarios, forma islotesy playones en su vega en elcañón

del rio Cauca Antioquia .

Figura 101. Panorámica de un valle aluvial encajado entre las laderas de

montañas ramificadas en esquistos. Enprimer plano, una Te-

113

114

116

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125

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135

135

136

137

138

138

rraza T Yal fondo, el plano inundable V . Río Chicamocha-

Pescadero Santander .

Figura 102. Vista frontal de una microgeoforma de piedemonte tono cla

ro con su característica topografía de plano ínclinado, al pie

de unescarpe de terraza. Guatav ita-Colombia .

Figura 103. Vistaaérea de un piedemonte aluvial con los sucesivos aba-

nícos que lo constituyen. Rivera, Huila. Colombia .

Figura 104. Estereograma de un valle aluvial donde se distinguen: cono

de deyección C , abanico aluvial A y ríotrenzado RT .

Figura 105.Rasgos morfológicos y partes constitutivas de un abanico

aluvial .

Figura 106.Abanicos superpuestos en la sucesión indicada .

Figura 107. Abanicos con estructura telescópica .

Figura 108. Barras de cauce de rio trenzado, caracterizadas por la alta

pedregos idad. Rio Upín-Meta : ..

Figura 109. Aerofotografía de una l lanura de r ío t renzado en la que se

destaca su lecho mayor LM , la sobrevega SV y una terra-

za T . Río Guatiquia-Meta .

Figura 110. Paisajes y subpaisajes caracteristicos de una llanura de rio

trenzado afectada tectónicamente: VI Vega Baja; VA So

brevega; T1, T3

=

Terrazas; E

=

Escarpe de terrazas. Río

Casanare-Colombia .

Figura 111. Distribución de sedimentos en una terraza aluvial de rio tren-

zado .

Figura 112. Desarrollo de lasterrazas agradacionales .

Figura 113. Desarrollo de terrazas erosionales .

Figura 114. Representaciónde las longitudes del canal y del valle, entre-

dos puntos .

Figura 115. Cinturón de meandros .

Figura 116. Vista en planta y sección transversal A-S del lecho de un

meandro .

Figura 117. Desarrollo de orillares en unallanura meándrica .

Figura 118. Proceso de estrangulamiento de meandros .

Figura 119. Vista aérea de la llanura meándrica del río Guaviare-Colom

bia, tributario del Orinoco, en sutránsito a través deun área

selvática .

Figura 120. Vista aérea de latípica llanura meándrica de l rio Obi en Si

beria Rusia donde se destacan: el plano inundable To y

varios niveles de terrazas T1a T4 ..


11/104

Figura 121. Sección transversal profunda a través deuna llanura de des-

borde .

Figura 122. Vista aérea de una llanura de desborde donde se distinguen:

Orillares OR , dique natural DN , basín BS . Magdalena

Medio-Colombia .

Fígura 123. Vista aérea deuna l lanura ftuvio-deltaica donde se destacan:

el río meándrico con su dique natural tono claro ; el basín

cenagoso tonos negros y los brazos deltaicos gris medio .

Río Sinú-Colombia .

Figura 124. Aerofotografía de la llanura del río Cauca Colombia donde

se destaca un cauce abandonado meándríco. Aguablanca-

Valle del Cauca .

Figura 125. Clasificación de las costas: 1 Costas de inmersión: 1A, costa

montañosa sumergida, 1B, llanura costera sumergída, relieve

bajo; 1C costa de f iordos; , depósitos glaciares drumlins

sumergidos. 2 Costas emersión: 2A, llanura costera, relieve

bajo; 2B, costa de vertientes abruptas, relieve escarpado. 3

Costas neutras: 3A, costa de abanicos aluviales; 3B, costa en

delta; 3C, costavolcánica; 3D, costa de a rrecifes coralinos.

4 Costas de Falla .

Figura 126. Desarrollo de acantilados marinos .

Figura 127. Acantilados de yeso de Normandia, a lo largo de lacosta fran

cesadel Canal de la Mancha, donde pueden observarse fa-

rallones, arcos y cuevas marinas .

Figura 128. Sección vertical de un delta simple en el que se observa su

estructura Según G. K. Gilbert .

Figura 129. Tipos dedeltas: A. El delta del Nilo es de tipo arqueado y tie

ne forma triangular. B .E ldelta del Missisippi es de tipo ramifi

cado, en forma de pata deave digitado , con largos pasos. C.

El delta del Tíber es triangularo en cúspide, debido a la fuerte

acción de olas y corrientes. D. El delta del Sena va rellenan-

do un estrecho estuario .

Figura 130. Desarrollo deuna playa arenosa .

Figura 131. Desarrollo de barras de playa bermas sucesivas .

Figura 132. Ba rras de playa actuales y recientes en el golfo de Morros-

quillo-Colombia .

Figura 133. Etapas de formación de un cordón l itoral , de la a lbúfera y

marisma encerradas .

Figura 134. Cordones litorales deboca debahia que han cerrado dos ba

hías y han simplificado grandemente la linea de costa según

W M. Davis .

Figura 135. Cordón en cúspide, que ha originado un lagoon triangular,

recibe los materiales de la deriva de playa de ambas orillas

según E. Raisz .

155

156

157

159

162

164

165

168

168

169

170

170

171

72

72

Figura 136. Dos tómbolos que han unido esta isla contierra firme según

W

M. Davis. .

Figura 137.Cabo de Dungeness, en el estrecho de Dover, al SE de Ingla

terra. Es una gran punta en cúspide con cordones playeros

curvos. Strahler, 1974 .

Figura 138. Planicie de marea en el Pacíficocolombianodonde se pueden

apreciar las rias en tono claro y las marísmas en tono oscu

ro. A la derecha se aprecia la vegetación de manglar en las

marismas costeras .

Figura 139. Imagen IRS SS-3 de diciembre de 2003 en eldelta del río

Irrawaddy en la costa de Myanmar .

Figura 140.Costa en Indonesia bordeada por una rrecife-barrera coralino

A .

Figura 141: Movimie nto de las partículas dea rena por saltación .

Figura 142. Clases dedunas y secuenciade lamigración de unbarchan .

Figura 143.Aspecto de las dunas longitudinales antiguas en el depar-

tamento de Casanare Colombia .


12/104

LISTA DE

TABLAS

Tabla

Clasificación de las

rocas

igneas .

INTRO U ION

Tabla

2. Clasficación delas rocassedimentarias 13

Tabla

3. Clasificación de las

rocas

metamórficas . 14

Tab

la 4. Agentes y procesos geomorfo lógicos e

xógenos

. 29

Tabla

5. Clasificación de los fenómenos de remoción enmasa .

Tabla

6. Di

visión primaria

delos sistemas

montañosos y colinados

.....

Tabla 7. Clasificación de los procesos agradacionales segúnagente

responsable .

35

66

E

l acelerado desarrollo de los levantamientos aeroespaciales

y

la

la tierra durante las últ imas décadas ha conducido al hombre a

nocimiento de la superficie del planeta

y

de los numerosos recursos q

recónditas regiones anteriormente invioladas por este.

Unade las ciencias que mayorauge han tenido en los últimos tiempos

cuencia de la inigualable ayuda brindada por todo tipo de imágenesde

terrestre obtenidas con diferentes sensores remotos es la Geomo

unos autores considerada como parte de la Geologia y para otros com

de la Geografia Física aun cuando sus objetivos y contenido sean sim

dos los casos.

Por largo tiempo la geomorfología fue considerada como una materia

interés académ ico en lo concerniente al conocimiento del origen y evo

diferentes formas del terreno pero paulatinamente ha ido emergiend

ciencia de gran interés y aplicación práctica. Hoy en dia no solo ha reci

creciente de geomorfólogos geógrafos y geólogos sino también de p

restales ingenieros planificadores rurales y urbanos etc. cada uno

busca darle un enfoque de acuerdo con sus propios intereses.

En el presente contexto se busca dar a lageomorfología un enfoque p

el que se conjugue y ordene racionalmente la relación

p is je suelo

ampliamente comprobada y pregonada por los científicos de suelos. Po

te el texto se inicia con ladiscusión de conceptos fundamentales sob

logia y fisiografía teniendo en cuenta que l a segunda es la concepció

forma del terreno del pedólogo reconoc edor de suelos.

Enun segundo capítulo se analizan la composición y orígenes del pai

de acuerdo con los conocimientos y las teorías más modernas así com

teristicas de los relieves iniciales.

En los capítulos

y IV se discuten los procesos exógenos degradac

ponsables de la evolución de los relieves primarios y se concluye el mi

clasificación y definición geomorfo pedológica de los paisajes degrada

cuenciales reconocibles sobre diferentes imágenes de la superficie te

cando que en esa clasificación coincidan en lo posible los factores fo

los paisajes y de los suelos que contengan.

Finalmente en los capítulos V VI YVII se discuten los procesos agrada

acumulación y las geoformas resultantes encuya clasificación se busc


13/104

eomorfolog

plicada

su relación con el patrón de suelos y con suapti tud para uso y manejo. Debe des

tacarse aquí que, en lo concerniente a la clasificación de geoformasy a la discusión

de sus características morfológicas, estas se hacen con énfasis en las tierras de

América Tropical.

Gracias a la acogida que tuvo la primera edición de este texto y a lasvaliosas obser

vaciones y sugerencias de algunos usuarios, en esta oportunidad se ha trabajado

en una cuidadosa revisión de sus contenidos, con el propósito de aclarar algunos

conceptos, ampliar otros, especificar los nombres de ciertas geoformas, detal modo

que se correspondan con la terminología adoptada en el Sistema CIAF de Clasifi

cación Fisiográfica del Terreno Villota, 1997) y en otros sistemas comparables de

clasificación de geoformas.

onceptos

undamentales

DEFINICIONES

DE

GEOMORFOLOGíA

También se mejoran algunas ilustraciones para facilitar a nuestros usuarios la iden

tificación de geoformas desde perspectivas verticales y oblicuas.

I

•

•

Etimológicamente, la palabra geomorfo

logia viene de tres raíces griegas: geos

tierra), morph forma) y lo os tratado),

o sea, es el estudio de las formas de la

superfcie terrestre.

Variosautoresdan definiciones más prác

ticas sobre esta materia. Así, según Viers

1973) la geomorfologíaes unacienciade

síntesis que tiene por objeto clasificar y

explicar las formas del relieve.

Derruau 1966) la define como el estudio

de las formas del relieve terrestre . Según

él es una ciencia quese propone describir

y explicar; esto es, describir las formas y

explicar el relieve,su evolución y los pro

cesos de su modelado.

ParaStrahler 1974) el estudiodel origen

y desarrollo sistemático de todas las for

mas del relieve de la tierra se denomina

geomorfología, aunque puede muy bien

llamarse elestudio del relieve . Paraeste

autor, la geomorfología se interesa igual

mente en el aspecto, en los procesos y

estados de desarrollo de esas geofor

mas.

Para Holmes 1971) la geomorfología

es e l es tudio del rel ieve de la super f-

cie actual , estudio que comparte

geografía física. De otro lado, el e

de todos los agentes terrestres y

procesos transformadores, así co

efectos por ellos causados, hacen

para el autor, de la geologia física

interés principal se encuentra en

lución pasada y presente de latier

los diversos testigos de ella, de l

constituyen importantes ejemplos e

ve de la superficie existente y las

ahora en proceso de formación.

Según Thornbury 1996) la geomor

es la cienciade lasformasterrestr

cluidas las formas submarinas). E

tor cita ademásla definición deWo

1939), quien sostiene que la geo

logía es una descripción e interpr

de las característícas del relieve

tre , definición que Thornbury con

con u n sentido más amplio que el

lógico.

Soeters 1976) defi ne a la geomor

como la cienciaque trata de la su

terrestre y sus orígenes .

Van Zuidam 1973) relaciona la g

fología con el análisis del terreno,

define como un estudio que desc

formas del ter reno y los proces

condujeron a su formación, y qu

más, investiga las interrelaciones d

formas y procesos en su distr ibu

arreglo espacial .


14/104

eomorfologí

plicada

onceptos u n d

a. La descripción de lasformas del terreno

e. Laexplicación y descripción de los agen

tes y procesos geomorfológicos modela

dores.

c. La definición de la naturaleza y distribu

ción de losmateriales que constituyen las

geoformas.

d. La clasificación de los paisajes, principal

mente conbase en su morfología, origen,

edad y composición.

1.3 GEOMORFOLOG

VS

FISIOGRAFíA

Los siguientes ejemplos podrán ilu

allector sobre lasdiferencias y rela

tre geomorfología y fisiografía:

a. La geomorfología clasifica c

n os aluviales a todos lo

conaspecto de abanico, con

de drenaje distributario qu

radialmente desde la parte

apical hacia la parte inferio

con una topografía suavem

nada y que han sido forma

de una vertiente o ladera, p

rriente de agua que emerge

terreno más alto e irregular

superficie baja y máso men

determinando un patrón de

tac ión característico. Por

la fisiografía también desc

abanicos aluviales a geofo

las características antes en

Sin embargo, puede clasific

más de estos dentro de pai

gráficos díferentes según qu

Delestudio y comparación de los

anteriores con relación a la geo

y fisiografía se llega a la conclusi

mientras la primera profundíza en

del origen, evolución y composic

geoformas, así como de las fuerza

y procesos responsables de su

actual, la fisiografía concentra su a

la descripción y clasificación siste

esas geoformas, con apoyo en la

ción de fotografías aéreas y otras

de sensores remotos, necesariam

los fundamentos de la geomorfo

enmarcándolas dentro de un co

mático específico y caracterizánd

naturaleza de su material litológic

perficial del que se derivan los sue

yacentes) y/o por su edad_elatív

de atributos secundarios de carác

métrico pendientes, erosión, pedr

drenaje).

En términos más concretos, dice este autor

quefisiografía es geografía de suelos porque

ella se enfoca principalmente al estudío de

lascaracterísticas externas de los paisajes y

la influencia que estas ejercen sobre sus ca

racterísticas o pedológicas.

Del análisis de las definiciones anteriores

puede concluirse que la últíma concepción

de fisiografía es la que más se aproxima a

los propósitos del presente contexto. Noobs

tante, quedan en ella algunos vacíos que es

necesario llenar para facilitar la comprensión

de esta materia.

En la últíma definición se ha tomado en con

sideración que, por una parte, el suelo esun

elemento de los paisajes fisiográficos y, por

otra, que el ambiente geomorfo/ógíco relie

ve, material parental y tiempo), junto con el

clima, son factores de formación de esos pai

sajes y, por lo tanto, también de los suelos

que encierran.

Por su parte, Goosen 1967) dice que la

fisiografía tiene porobjeto describir, clasi

ficar y correlacíonar aquellos paisajes te

rrestres, característícos de ciertos proce

sos fisíográficos, del modo en que aque

llos puedan conducir al reconocimiento

delpatrón de suelos.

Por consiguiente, puede decirse que la Fisio

grafía, considerada en un sentido pedológico,

persigue en principio los mismos objetivos

que la geomorfología en lo relatívo al estu

dio de las formas del terreno. Sin embargo,

la principal diferencia está en las respectivas

c1asíficaciones de esas geoformas. La fisio

grafía las clasifica conun sentido práctico, no

soloteniendoen cuenta su morfología, origen

y edad, sino considerando además aspectos

de clima pasado y actual, geología, hidrolo

gía y aspectos bióticos incluida la actividad

humana), en la extensión en que estos pu

diesen incidir en la pedogénesis y/o en la

aptitud de uso y manejode los suelos y que

por consiguiente pudiesen conducir al fotoin

térprete al delineamiento práctico del patrón

de suelos.

ParaBennemay Gelens 1969)la fisiogra

fía comprende el estudio y entendimiento

de todos los fenómenos que determinan

la apariencia y características de un pai

saje. Además, añaden estos autores que

lo más importante en este aspecto es la

geomorfología de un área, la hidrologia,

la vegetac ión y la identificación de los

procesos fisíográficos .

Thornbury 1966) dice quefisiografía era

un término aplicado anteriormente a la

geomorfologia, pero que se cambió por

este debido a que aquella tal como se

emplea en Europa) incluye en grado con

síderable a la climatología, meteorología,

oceanografía y la geografía matemática.

Dice además este autor, que en lugar de

continuar con la práctica de restringír la

fisiografía a la discusión de lasformas del

terreno, antes común en Estados Unidos,

seríapreferible contar con el nuevo térmi

no -Geomorfología- de significado más

específico.

b. La descripción del paisaje terrestre, in

cluyendo aspectos del usode la tierra,

vegetación e influencia humana.

a. La descripción de los aspectos físicos

abiótícos) de la tíerra.

Desdeya se advierte en ladefinición etímoló

gicaun mayor alcance queel de la geomor

fología, por cuanto naturaleza no solo com

prende las formas del relieve y la litósfera,

sino también la hidrósfera, la atmósfera y la

biósfera.

Sobre este término existen ciertas discrepan

cias entre los autores, probablemente debído

a los diferentes enfoques o aplicaciones que

se le dan. Así , por ejemplo, los autores de

lengua ínglesa,según Derruau 1966), dan el

nombre de fisiografia a la geografía físíca, de

la cual hace parte la geomorfología.

• Van

Zuidam 1 979) en su libro

Terrain

ana ysis and c assification

incluye dos

definiciones de fisiografía:

Verstappen 1968) dice que la geomorfo

logia hace énfasis en las formas del te

rreno, en sus variosprocesos, específica

mente aquellos que actúan al presente;

en el desarrollo a largo plazo o génesis

del relieve, y en su contexto medioam

biental.

Finalmente,paraBloom 1973)la geomor

fología es la ciencia delestudio del paisa

jeterrestre.

•

La fisiografía es una materia estrechamente

relacionada con lageomorfología, conla cual

se le confunde frecuentemente, aun cuando

sus alcances pueden díferir ampliamente.

Tal comopuede notarse en la mayoría de las

definiciones anteriores, la geomorfología tie

nepor objeto:

1.2

DEFINICIONES DE

FISIOGRAFíA

b. La explicación de su génesis, o sea, de

su origen y evolución a través del tiempo

geológico.

Etímológícamente, la palabra proviene de

dosvocables griegos:

phisios =

naturaleza, y

graphos = descripción, o sea que la fisiogra

fía es la descripcíón de la naturaleza, o mejor

la descripción de las producciones de lana

turaleza .

onceptos

u n d m


15/104

Geomorfolog

plicada

por ejemplo, en climas diferentes cáli

do-semiárido o medio húmedo , o que

sus sedimentosprovengande distintas

fuentes, o queseande diferente edad.

Podría hablarse entonces de abanicos

de clima cálido-semiárido, o abanicos

derivados de areniscas; abanicos re

cientes o antiguos. Esprobableque en

todos estos casos se desarrollen sue

los diferentes, con una productividad y

una aptitud de uso y manejo igualmen

te diferentes.

b. Dentro de los paisajes eól icos la

geomorfologia clasifica los depósitos

de arena en mantos y dunas de d ife

rente tipo longitudinales, transversa

les, barchanes, etc. . Puede ocurrirque

en la clasificación fisiográfica de una

regióntal,deba agrupárseles como un

paisaje único en atención a la similar

granulometria y consecuentemente a

su baja capacidad de retención de hu

medad, todo lo cualva a repercutir en

un ambiente edáfico xerofitico.

c. En los paisajes glaciáricos de lasaltas

montañas del trópico, la geomorfologia

ha establ ecido una amplia clasificación

de geoformas denudatívas aristas,

agujas, c ircos, artesas y de acumu

lación morrenas laterales, centrales,

terminales, de fondo, etc. . Desde el

punto de vista fisiográfico esas uni

dades podrían resultar agrupadas en

uno o máximo dos paisajes, más aun

si ellas ocurren a altitudes superiores

a los 4.200 m, en donde las tempera

turas ambie nta l y del suelo son tan

bajas régimen criogénico que restrin

gen absolutamente cualquíer explota

ción agropecuaria o forestal de valor

económico.

d. Otro tanto ocurre con los afloramien

tos rocosos de variada o similar litolo

gía que ocurren es escarpes de fal la

o de erosión, en cornisas, faral lones,

acantilados, etc., cuyas pendientes y

falta de desarrollo de suelo conduci-

4

rían a agruparlos como un misceláneo

rocoso.

Finalmente, se debe señalar que la fisiografía

contempla la posibilidad de subdividir los pai

sajes en unidades fisiográficas menores con

base en aspectos morfométricos que puedan

igualmente incidir en la pedogénesis o al me

nos en el uso y manejo de los sue los, como

por ejemplo: el grado de la pendiente, el t ipo

y grado de erosión, la condición de drenaje,

la pedregosidad superficial, etc.

1.4

NÁL S S

G OMORFOLÓGI O

y

NÁL S S

FISIOGRÁFICO

Con la introducción de las fotografías aéreas

e imágenes de sensores remotos espaciales

en el estudio de

s

recursos naturales, y con

el desarrollo de las técnicas de interpretación

de esas imágenes de la superficie terrestre,

se ha logrado en los últimos años un gran

avance en el estudiode las formas del terre

no.

El d iferen te enfoque dado a l estudio de las

formas y rasgos del terreno por ciencias

como lageología, geomorfología y pedologia,

ha determinado el desarrollo de procedimien

tos de interpretación de imágenes, clasifi ca

ción de rasgos fotográfi cos y representación

cartográfica también diferentes. Y de aquí el

nacimien to de técnicas como la fotogeología,

el análisis geomorfológico y el análisis f is io

gráfico.

Interesan en este contexto especialmente los

dos últimos. Según se ha discutidoantes, es

tos guardan entre sí una estrecha relación, a

pesar de que sus objetivos difieren conside

rablemente. De unaparte, el análisisgeomor

fológ íco constítuye unaetapa fundamental de

todo moderno levantamiento geomorfológico

analítico, el que lógicamente se complementa

con investigación de campo . Eneste se hace

énfasis primordialmente en los cuatro aspec

tos siguientes:

a. Formas del terreno de origen endóge

no, exógeno o mixto.

b. Procesos, específicamente aquellos

activos en el presente.

c . Génes is u origen y evo lución a largo

plazo .

d. Contexto medio ambiental.

Un levantamiento de esta naturaleza es pre

rrequisito esencial para la aplicación de esta

ciencia a los levantamíentos geológicos, hi

drológicos, forestales y lógicamente edafoló

gicos.

De otro lado, para el análisis fisiográfico apli

cado a los levantamientosde suelos, se parte

de un conocimiento adecuado por parte del

fotointérprete-edafólogo, de las caracteristi

cas geomorfológicas generales de un terre

no generalmente consideradas en un razo

namiento mental previo a la del ineación de

unidades fisiográficas , al que debe preceder

el análisis de las condiciones climáticas, a

menudo reflejadas en la vegetación, uso de

la tierra, rasgos erosionales, etc.; las condi

ciones geológicas, especialmente la estrati

grafía, sedimentología, litología, con énfasis

en el material parental de los suelos; hidroló

gicas, como los patrones de drenaje y la con

dición de humedad de los suelos, además de

ciertos ambientes locales influencia biológi-

ca que puedan incidir en la génesis y

terísticas de los sue los o, al menos ,

condiciones para uso y manejo agrope

De esta manera, se delimitan, clasifica

rrelacionan las formas del relieve , ene

y del modo en que ellas pudiesen con

delineamiento práctico del patrón de s

Para la representación cartográfica

unidades geomorfológicas existen d

métodos que varían de un país a otr

mayoria métodos analíticos se bu

presentar de manera combinada los

tos morfométricos, morfográficos, m

néticos y morfocronológicos, ademá

litología, mediante límites de área y

dos, o áreas coloreadas, complem

con símbolos lineales, los que repr

formas menores, o los procesos m

cos y su dirección, o la l itología. Fi

y

2

En otros sistemas se usa únic

una representación morfocronológic

que las unidades se representan co

y números-índice Alemania . En Hu

Francia escuela de J Tricart prefie

representación puramente litológica,

te rayados simbológicos.

En cuanto a la representación fis io

esta usa unidades cerradas morfolog

se clasifican de manera sistemática

presentancartográficamente pormed

tras mayúsculas, para las unidades m

y con números subíndices, para las

siones de carácter morfogenético y/

métrico. Figuras 1 y 2 .

onceptos undam


16/104

Geomorfologla Ap Icada

Figura 2. Estructura de una leyenda geomorfológica frenle a una leyenda fisiográfica.

a

Figura 1. Inlerprelaci ón geomorfológica a e inlerprelación fisiográfica b

W

1966. Princip

Editorial Kapelusz.

THORNBURY,

Geomorfología

Aires. 644 p.

VAN ZUIDAM, R.

1973.

Guide to Geo

logical photointerpretation Subdepa

graphy, ITC, Enschede.

P. Piedemontediluvial

P1.

Abanico terrazaa

ntigu

o

P2

Nivel Superior

P3

Nivel I

nfenor

P4 Nivel

de

deslizamiento rotacional

P4.1 Laderas moderadamente empina

P4.2 Laderasfuertemente inclinadas

P4.3 Laderas escarpadas

P5 Talud

C. Coluvios deRemoción

C1 Laderas fuertementeinclinadas

C2 Barrancos

empinad

os

LEYENDA FI510GRÁFICA

E. Relieve

montañoso estructural

erosional

E1.

Cresta homoclinal abrupta

E2. Espinazos

homoclinales

E2.1 Laderas escarpadas onerosión

E2.2 Laderas moderadamente escarp

con erosión

moderada

M. Relievemontañoso f uvlo erosional

M1.

o n t ~ s

en

arcitlolitas y areniscas

M2. Montañas en lutitas

M2.1 Laderas moderadamente empma

M2.2 Laderas fuertementeindinadas

c

aporteco

uvial

HOLMES, H.

1971 .

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ción. Omega, SA Barcelona , 512 p.

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ses de Geomorfología CIAF. Bogotá

STRAHLER, A. N. 1976. Geografía

Editorial Omega, Barcelona.

Areniscas

yarcillolitas

delTerciario

:

I

Lutitas

del

Cretáceomed

io

Pendientedelbuzamiento

+ Eie anticlinal

Abanico terraza conescarpe

l

Abanico terraza

subnivel eros

ional

;Jo

- . Barranco

, Cárcava

Erosión en surcos,laminar

Cono dedeslizamiento

Coluvio

R

Cicatrizde deslizamiento

ITTTI Deslizamiento rotacional

E=3

Lajas dearenisca del

cretáceosuperior

LEYENDA GEOMORFOLÓG1CA

Cresta h o m o

í lM Contrapendente

DERRUAU, M. 1966.

Geomorfología 58 Edi-

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P3

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o m u r Lo Lo

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17/104

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I F

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83-115.

L P IS J

T RR STR

P

ara el estudio de la geomorfologia se

asumi rá en el presente contexto, de

acuerdo con Bloom (1973), unpaisaje

terrestre hecho de rocas, construido por las

fuerzas internas de la tierra, que han actua

doa t ravésde l tiempo geológico, en presen

cia de vida. Un paisaje que ha evolucionado

como resultado de la reacción de las rocas a

la acción atmosférica y a la fuerza del agua

corriente,bajo un baño de energia solar ; evo

lución que se manifiesta a través de procesos

de degradación y acumulación o sedimenta

ió

n

2

LAS ROCAS

DE

LA

CORTEZA

TERRESTRE

Según la anterior concepción, el paisaje te

rrestre está hecho de rocas, las que const i

tuyen su esqueleto y cuyas formas, tamaño

y desarrollo están influidos fuertemente por

la composición, propiedades fisico-quimicas,

resistencia , procesos de or igen y edad de

esas rocas; también por su disposición y los

factores climáticos.

A diferencia de las clasificaciones puramente

petrográficas ,caracterizadasen ciertos casos

pordiferencias sutiles en la proporción de sus

especies minerales, en geomorfo-pedologia

las rocas a part ir de las cua les se originan

los suelos se han reagrupado considerando

aquellos aspectos que pudieran incidir mar-

cadamente en las caracteristicas y

des de los suelos.

Se reconocen tres clases principa

cas: ígneas , metamórficas y sedim

Se piensa que las rocas igneas son

parte, los productosde la cristalizac

silicato fundido.

Lasrocas sedimentarias resultande

de materiales por el viento, los glac

agua sobre la superficie terrestre, s

su solidificación por procesos dia

Otro grupo ha sido el resultado de la

y precipítación quimica. Las rocas

ficas resultan de la recristalización

ígneas, sedimentarias y otras meta

en el estado sólido, a temperaturas

nes relativamente altas.

2 Rocas

ígneas

Muchos de los primeros esfuerzos

trógrafos se dedicaron a la clasificac

rocas ígneas . E l resultado fue una

confusa de categorías, la mayoria d

les contenia rocas de composición

Aquíse mencionan únicamente los

lestipos de rocas predominantesen

lleras de los Andes,Sierra Madre y

centroamericanos, asi como en los

guayanés y brasileño.

Las rocas igneas pueden div id irse

plutónicos o intrusivos y ti pos volc

eomorfología pl icada

Paisaje


18/104

Fuente: IGAG 2

Tabla

1. Clasificación de lasrocasigneas.

CLASE SUBCLASE

GRUPO TIPO

Granito

Félsicas Faneríticas

y Porfiríti-

Cuarzomonzonita

cas

Granodiorita

Tonalita (cuarzodio

Sienita

Plutónicas Intermedias Fanerítícas y Porfirí- Diorita

ticas

Monzonita

Máficas Faneríticas y Porfiriticas Gabro

ROCAS

Ultramáficas Faneríticas y Porfi- Peridotita

ríticas

íGNEAS

Riolita (Ignimbritas

Cuarzolatita

Félsicas Afaníticas y Porfiríticas Ríodacita

Volcánicas Dacita

Traquita

IntermedíasAfaniticas Andesita

y Porfiriticas

Latita

Máficas Afaníticas Basalto

y Porfiríticas

Diabasa

Piroclástícas Consolidadas Toba de ceniza, pu

Toba deLapili

Aglomerados y bre

extrusivos. Las rocas plutónicas cristaliza

ron a profundidad en la tierra y secaracteri

zan por sus granos de tamaño relativamente

grueso, baja porosidad y baja permeabilidad.

Las rocas volcánicas, formadas en la superfi

cie terrestre, están por lo común pobremente

agregadas, y algunos tipos,conocidos como

tobas, pueden ser muy porosas y friables.

Las rocas volcánicas pueden contener apre

ciab les cantidades de vidrio.

2.1 Intrusivas o Plutónicas

Volviendo a las rocas ígneas plutónicas, es

tas comprenden esencialmente tres grupos

de rocas parentales:

a) Los intrusivos ácidos o félsícos (granito,

cuarzodiorita; granodiorita y cuarzomonzoni

tal, quecontienen cuarzo, plagioclasa sódica,

y feldespato potásico en diferentes proporcio

nes. Los minerales oscuros (anfiboles, biotita

o ambos) raramente exceden del 10 .

b) Las rocas plutónicas intermedias incluyen

las díoritas, en las que la plagioclasa sódica

predomina grandemente sobre el feldespato

potásico; los minerales oscuros (en la mayo

ría de los casos anfibol, aunque también se

encuentra bíotita) pueden constituir arriba del

25 de la roca; poco o ningún cuarzo está

presente. En las sienitas y monzonitas cam

bian un tanto las proporciones de ortoclasa y

plagioclasa y en ambas hay menores canti

dades de hornblenda, biotita y piroxenos.

e) Un tercer grupo comprende las rocas bá

sicas o máficas con especies como el gabro

que consta casi enteramente de plagiocla

sa cálcica y minerales oscuros (anfiboles,

piroxenos o ambos). Si el cuarzo u olivino

están presentes en cantidades apreciables

se utilizan los términos cuarzogabro u olivi

nogabro. También se incluyen aquí las rocas

ultramáficas quetienen un bajo contenido de

sílice y se caracterizan por la ausencia casí

completa de feldespatos. Las perídotitas son

mezclas de piroxenos y olivino.

2 .2 Volcánicas o Extrusivas

Comprenden lavasy piroclásticos. Laspríme

ras son rocas efusivas de grano fino e inclu

yen los tipos félsicos más silíceos como las

riolitas y cuarzolatitas, con tendencia a ser

muy vítreos y comúnmente muy porosos en

masas grandes. Las riolitas contienen alrede

dor de70 de sílice y están compuestas prin

cipalmente de vidrio, con cristales de cuarzo,

feldespatos alcalinos, y en algunos casos

plagioclasa sódica. Las dacitas son menos

silíceas y más sódicas que las riolitas y co

múnmente contienen cristalesde piroxenoen

el vidrio. Basaltos, diabasas y andesitas son

mucho menos silíceas que las dacitas; apa

rentemente fueron extruidas a temperaturas

considerablemente altas, resultando en una

lava mucho más u ída, que cristaliza más

prontamente. Los basaltos invariablemente

contienen plagioclasa cálcica y piroxenos y

comúnmente también olivino, nefelina o can

tidades pequeñas de cuarzo. Las diabasas

son rocas de grano fino que constan casien

teramente de plagioclasa cálcica y piroxeno.

Su composicíón tiende a ser similar a la de

algunos gabros, y por logeneral ocurre como

dikes o sills .Lasandesitas sonmás sílíceas

que los basaltos y comúnmente contienen

anfiboles. El vídrio es usualmente un consti

tuyente relativamente menor de estas.

Los piroclástícos son materiales de tipo ex

plosivo que incluye elementos sueltos como:

cenizas, lapilli, bombasy bloques de compo

sición variada, e igualmente materíales con

solidados como las tobas, brechas, aglome

rados, lapilli algomerátíco, lapilli brechoso y

pumitas.

Todas las rocas volcánicas tienen consi

derable porosidad y esta característica, lo

mismo que la naturaleza de los minerales

constituyentes, puede influir en sus propie

dades físicas. En la Tabla 1 se íncluye la

clasificación de las rocas ígneas plutónicas

y volcánicas.

En cuanto a rocas sedimentarias y metamór

ficas, estas no han sido estudiadas tan inten

samente por los petrógrafos y tampoco han

sido clasificadas con tanto detalle como las

rocas ígneas.

2 2 cas

Se

di

men

tar

ias

Los sedimentos c ásticos consolidados son

comúnmente clasificados de acuerdo con el

diámetro medio de sus granos constitutivos.

La composición mineralógica de estos mate

riales parece estar máso menos relacionada

con el díámetro medio. Las areniscas (cuar

zosa, feldespática, tobácea y lltica) forma

das de sedimentos c ásticos gruesos, están

compuestas predominantemente de cuarzo y

feldespatos, mientras que los shale

tas y arcillolitas (ácidas y básicas),

porsedimentos de grano más fino,c

cantidades importantesde minerale

lla. Los granos componentes de es

de rocafueron producidos pormete

luego apilados (reunidos en estratos

más o menos cementados. El resu

ello son rocas relativamente poros

c e o m o r

Lo

t

o u

t

e

plicada

aisaje

T


19/104

porosidad es muy importante porque influye

en algunas de sus propiedades fisicas como

la permeabilidad. Los ortoconglomerados y

brechas están formados por cantos rodados

y fragmentos angulosos de diversa naturale

za, incluidos en una matriz silícea, arcillosa,

ferruginosa y calcárea.

Los sedimentos ásti os no consolidados se

clasifican según suorigen y tamaño mediode

los granos, en aluviones finos, medios, grue

sos, paraconglomerados; coluviones finos o

heterométricos; loess, till, drift; arena, cieno y

lodo marino; arenas eólicas, etc.

La segunda categoria más importante de las

rocas sedimentarias es la correspondiente

a los llamados sedimentos quimico-orgáni

coso

Ejemplos son las calizas domina CaC0

3

dolomitas domina CaMg C0

3

y halitas

NaCI . Estas rocas, que deben su formación

a un proceso quimico , especialmente a la

precipitación de sus componentes pormerma

de un disolvente el agua del mar , tienden a

serdensas y de baja porosidad, yen este as

pecto se parecen a las rocas metamórficas e

igneas. Es mencionada además la diatomita

y el chert de composición silícea, y la colo

fanita, una roca fosfatada . En la tabla 2 se

compendian las rocas sedimentarias consoli

dadas y sueltas.

Tabla 2. Clasificación de las rocas sedimentarias

CLASE

SUBCLASE

GRUPO

TIPO

Conglomeráticas

Ortoconglomerado O

tico

Ortoc. Polimictico

Paraconglomerado

Brecha

Tillita

Arenisca cuarzosa

Arenisca feldespáti

cosa

Arenisca arcillosa o

ca

Clásticas

Arenosas

Arenisca tobácea

Arenisca ferruginos

Arenisca lítica

ROCAS

Arenisca calcárea

SEDIMENTARIAS

Arenisca

Limolita

Lulila

Shale

Limo-arcillosas

Arcillolita

Lodolita

Marga

Chert

Caliza orgánica

Caliza bloclástica

Caliza litográfica

Carbonatadas

Caliza silícea

Quimicas y

Caliza arcillosa

Orgánicas

Caliza ferruginosa

Dolomita

Caliza

Chert o lidita

Silíceas

Diatomita

Pedernal

Fosfáticas

Fosforita

Fuente: IGAC 2000

2 3 Rocas Metomórficas

12

Las rocas metamórficas resultan de la recris

talización de rocas sedimentarias, igneas y

otras metamórficas. Son esencialmente re

construidas en estado sólido, tal vez con la

ayuda de fluidos acuosos intersticiales. Los

cambios en la composición bruta d

pueden ser producidos por metam

Lo más notor io es la deshidratac i

roca, cuando se logra el más alto

metamorfismo. Las rocas metamór

eomorfología p

lícada

l aisaje

T


20/104

Tabla 3. Clasificación de las rocas metamórficas

CLASE SUBCLASE

GRUPO TIPO

Pizarra

Filita

Dinamotermales De bajo grado

Esquistos cloríticos

Esquistos sericíticos

Esquistos grafíticos

Esquistos

Neiss

Anfibolita

ROCAS

De mediano grado Serpentina

METAMÓRFICAS

Ortoneiss

Paraneiss

Granulila

De alto grado

Ecoglita

Migmatita

Dinámicas

Sin flujo

Microbrecha

Cataclasita

Con flujo

Milonita

Filonita

2 4 Dsposición

de

lasmasas rocosas

Las masas rocosas de la corteza terrestre

guardan una estrecha relación con la distri

bución y características del relieve y de sus

suelos. Presentan una diferente disposición

en el globo, ya en función a su formación u

origen, o bien por las modificaciones poste

riores determinadas por la tectodinámica.

Así, se tienen:

DERRUAU, M.

1966.

Geomorfología

lona,Ariel. Páginas

5

a

251; 276

a

LEaUR S OMPLEMENT RI S

la mayoría de losvalles agrad

les, terrazas y llanuras bajas m

lacustres, aluviales, etc.

f. Masas heterogéneas de estru

litología complejas, cuyos relie

sultan igualmentecomplicados

BUOL, S.

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los pilares y fosas tectónica

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Geomorfología Las

su génesis

Madrid, Oikos Tau. Pp.

52

Masas gigantescas (má s de 100 km de exten

sión) de rocascristalinas, esencialmente ígneas,

que se representan en el co razón de los siste

mas montañososde todas lasedades geológicas

y que se hacen visibles cuando la denudación

ha lle gado a suficiente profundidad.

a. Cuerpos intrusivos como los batoli

tos constituidos por masas cristalinas

homogéneas, a partir de las cuales se

desarrollan relieves relativamente uni

formes, típicamente ramificados.

d. Estratos de sedimentos consolidados

de diferente naturaleza, los que pue

denconstituir sistemas de montañas y

colinasplegadas;estructuras endomo,

a menudo con drenajes anulares; pla

nicies estructurales plateaus) con es

tratos dispuestos horizontalmente .

c. Aureolas de metamorfismo , general

mente dispuestas alrededor de los

plutones, en el corazón de lascordille

ras.

b. Cuerpos extrusivos determinados por

el volcanismo, de cuya mayor o me

nor complejidad resultan relieves más

o menos complejos, los que incluyen

montañas y/o colinas continuas o di

seminadas, campos tabulares de lava,

mantos de piroclásticos.

e. Capas de sedimentos no consolida

dos, de diverso origen, conformando

•

el esquisto. Losnombres apiicados a los nei

ses y esquistos suelen ser modificados por

los nombres de minerales dominantes, como

por ejemplo: neis hornbléndico, gabro-neis, o

esquistos cuarcítico, micáceo, sericítico, gra

filoso,etc.

Una anfibolita es una roca metamórfica cons

tituida principalmente por anfiboles, con pla

gioclasa subordinada. Se piensa que es el

resultado del metamorfismo del basalto o la

diabasa.

La cuarcita proviene del metamorfismode las

areniscas; el mármol, del metamorfismo de

la caliza o dolomita. La ecoglila es una roca

densa, que consiste principalmente de un

granate rosado rico en Calcio y Magnesio, y

un piroxeno verde quecontiene

Na o

yAI 0 3

La mayoría de las ecoglitast ambiéncontiene

cantidades menores de biofi ta y anfibol . La

serpentinita procede del metamorfismode las

peridotitas. Tabla

3).

generalmente de baja porosidad y permeabi

lidad, y por ello sus propiedades físicasestán

determinadas principalmente por las propie

dades de los minerales constitutivos. Por lo

común, estas rocasson anisotrópicas debido

a su foliación, la cual escausada por disposi

ción paralela de las láminas de micas y por la

orientación planar de minerales,semejante a

varillas, talcomo los anfíboles.

Los principales t ipos de rocas metamórficas

son los neises y esquistos. Se distinguen por

su contenido de minerales micáceos; los nei

ses normalmente contienen menos del

15

y losesquistos están por encima deeste por

centaje. Los neises se formana partir deuna

gran variedad de rocas, tales como granitos,

riolilas y areniscas impuras.

Los esquistos resultan principalmente del

metamorfismo de los shales o lutitas. Las pi

zarras y filitas son intermedias entre la lutita y

1 4

eomorfologld plicada

P

aisaje

T e


21/104

22 Procesos Endógenos

b) La f ragmen ta ci ón y der iva de los cont i

nentes (tectónica de placas).

c ) La expansión de los fondos oceán icos a

partirde los

rifts .

2.2 L S FUERZ S

I

NTERN S y

LOS

RELIEVES

INI I LES

La tectodinámica es responsable de las de

formaciones en las rocas y de lacreación de

relieves positivos o negativos. a través de los

llamados procesosendógenos. entre los cua

les se destacan:

c. Zonas con estructuras deorigen

nico. con grandes escarpes de

2 3 Deriva

continental expansión

del

oceónico

y

tectónico de

placas

a. Super f icies peniplanizadas con

ves residuales.

b. Formas algo plegadas. desa rr

en las cubiertas sedimentari

Precámbrico superior-Paleozoi

antiguas están constituidas por los lla

E

scudos

Precámbri

cos

o

ratones

a diferencia de las modernas cordille

caracterizan por su gran estabilidad;

constituidos por las rocas magmátic

antiguas de la corteza terrestre . Sobre

gen se conoce muy poco; ta l vez esté

a la conformación de l planeta y de los

ros continentes. Además. estos crato

han sufridodeformaciones orogénicas

tantes con posterioridad al Precámbr

obstante. su relieve actualdebe haber

resultado de una larguisima evolució

que debíeron sucederse diversos cicl

génicos y extensos periodos de denu

En el presente se distinguen en ellos

pos fundamentales de geoformas. (S

al 1975 :

A lo largo del desarro llo h istór ico de la

cias geológicas se han enunciado d

teorias que intentan explicar de mane

bal la orogénesis. especialmente en

cer ni en te a sus cau sa s. La más m

de estas teo rias es la tectónica de

o tectónica global . para cuyo enunc

Los cratones se agrupan en dos con

uno sobre las altas lat itudes del hem

norte. incluyendo los escudos cana

groenlandés. escandinavo y ruso-sib

y ot ro sob re e l t rópico y hemis fe rio

abarcando los escudos brasileño-gua

africano. arábigo. indio. australiano y

tico .

de los procesos de deformación y ple

gamiento de los mater iales acumula

dos en los geosinclinales. dando lugar

a las est ructuras y rel ieve de la nueva

cord illera .

Desde el inicio de la era primaria o paleozoi

ca se han p roducido . según varios autores

(Blrd, 1980; Garner. 1974; Stranhler. 1979).

tres ciclos orogénicos: el primero. durante el

Paleozoico inferior. denominado ic

lo

Ca

ledoniano , el cua l afectó esencialmente a

Escocia. Groenlandia y nordeste deAmérica;

el segundo. durante el Paleozoico supe rior.

llamado

ic lo er

c

ini

ano. al que correspon

den losmontes Urales. la cord illera del Cabo.

los Apa laches en Norteamérica; el tercero.

durante las eras secundaria y terciaria. co

nocido como iclo Al p ino. e l más reciente y

al cual corresponden las mayores cordi lleras

actuales como el Himalaya. los Alpes. los Pi

r ineos. cuyo rumbo prevaleciente es de este

a oeste . ent re Asia y Europa; e igualmente

las montañas Rocosas. la Sierra Madre y la

cordi llera de los Andes. consti tuyentes del

sistema circumpaclñco, junto con una cade

na de arcos insulares más o menos paralelos

a la costa asiát ica (cordi llera en

vias

de for

mación).

Estas modernas cordilleras de plegamiento

se caracterizanpor ser zonas

muy

inestables.

de virogosos relieves de estructura complica

da. constituidas por rocas ígneas intrusivas

y volcánicas. sedimentarias y metamórficas;

son las áreas con la mayor actividad volcáni

ca y sismica en el p laneta .

c. Per io do de denudac ió n. duran te e l

cual los rel ieves or ig inados en la fase

anter ior son intensamente atacados

por los procesos externosde degrada

ción. hasta rebajarlos y transformarlos

en una cuasillanura.

Hoy en día, las cordilleras de plegamiento

hacen parte de las áreas continentales junto

con extensas l lanuras bajas de origen ma

rino. lacustre o aluvial y con amplias regio

nes de relieve intermedio. cuyas partes más

d) El vo lcanísrno, proceso creador de rocas

y d e r elieves especificas.

•

a . Per iodo de sed imen tación de los ma

teriales que constituirán la futura cor

d il lera. La sedimentación t iene lugar

en megacuencas marinas. alargadas

y estrechas. llamadas geosinclinales,

las cuales por lo general están situa

das en un borde continental.

Práct icamente el segundo y tercer proceso

involucran directa o ind irectamente a todos

los demás.

2 2

2

Orogénesis

b. Periodo de orogénesis. en el cual in

tervienen las fuerzas internas a través

f ) La int rusión magmática y el metamor fi s

mode las rocas.

e) Los

mov

imientos sismicos como temblo

res y ter remotos.

Uno de los pr ob lemas bás icos que se han

planteado a las ciencias geológicas hasido el

de explicar los procesos mediante los cuales

se originan los grandes sistemas montaño

sos. La formación de una cordillera requ iere

la puesta en juego de grandes fuerzas. capa

ces de plegar y deformar las rocas de lacor

teza terrestre.En la actualidad se conoce con

bastante precisión el conjunto de esos proce

sos orogénicos. no asi las causas y el origen

de las fuerzas responsables de los mismos.

Pero. cualesquiera que sean esas fuerzas.

todas las llamadas cordi lleras de plegamien

to presentan una historia evolutiva que com

p rende desde la formación de los mater ia

les constituyentes de su esqueleto. hasta el

ar rasamientode las mismas por acción de la

denudación. pasando por la etapa de defor

mación u orogénesis propiamente dicha. Es

decir. cumplen su ciclo orogénico. (Salvat

al 1975

Un ciclo orogénico completo comprende los

siguientes períodos:

Zona a largada

y

estrecha d e l a c orteza terrestre

que se ha hundido repecto a los bloques latera-

les a modo de graben

Las fuerzas internas de la t ierra se conside

ran

como

la expresión de laenergia y materia

de su interior. De ellas poco se sabe acerca

de su origen. pero se conocen sus manifes

taciones a través de las modificaciones que

producen o son capaces de producir en la

disposición del material rocoso de la corteza

terrestre. lo cual seconoce enconjunto como

TECTODINÁMICA. La formación misma de

ciertas rocas (ígneas y metamórficas) depen

de de tales fuerzas.

*

Volviendo sob re la definición de paisaje te

rrestre esbozada en este contexto. en ella se

establece

que

las fuerzas internas del globo

han determinado el escenar io sobre el cual

actúan los procesos externos dedegradación

y acumulación.

a) La o rogénesis. o con junto de p rocesos

mediante los cuales se originan las cor

dilleras: plegamientos ylo fracturación de

las masas r ocosas. solevantamientos.

hundimientos. etc.

16

eomorfología plicada

Paisaje T


22/104

u

ente : Scient ificAmer ican, 976.

Figura4. Configuración de laTierra.

jan en las fosas oceán icas, con

siguiente destrucción de una de

Figura 5).

Figura3.Trayectoriade las ondas sismicas a través del interior de la Tierra.

Fuente:

Scientific American 976.

b. Porque dos placas se separen en las

ors les o cordi lleras submarinas ,

a partir de los rift centrales , y conver-

Del análisís de lasanteriores y otras numero

sas investigaciones realizadas en la segun

da mitad del siglo XX, varios autores como

los seleccíonados por Scientífic Amerícan

1976), imponen la idea revolucionaria acerca

del comportamiento de la superficie terrestre,

esto es, la teoría de laTectónica de Placas.

e. Investigaciones sobre las cordilleras

centro-oceánicas; estas condujeron al

descubrimiento de numerosas zonas

de fracturas que desplazan lateral

mente a dichas cordilleras. A el lo hay

que añadirlas pruebas magnéticas de

la expansión del suelo oceánico pa

leomagnetismo fosilizadoen las rocas

volcánicas del fondo oceánico - Heur

tzler, 1968).

f. Estudios sobre las características y

edad del fondo de los océanos, usan

do métodos directos muestreo) e in

directos, a través del

estudio de las

ondas sísmicas, medida de anomalías

gravimétricas ylo magnéticas.

Lateoría nace de la reunión deotras dos pre

cedentes: la teoría de Wegener lanzada en

1912 sobre la Deriva Continental y el concep

to inicial de Hess 1960), sobre la xpansión

del Fondo Oceánico

La parte geométrica de lateoría sobre latec

tónica de placas nos hace ver a la I itósfera

como constituida por un reducido número de

placas rígidas Dewey, 1972),a modo de cas

quetes esféricos. Estas estarían en un conti

nuo movimiento relativo, unas respecto a las

otras, el que tendria lugar:

b . Expediciones oceanográficas equi

padas con sondas, recogemuestras,

equipos de sonar etc., para la explo

racióndel fondo de los océanos. Estas

expediciones permitieron descubrir

la

existencia de una amplia serie de fo

sas alargadas, estrechas y profundas,

paralelas a los archipiélagos y a las

cadenas montañosas que bordean la

cuenca central del Pacífico, caracteri

zadas por presentar la actividad sísmi

ca más intensa del planeta y por estar

probablemente asociadas a la gran

actividad volcánica de las menciona

das cordilleras y archipiélagos.

a. Investigaciones sismológicas relativas

al estudio de las trayectorias y veloci

dad de propagación de las ondas sis

micas en el interior de la tierra. Estas

han aportado datos indirectossobre la

estructura del interior del globo y sobre

las propiedades físicas de sus capas

concéntricas. Figuras 3 y 4).

De otro lado, los datos obtenidos en

las expediciones oceanográficas de

mostraron pronto la certeza de que un

sistema de cordilleras centro-oceáni

cas se extendía continuamente a tra

vés de todos los océanos del mundo.

c. Correlaciones proporcionadas por la

Paleontología.

tuvo en cuenta una serie de antecedentes

basados en resultados de numerososp rogra

mas de investigación,a saber:

Figura5. Movimientos relativos delas placasrígidas dela corteza terrestre.

d. Estud io y corre lac ión de rocas Pre

cámbricas de diferentes continentes;

correlación de la geología y topografía

a ambos lados del Atlántico; ajuste de

contornos de continentes.

a. Porque dos de las placas se deslicen

horizontalmente una junto a la otra, a

lo largo de fallas de transformación o

de desgarre falla de San Andrés, Es

tados Unidos).

fl

F O S ~ l

i

18

eomo r lologla

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Geomorfología, suelos edafologicos.pdf