Hidrosfera

HIDRÓSFERA Formación Cuando la Tierra se fue formando, hace unos 4600 millones de años, las altas temperaturas hacían que toda el agua estuviera en forma de vapor. Al enfriarse por debajo del punto de ebullición del agua, gigantescas precipitaciones llenaron de agua las partes más bajas de la superficie formando los océanos. Se calcula que unas decenas o cientos de millones de años después de su formación ya existirían los océanos. Distribución del agua en la Tierra. Casi la totalidad del agua se encuentra en los mares y océanos en forma de agua salada. De las aguas dulces la mayor parte está en forma de hielo y en aguas subterráneas. El agua situada sobre los continentes y la que está en la atmósfera son las cantidades proporcionalmente menores, aunque su importancia biológica es grande. Distribución del agua Agua líquida oceánica 1322·106 km3 Agua sólida oceánica 26·106 km3 Continentales ( dulces o saladas) 225 000 km3 En la atmósfera 12 000 km3 Aguas subterráneas 2-8 ·106 km3 El agua permanece en constante movimiento. El vapor de agua de la atmósfera se condensa y cae sobre continentes y océanos en forma de lluvia o nieve. El agua que cae en los continentes va descendiendo de las montañas en ríos, o se infiltra en el terreno acumulándose en forma de aguas subterráneas. Gran parte de las aguas continentales acaban en los océanos, o son evaporadas o transpiradas por las plantas volviendo de nuevo de nuevo a la atmósfera. También de los mares y océanos está evaporándose agua constantemente. La energía del sol mantiene este ciclo en funcionamiento continuo.

CICLO DEL AGUA

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Al año se evaporan 500 000 km3 de agua, lo que da un valor medio de 980 l/m2 o mm. Es decir es como si una capa de 980 mm (casi un metro) de agua que recubriera toda la Tierra se evaporara a lo largo del año. Como en la atmósfera permanecen constantemente sólo 12 000 km3, quiere decir que la misma cantidad de 500 000 km3 que se ha evaporado vuelve a caer en forma de precipitaciones a lo largo del año. Aunque la media, tanto de la evaporación como de la precipitación sea de 980 mm, la distribución es irregular, especialmente en los continentes. En los desiertos llueve menos de 200 mm y en algunas zonas de montaña llueve 6000 mm o más. El tiempo medio que una molécula de agua permanece en los distintos tramos del ciclo es: en la atmósfera en los ríos en lagos en acuíferos subterráneos en océanos

9-10 días 12-20 días 1-100 años 300 años 3 000 años

Como es lógico estos tiempos medios de permanencia van a tener una gran influencia en la persistencia de la contaminación en los ecosistemas acuáticos. Si se contamina un río, al cabo de pocos días o semanas puede quedar limpio, por el propio arrastre de los contaminantes hacia el mar, en donde se diluirán en grandes cantidades de agua. Pero si se contamina un acuífero subterráneo el problema persistirá durante decenas o cientos de años. Características del agua Las características del agua hacen que sea un líquido idóneo para la vida. La elevada polaridad de la molécula de agua tiene especial interés porque de ella se derivan otras importantes propiedades. a) Polaridad Las moléculas de agua son polares. Por esta polaridad el agua es un buen disolvente de sales y otras sustancias polares pero un mal disolvente de gases y otras sustancias apolares como las grasas y aceites. Polaridad de las moléculas del agua Una molécula está polarizada cuando situada en un campo eléctrico se orienta con un lado hacia el polo positivo y con otro hacia el negativo. Sucede esto porque aunque la molécula en conjunto no tiene carga, en cambio la distribución de cargas dentro de la molécula no es homogénea y una zona tiene un incremento de carga positiva mientras otra zona lo tiene de carga negativa. En el caso de la molécula de agua sucede así porque el átomo de oxígeno se une con dos de hidrógeno por enlaces polarizados que forman entre sí un ángulo de aproximadamente 105º. Como el átomo de oxígeno es más electronegativo que los de hidrógeno, en el lado del oxígeno se sitúa la zona negativa y en el lado de los hidrógenos la positiva, con su centro de acción en el punto medio entre los dos hidrógenos. Se llama enlace de puente de Hidrógeno al que une a una molécula de agua con las que están a su alrededor. Este enlace entre moléculas de agua vecinas se produce por la atracción entre la zona positiva de una molécula y la negativa de la vecina. Su influencia es tan notoria que si no fuera por esta atracción el agua sería una sustancia gaseosa a la temperatura ordinaria ya que su tamaño es muy pequeño. Como son gases, por ejemplo, otras moléculas de tres o cuatro átomos como el CO2, el NH3, el H2S, el CH4, similares al agua en tamaño.

b) Calores específicos, de vaporización y de fusión.2

Las cantidades de calor necesarias para evaporar, fundir o calentar el agua son más elevados que en otras sustancias de tamaño parecido al estar las moléculas unidas por fuerzas eléctricas entre las zonas positivas de unas y las negativas de otras. Esto hace que el agua sea un buen almacenador de calor y así ayuda a regular la temperatura del planeta y de los organismos vivos. c) Cohesividad. Otra repercusión importante de la polaridad es que las moléculas, al estar atraídas entre sí, se mantienen como enlazadas unas con otras, lo que tiene gran interés en fenómenos como el ascenso de la savia en los vegetales o el movimiento del agua en el suelo. Esta cohesividad de las moléculas de agua entre sí explica también la tensión superficial que hace que la superficie del agua presente una cierta resistencia a ser traspasada. d) Densidad y estratificación La densidad del agua es de 1kg/l, pero varía ligeramente con la temperatura y las sustancias que lleve disueltas, lo que tiene una considerable importancia ecológica. La densidad aumenta al disminuir la temperatura hasta llegar a los 4ºC en los que la densidad es máxima. A partir de aquí disminuye la densidad y el hielo flota en el agua. Esto hace que cuando un lago o el mar se congelan, la capa de hielo flote en la superficie y aísle al resto de la masa de agua impidiendo que se hiele. Los seres vivos pueden seguir viviendo en el agua líquida por debajo del hielo. Las capas de agua de distintas densidades se colocan en estratos que funcionan como partes independientes. Al no haber intercambio entre ellas, algunos nutrientes, como el oxígeno o los fosfatos, se pueden ir agotando en algunas capas mientras son abundantes en otras. Solubilidad. a) Salinidad.- Los iones que dan la salinidad al agua tienen dos orígenes. Los arrastrados por el agua que llega desde los continentes y los que traen los magmas que surgen en las dorsales oceánicas. En un litro de agua del mar típico suele haber unos 35 g de sales, de los cuales las dos terceras partes, aproximadamente, son cloruro de sodio. Hay lugares en los que la salinidad es distinta (por ejemplo es proporcionalmente alta en el Mediterráneo y baja en el Báltico), pero siempre se mantiene una proporción similar entre los iones, aunque las cantidades absolutas sean diferentes. En algunos mares interiores la salinidad llega a ser muy alta, como es el caso del Mar Muerto con 226 g de sal por litro. En las aguas dulces continentales encontramos cantidades menores de iones. El componente principal es el bicarbonato cálcico (unos decigramos por litro), cuya mayor o menor presencia indica el grado de dureza de las aguas. b) Presión osmótica.- La membrana celular es semipermeable, lo que quiere decir que permite el paso de moléculas pequeñas, pero no el de moléculas grandes o iones. Esto hace que en los seres vivos haya que tener muy en cuenta los procesos de ósmosis que provocan, por ejemplo, que una célula desnuda que se encuentra en un líquido de menor concentración que la intracelular va llenándose cada vez más de agua hasta que explota. Los distintos organismos, según vivan en aguas dulces o saladas, o en zonas de salinidad variable, han tenido que desarrollar eficaces mecanismos para la solución de estos problemas osmóticos. La salinidad es, de hecho, una importante barrera que condiciona la distribución ecológica de los organismos acuáticos. c) Gases disueltos.- El oxígeno disuelto en el agua supone una importante limitación para los organismos que viven en este medio. Mientras en un litro de aire hay 209 ml de oxígeno, en el agua, de media, la cantidad que se llega a disolver es 25 veces menor. Otro problema es que la difusión del oxígeno en el agua es muy lenta. La turbulencia de las aguas, al agitarlas y mezclarlas, acelera el proceso de difusión miles de veces y es por eso fundamental para la vida. La temperatura influye en la solubilidad. Mientras que los sólidos se disuelven mejor a temperaturas más elevadas, en los gases sucede lo contrario. Las aguas frías disuelven mejor el oxígeno y otros gases que las aguas cálidas porque mayor temperatura significa mayor agitación en las moléculas lo que facilita que el gas salga del líquido.

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La solubilidad del gas en agua disminuye mucho con la disminución de presión. En un lago situado a 5500 m de altura, por ejemplo, con una presión atmosférica de 0,5 atmósferas, el oxígeno que se puede disolver es mucho menos que si estuviera a nivel del mar. LA RED HIDROGRÁFICA Una red hidrográfica es un sistema de circulación lineal, jerarquizado y estructurado que asegura el drenaje de una cuenca; específicamente una cuenca hidrográfica. Distinguimos entre la cuenca teórica, que abarca la totalidad de los drenajes, y la cuenca circulante, en la que sólo se considera la parte recorrida por las arterias funcionales. Una cuenca hidrográfica es el área drenada por un río y sus afluentes. Las redes hidrográficas también se clasifican por la manera de combinarse sus elementos. Distinguimos entre estructura: Arborescente o dendrítica, con una disposición irregular. Se producen en terrenos blandos y homogéneos.

Radial, cuando los afluentes divergen desde un punto –centrífugo- si es un elemento positivo del terreno o convergen hacia un punto – centrípeto- si es un elemento negativo.

Y paralela, cuando las ramas están poco jerarquizadas.

La complejidad de las redes hidrológicas aumenta con el tamaño del área drenada.

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Tipos de circulación El canal es una incisión en forma de cajón que contiene un río y que ha sido creada por el agua que corre en él, es la zona donde el agua corre con mayor velocidad en el fondo del río y el punto más bajo del lecho. El lecho menor es el cauce por la que corre el agua de un río en épocas de estiaje, incluye el canal. Sus márgenes están bien definidas, por lo que está delimitado claramente. Las aguas corrientes o se concentran linealmente o se extienden en superficie, tienen carácter permanente, aunque pueden llegar a ser intermitentes y incluso espasmódicas. Según estos criterios distinguimos entre ríos y arroyos .También deberíamos considerar las arroyadas difusas de piedemonte, Ríos Consideramos que un río es una corriente de agua permanente que fluye por un cauce desde las tierras altas a las tierras bajas y vierte en el mar o en una región endorreica (río colector) o a otro río (afluente). Estas corrientes se organizan jerárquicamente en redes. Los ríos se diferencian por su envergadura y por la complejidad de su régimen hidrológico. Elementos de un río

Una cuenca hidrográfica es el área drenada por un río y sus afluentes. Los elementos que componen un río son: • • • • • • • • • • • •

Naciente: Lugar donde se origina el río. Cauce: Zona por donde se desplaza el río. Su parte más profunda recibe el nombre de vaguada. Margen: Línea de contacto entre el río y la tierra. Curso: Recorrido de un río desde su nacimiento hasta su desembocadura. Curso superior: Se encuentra generalmente en zonas montañosas y se caracteriza por su pendiente pronunciada, la presencia de saltos y cataratas, el rápido desplazamiento de las aguas y la gran erosión que provocan. Curso medio: Se ubica en terrenos de menor pendiente, la velocidad del agua se hace más lenta y transporta los sedimentos que recoge a su paso. Curso inferior: Se desarrolla en terrenos llanos o de escasa pendiente, su desplazamiento es lento, con presencia de meandros y genera depósitos de sedimentos. Meandros: Curvas que forman los ríos durante su recorrido en relieves de poco declive. Arroyo: Curso de agua de poca longitud y caudal. Afluente: Río secundario que vierte sus aguas en un río de mayor caudal, principal o colector. Confluencia: Punto de unión de dos o más ríos. Desembocadura: Lugar donde las aguas un río vierte sus aguas al mar, lago u otro río. 5

El lecho de un río es la parte más excavada de los valles o las depresiones drenadas. Es el órgano elemental de circulación de las aguas corrientes y en el distinguimos varios elementos que obtenidos del perfil transversal; en realidad de un valle, donde se nos presentan los rasgos morfológicos y en el que se representan las pendientes de las laderas y las secuencias de las terrazas. En el perfil transversal distinguimos lecho mayor es el cauce del río cubierto por el agua en época de máximo caudal anual, es una zona que se inunda todos los años. Este lecho ofrece un perfil transversal alomado, debido a los resaltes de ribera que dominan el lecho menor, hasta el punto de que pueden aparecer contrapendientes que aíslan pequeñas depresiones longitudinales. El lecho mayor esporádico es la zona de inundación de un río en las grandes crecidas. No todos los años se inunda, por lo que está colonizado por la vegetación, frecuentemente está cultivado y hasta se ha construido en él. No se distingue topográficamente de los alrededores.

Este perfil transversal se difumina en los cursos de agua intermitentes o irregulares. Tipos de lecho Como consecuencia de los procesos de erosión, transporte y acumulación se produce el modelado de los lechos fluviales, tendiendo al equilibrio entre la corriente y el caudal. Distinguimos básicamente dos tipos de lecho: el lecho de erosión y el lecho móvil. Los lechos de erosión son aquellos que se desarrollan sobre roca cristalina, o materiales que la corriente no puede desplazar, con fragmentos grandes. El modelado realizado por el agua en este tipo de lechos es muy escaso, es necesaria la existencia de partículas que ejerzan una labor de abrasión. Los lechos móviles son aquellos cuyo modelado se desarrollan directamente en función de las leyes de la dinámica fluvial, por lo que su morfología no depende de los medios climáticos. Su geometría cambia con relativa rapidez. Durante las crecidas existen fenómenos de excavación, mientras que durante los períodos de estiaje se dan fenómenos de acumulación. También merecen atención los lechos torrenciales, que combinan elementos morfológicos de los lechos de erosión y los móviles. Se caracterizan por su fuerte pendiente y por los ciclos de profundo estiaje y grandes crecidas, cuando se ponen en movimiento de forma generalizada todos los fragmentos. En la cabecera, los fragmentos evacuados son repuestos por otros que hasta el momento se encontraban en las laderas (sustitución de la carga). Su anchura es variable, y en su perfil longitudinal hay frecuentes rupturas de pendiente, todo ello según la naturaleza de la roca. Al final del recorrido se encuentran los conos de deyección. La acción morfogenética de las aguas corrientes La acción morfogenética de las aguas corrientes depende de las condiciones hidrodinámicas que aseguran los procesos de transporte, accionamiento, con la formación de meandros y acumulación. Condiciones hidrodinámicas No podemos considerar a los ríos como líneas dibujadas en la superficie de los continentes, sino más bien como corrientes de agua que fluyen sobre franjas que ocupan una cierta superficie, y dentro de las 6

cuales existen diferencias de velocidad del flujo. La velocidad depende de la rugosidad del lecho, ya que cuanto más rugoso más resistencia ofrece al desplazamiento del fluido. Según su velocidad, el flujo de agua puede ser laminar o turbulento. En el flujo laminar los hilos de agua se desplazan paralelamente, con mayor rapidez cuanto más en el centro de la corriente esté. El conjunto es similar al deslizamiento de láminas superpuestas. Es propio de lechos uniformes y estables. En el flujo turbulento los hilos de agua dibujan trayectorias complejas en forma de torbellinos. Podemos encontrar desde ejes horizontales, en el fondo, a ejes verticales, en las orillas. El diámetro del torbellino es variable. Los movimientos helicoidales son propios de las pendientes fuertes y los periodos de crecidas. Casi la totalidad del trabajo erosivo de los ríos se debe a estos movimientos helicoidales, capaces de levantar verticalmente los materiales del fondo, para que sean arrastrados por la corriente. Cuanto más rugoso sea el lecho más movimientos helicoidales se observarán. La velocidad del flujo depende de la pendiente del perfil longitudinal y de la cantidad de agua, ya que es la gravedad la que impulsa la escorrentía fluvial. Pero también influye en la velocidad la configuración del lecho: su amplitud, profundidad y rugosidad. Transporte del material El transporte del material es la función fundamental de las aguas corrientes. Los materiales que llevan en suspensión constituyen la carga o caudal sólido. La competencia de un río es la capacidad para movilizar y desplazar partículas. Depende de la velocidad del flujo y la rugosidad; a mayor velocidad y rugosidad más turbulencia y a más turbulencia más competencia. Si la velocidad del flujo disminuye lo hace también la competencia, hasta llegar a ser negativa y depositar la carga. La capacidad se mide por la masa total de la carga que la corriente puede transportar, por unidad de tiempo. Depende de la velocidad, el caudal y el calibre de las partículas. Las fuerzas que intervienen en el desplazamiento de la carga son: la gravedad, la fuerza de atracción de la corriente y las fuerzas ascendentes helicoidales. La distancia y la velocidad a la que se desplazan los fragmentos dependen de su calibre. Los fragmentos más gruesos son arrastrados sobre el fondo del lecho menor por deslizamiento y rodamiento. Cuanto más grandes necesitan un aumento del caudal mayor para ponerse en movimiento. Las partículas coloidales y los limos se mantienen dentro del flujo por suspensión. Son las que vuelven el agua turbia. Las gravas avanzan por saltación, tras ser elevadas del fondo por fuerzas helicoidales, que sin embargo no pueden mantenerlas dentro del flujo. Cuando se desplaza en conjunto volúmenes importantes de material heterogéneo decimos que es un movimiento en masa. Esta modalidad es propia de los episodios torrenciales y las grandes crecidas. Las expuestas son formas de transporte mecánico, pero también existen formas de transporte químico. También forman parte de la carga, y en ocasiones constituye un porcentaje muy alto de ella, las sustancias en disolución. Las sustancias en disolución proceden de los aportes de las rocas de las cuencas, y de las rocas y fragmentos que forman el propio lecho. Los iones en disolución forman parte de la molécula de agua y se desplazan con ella. Esta carga no se deposita a no ser que exista un cambio brusco de presión y temperatura. La actividad de estos procesos está controlada por la competencia del flujo, que en un mismo río depende del caudal de cada momento. Es en las crecidas cuando la labor erosiva es mayor, mientras que el resto del tiempo sólo transportan las partículas más pequeñas. Tienen, pues, un comportamiento espasmódico. Parte de la energía desarrollada por el flujo de agua no se emplea en el transporte de la carga, sino en su modelado, es decir, se consumen en los golpes entre los fragmentos y en la disolución de la roca. Esta es la causa de que los fragmentos de los ríos presenten formas redondeadas y brillantes; y de que aguas abajo el calibre de los fragmentos sea cada vez menor. Accionamiento La ablación (cortar, separar y quitar) es fruto de la actuación de diversos procesos mecánicos. Consiste, fundamentalmente, en una excavación lateral o basal en las rocas deleznables. En las rocas coherentes es preciso que existan fragmentos que ejerzan una labor abrasiva (desgaste por fricción). Los desgastes fruto de la corrasión se expresan en formas pulidas, estrías y acanaladuras. En los tramos rápidos la carga actúa como un chorro de arena creando un fondo pulido y limpio. Los torbellinos que arrastran cantos forman marmitas de gigante con forma circular, lo que puede favorecer la profundización del lecho. En el fondo de las gargantas, las cataratas y los rápidos actúa la cavitación 7

(lateral), producto de las diferencias de presión en los conductos de agua durante las crecidas. Los ríos con una primacía de la excavación producen la concentración lineal (erosión lineal) de las aguas. Meandros La consecuencia más decisiva de la ablación fluvial es la formación de meandros. Un meandro es una ondulación marcada en la trayectoria lineal de un río. Cada meandro presenta un lóbulo más o menos estrangulado en su base. La curvatura máxima se encuentra en el vértice, punto de inflexión en la dirección del río. Fruto de su geometría, el meandro se caracteriza por presentar un escarpe en el lado externo de la curva y una suave pendiente en la parte interna o espolón. De esta forma, concavidades y convexidades se suceden a lo largo de una misma orilla. La concavidad aparece por la zapa producida por la corriente al golpear de frente la curva, por la inercia del movimiento. La convexidad aparece en la orilla opuesta, donde la velocidad del agua es menor y por lo tanto es donde tienden a acumularse los fragmentos. En todo curso de agua puede distinguirse una lámina máxima de velocidad, en el centro de la corriente, que cuando se hace ondulante impacta en la margen de enfrente. Al golpear repetidamente una orilla tiende a crecer en detrimento de la otra, formando la incurvación. Para que la ablación sea efectiva es necesario que existan partículas de un calibre próximo a la competencia del flujo, ya que estas son las movilizadas por la lámina más rápida, y las depositadas en la parte de la corriente más lenta. Los meandros tienen un perfil transversal muy característico. En la parte cóncava el lecho es más profundo, y la orilla tiene una pendiente mucho más pronunciada que en la parte convexa, donde la acumulación de derrubios aluviales reduce la profundidad y hace la pendiente más suave. Distinguimos dos tipos de meandros: los meandros libres, característicos de las llanuras aluviales y producto de la trayectoria errática del agua; y los meandros encajados o de valle, característicos de las regiones rocosas y fruto de las debilidades litológicas o tectónicas, por ejemplo el Río Suquía en la zona de Cantesur. Los meandros encajados son producto de la profundización, hasta el sustrato rocoso, de los meandros libres. Los meandros son formas dinámicas que evolucionan con el tiempo. Los meandros alargan la longitud del río, y por lo tanto reducen su pendiente. Si la curvatura es muy pronunciada puede producirse un contacto tangencial, estrangulamiento, que rectifica el curso del río, quedando un meandro abandonado con forma de media luna.

depósito erosión

Acumulación Cuando la carga es mayor que la competencia del flujo para transportarla, esta se deposita en forma de derrubios aluviales o aluviones. En las zonas de aluvionamiento (deposición de aluviones) el río circula sobre una llanura de acumulación que se va elevando, haciendo avanzar el punto de nivel de base sobre una llanura, llanura aluvial. Un río puede, a lo largo del tiempo, invertir la tendencia y comenzar a erosionar donde antes acumulaba derrubios, bien por un aumento de la ablación bien por una reducción de la carga, lo que hace aumentar el poder erosivo. La incisión de los aluviones va formando terrazas aluviales, de las cuales podemos encontrar varios niveles en un mismo río, procedentes de distintos momentos de acumulación e incisión. Las terrazas fluviales se presentan en forma de escalones, separadas por un talud más o menos abrupto. 8

Las terrazas son plataformas llanas más o menos extensas que se desarrolla sobre aluviones y mantienen un desnivel constante sobre el lecho. Existen tres explicaciones básicas para la formación de terrazas fluviales: el control eustático, por el cambio de nivel de base, sobre todo marino (transgresiones y regresiones); el cambio en las condiciones tectónicas, por la subsidencia de la cubeta bajo el peso de los materiales, por movimientos epirogénicos; y los cambios hidrodinámicos y climáticos, que hacen variar la competencia del flujo de agua. Los dos primeros son demasiado lentos para explicar las terrazas jóvenes, pero el último es demasiado reciente para explicar las terrazas de los cursos altos y medios de los ríos, sin embargo es la explicación más probable para la mayoría de las terrazas. Las terrazas pueden encontrarse encajadas: cuando la terraza inferior descansa sobre depósitos aluviales, que afloran en la terraza superior; o escalonadas: cuando descansa sobre la roca. Las terrazas suelen presentarse de manera simétrica en sendas orillas, aunque también pueden ser claramente disimétricas. Regímenes fluviales Aquí consideramos que el régimen fluvial es del caudal de agua que lleva un río en cada mes a largo del año. Depende, pues, del régimen de precipitaciones, pero también del relieve, la geología, la vegetación y la acción humana. Tendremos que estudiar la frecuencia de crecidas y estiaje, y el módulo. Caudal El caudal de un río es la cantidad, o volumen, de agua que pasa por una sección determinada en un tiempo dado. El caudal, pues, está en función de la sección (metros cuadrados) a atravesar por la velocidad a la que atraviese la sección metros/segundo. Se expresa en litros o metros cúbicos por segundo (l/seg o m3/seg). El problema es determinar la velocidad, ya que es variable para cada punto del cauce, y aunque se pueden usar métodos de aproximación lo normal es considerar los datos ofrecidos por las estaciones de aforo instaladas ya que ofrecen periódicamente sus datos. Llamamos estiaje al menor caudal de un río, situación que se repite todos los años en la misma época, recurrentemente, principalmente en invierno cuando las precipitaciones son escasas. Cálculo del caudal de un río El caudal es el resultado del producto entre la sección o la media de varias secciones del río (expresado en m2 o cm2) y la velocidad media del agua (que se expresa en m/s o cm/s). Las unidades de caudal más utilizadas son los litros por segundo (l/s) o metros cúbicos por segundo (m3/s) (1m3=1000 litros). El caudal se calculará en las localidades donde sea posible, en general en ríos de hasta 10 m de anchura, donde el río sea más estrecho. No es recomendable medir este parámetro en los tramos más bajos de los ríos, puesto que la gran profundidad del cauce dificulta la toma de datos. En estos casos, se pueden tomar como caudales de referencia los que provienen de estaciones de aforamiento cercanas. Cálculo de la sección del río Primero se colocará una cinta métrica ocupando toda la anchura del cauce, procurando que esté tensada. A continuación, se tomarán las medidas de profundidad (Bi) mediante un palo graduado a intérvalos regulares (Ai), la longitud de los cuales será proporcional a la anchura del tramo. La sección del río la obtendremos calculando las subáreas y sumándolas todas, o calculando la profundidad media y multiplicándola por la anchura total. Cálculo de la velocidad o velocidades del río La velocidad de un río se puede medir de distintas formas en función del material de que dispongamos. El aparato que da una aproximación más exacta es el velocímetro, que mediante un molinillo pequeño nos da una buena medida de velocidad. No obstante, este aparato es costoso y si no se dispone de él, un objeto que flote (una hoja, una naranja,...) puede darnos una aproximación de la velocidad superficial. • Con el velocímetro: mediremos la velocidad en cada uno de los puntos donde hayamos tomado la profundidad (Vi), intentando realizar, como mínimo, una medida. De esta manera multiplicaremos cada velocidad por la subárea y obtendremos unos caudales parciales que sumados constituyen el caudal de un río. 9

El Río Amazonas posee un caudal de 200.000 m3/ seg y una velocidad de 2 m/seg. El Río Suquía tiene un caudal de 9.7 m3/seg. Módulo y abundancia cortical La abundancia cortical es el porcentaje medio de un elemento en la corteza terrestre. En hidrología la abundancia es la cantidad de agua que lleva un río en un punto concreto, se llama módulo y se mide en m3/seg (módulo absoluto). El módulo es la media aritmética de los caudales observados en un período de tiempo determinado, mínimo 30 años. En realidad módulo y caudal son sinónimos. El módulo relativo, o específico, es la relación existente entre el módulo absoluto y la superficie de la cuenca, y se expresa en m3/seg/km2 o l/seg/km2 . Mr = M/S Mr = Módulo relativo M = Módulo en m3/seg o l/seg S = Superficie de la cuenca en km2 Se considera que si el módulo relativo es inferior a 5 m3/seg/km2 hay escasez, si está entre 5 y 15 m3/seg/km2 son los valores medios y por encima de 15 m3/seg/km2 son valores elevados. Para hacer las operaciones siguientes es preferible usar el módulo expresado en litros por segundo (l/seg) para lo cual hay que multiplicar por 1000 los metros cúbicos: 3 m3/seg = 3000 l/seg

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AGUAS SUBTERRÁNEAS El agua subterránea representa una fracción importante del agua presente en cada momento en los continentes, con un volumen mucho más importante que el del agua retenida en lagos o circulante, aunque menor que el de los glaciares. El agua del subsuelo es un recurso importante, pero de difícil gestión, por su sensibilidad a la contaminación y a la sobreexplotación. Es un prejuicio común que el agua subterránea llena cavidades y circula por galerías. Sin embargo, se encuentra ocupando los intersticios (poros y grietas) del suelo, del sustrato rocoso o del sedimento sin consolidar, los cuales la contienen como una esponja. La única excepción significativa la ofrecen las rocas solubles como las calizas y los yesos, susceptibles de sufrir el proceso llamado karstificación, en el que el agua excava simas, cavernas y otras vías de circulación. El agua subterránea se encuentra normalmente empapando materiales geológicos permeables que constituyen formaciones o niveles a los que llamamos acuíferos. Un acuífero es aquella área bajo la superficie de la tierra donde el agua de la superficie (p. ej. lluvia) percola y se confina, donde a veces lentamente se mueve subterráneamente al océano por ríos subterráneos. Se cava en la tierra para exponer el acuífero, con pozos y recuperar esta agua para consumo humano, agrícola o industrial. En lugares alejados de ríos, lagos o mares, los acuíferos son a menudo la única fuente de agua disponible, especialmente en áreas como los desiertos de Atacama, Kalahari y Sahara. A veces esta agua sale a la superficie por sí sola a través de una naciente, manantial, vertiente, aguas termales o geíser. La zona del subsuelo en la que los huecos están llenos de agua se llama zona saturada. El nivel superior de la zona freática se conoce como nivel freático. El nivel freático puede encontrarse a muy diferentes profundidades, dependiendo de las circunstancias geológicas y climáticas, desde sólo unos centímetros hasta centenas de metros por debajo de la superficie. En la mayoría de los casos la profundidad varía con las circunstancias meteorológicas de las que depende la recarga de los acuíferos. El nivel freático no es horizontal, a diferencia del nivel superior de los mares o lagos, sino que es irregular, con pendiente monótonamente decreciente desde el nivel fijo superior, al nivel fijo inferior. Por encima de la zona saturada, desde el nivel fréatico hasta la superficie, se encuentra la zona no saturada o zona vadosa, en la que la circulación es principalmente vertical, representada principalmente por la percolación, la circulación movida por la gravedad del agua de infiltración.

Tipos de acuíferos

Desde el punto de vista de su conformación se pueden distinguir los acuíferos libres, y los acuíferos confinados. En la figura se ilustran los dos tipos de acuíferos: • • • •

(a): río o lago, en este caso es la fuente de recarga de ambos acuíferos; (b): suelo poroso no saturado (c): suelo poroso saturado, en el cual existe una camada de terreno impermeable (d), formado, por ejemplo por arcilla, este estrato impermeable confina el acuífero a cotas inferiores; (d): suelo impermeable; 11

• • • •

(e): acuífero no confinado; (f): manantial; (g): pozo que capta agua del acuífero no confinado; (h): pozo que alcanza el acuífero confinado, frecuentemente el agua brota como en un surtidor o fuente, llamado pozo artesiano.

Recarga El agua del suelo se renueva en general por procesos activos de recarga desde la superficie. La renovación se produce lentamente cuando la comparamos con la de los depósitos superficiales, como los lagos, y los cursos de agua. El tiempo de residencia (el periodo necesario para renovar por completo un depósito a su tasa de renovación normal) es muy larga. En algunos casos la renovación está interrumpida, por la impermeabilidad de las formaciones geológicas superiores, o por circunstancias climáticas sobrevenidas de aridez. En ciertos casos se habla de acuíferos fósiles, estos son bolsones de agua subterránea, formados en épocas geológicas pasadas, y que, a causa de variaciones climáticas ya no tienen actualmente recarga. El agua de las precipitaciones (lluvia, nieve,...) puede tener distintos destinos una vez alcanza el suelo. Se reparte en tres fracciones. Se llama escorrentía a la parte que se desliza por la superficie del terreno, primero como arroyada difusa y luego como agua encauzada, formando arroyos y ríos. Otra parte del agua se evapora desde las capas superficiales del suelo o pasa a la atmósfera con la transpiración de los organismos, especialmente las plantas; nos referimos a esta parte como evapotranspiración. Por último, otra parte se infiltra en el terreno y pasa a ser agua subterránea. La proporción de infiltración respecto al total de las precipitaciones depende de varios factores. La litología (la naturaleza del material geológico que aflora e la superficie) influye a través de su permeabilidad, la cual depende de la porosidad, del diaclasamiento (agrietamiento) y de la mineralogía del sustrato. Por ejemplo, los minerales arcillosos se hidratan fácilmente, hinchándose siempre en algún grado, lo que da lugar a una reducción de la porosidad que termina por hacer al sustrato impermeable. Otro factor desfavorable para la infiltración es una pendiente marcada. La presencia de vegetación densa influye de forma compleja, porque reduce el agua que llega al suelo (interceptación), pero extiende en el tiempo el efecto de las precipitaciones, desprendiendo poco a poco el agua que moja el follaje, reduciendo así la fracción de escorrentía y aumentando la de infiltración. Otro efecto favorable de la vegetación tiene que ver con las raíces, especialmente las raíces densas y superficiales de muchas plantas herbáceas, y con la formación de suelo, generalmente más permeable que la mayoría de las rocas frescas.

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Descarga El agua subterránea mana de forma natural en distintas clases de surgencias en las laderas (manantiales) y a veces en fondos del relieve, siempre allí donde el nivel freático intercepta la superficie. Cuando no hay surgencias naturales, al agua subterránea se puede acceder a través de pozos, perforaciones que llegan hasta el acuífero y se llenan parcialmente con el agua subterránea, siempre por debajo del nivel freático, en el que provoca además una depresión local. El agua se puede extraer por medio de bombas. Sobreexplotación Los pozos se pueden secar si el nivel freático cae por debajo de su profundidad inicial, lo que ocurre ocasionalmente en años de sequía, y por las mismas razones pueden dejar de manar las fuentes. El régimen de recarga puede alterarse por otras causas, como la repoblación forestal, que favorece la infiltración frente a la escorrentía, pero aún más favorece la evapotranspiración, o por la extensión de pavimentos impermeables, como ocurre en zonas urbanas e industriales. La principal razón para el descenso del nivel freático es sin embargo la sobreexplotación. En algunas partes del mundo la extensión de la irrigación y de otras actividades que consumen agua se ha hecho a costa de acuíferos cuya recarga es lenta o casi nula. El resultado ha sido diverso pero siempre negativo. En algunos casos la sobreexplotación ha favorecido la intrusión de agua salina por la proximidad de la costa, provocando la salinización del agua e indirectamente la de los suelos agrícolas. Contaminación del agua subterránea El agua subterránea tiende a ser dulce (es decir, de muy baja salinidad) y potable (puede ser bebida sin riesgo). Sin embargo en ocasiones las capas freáticas son demasiado ricas en sales disueltas como para ser consumida, y eso mismo puede resultar inconveniente también para otros usos determinados. La circulación subterránea tienden a depurar el agua de partículas y microorganismos, pero en ocasiones estos llegan al acuífero por contaminación debida a los usos humanos, como fosas sépticas o residuos de la avicultura. El agua subterránea puede contaminarse por otras causas antropogénicas (debidas a los seres humanos), como la infiltración de nitratos y otros abonos químicos muy solubles usados en la agricultura, que suele ser una causa grave de contaminación de los suministros en llanuras de elevada productividad agrícola y densa población. Algunos contaminantes se originan de la erosión natural de las formaciones rocosas. Otros contaminantes provienen de descargas de fábricas, productos agrícolas, o químicos utilizados por las personas en sus hogares y patios. Los contaminantes también pueden provenir de tanques de almacenamiento de agua, pozos sépticos, lugares con desperdicios peligrosos y vertederos. Actualmente, los contaminantes del agua subterránea que más preocupan son los compuestos orgánicos industriales, como disolventes, pesticidas, pinturas, barnices, o los combustibles, como los combustibles Otro capítulo lo forman los abonos químicos minerales, especialmente los nitratos, que son el contaminante inorgánico más conocido y quizás uno de los que genera mayor preocupación. El nitrato se origina de diferentes fuentes: aplicación de fertilizantes, pozos sépticos que no estén funcionando bien, lagunas de retención de desperdicios sólidos no impermeabilizadas por debajo y la infiltración de aguas residuales o tratadas. El envenenamiento con nitrato es peligroso en los niños. Altos niveles de nitrato en el cuerpo pueden limitar la capacidad de la sangre para transportar oxígeno, causando asfixia en bebés. En el tubo digestivo el nitrato se reduce produciendo nitritos, que son cancerígenos. En nuestro país existe una amplia región de aguas contaminadas con arsénico, con cifras muy por sobre las máximas aceptadas por potabilidad, que ponen en riesgo a las poblaciones residentes de varias provincias argentinas de padecer enfermedades cardiovasculares, hepatorenales, neurológicas, respiratorias y hematopoyéticas, además de efectos teratogénicos (malformaciones congénitas), mutagénicos (que conducen a padecer diversas formas de cáncer a estas poblaciones, en localizaciones cutánea, respiratoria, digestiva y urinaria en marcado exceso respecto de poblaciones testigo de áreas del país no afectadas por hidroarsenicismo). El HACRE – Hidroarsenicismo Crónico Regional Endémico- afecta a las poblaciones de la zona de la provincia de Córdoba que corresponde al área de llanura pampeana y no particularmente a la zona serrana (Río Cuarto, Bell Ville, Marcos Juárez y San Francisco, todas ellas en la provincia de Córdoba y Venado Tuerto en la provincia de Santa Fe). El agua subterránea en áreas costeras puede contaminarse por intrusiones de agua de mar cuando la tasa de extracción es muy alta, causando que el agua del mar penetre en los acuíferos de agua dulce. Este problema se puede aplazar diseñando apropiadamente la ubicación de los pozos y excavando otros pozos 13

que ayuden a mantener el agua salada lejos del acuífero de agua dulce, pero es inevitable a la larga mientras la extracción supere a la recarga por agua dulce. La contaminación del agua subterránea es especialmente grave por su persistencia. Es una consecuencia de su pequeña tasa de renovación y largo tiempo de residencia. Además el agua no tiene la accesibilidad necesaria para usar procesos artificiales de depuración como los que se puede aplicar en caso de necesidad a los depósitos superficiales.

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GLACIARES Los glaciares (del fr. glacier) son gruesas masas de hielo que se originan en la superficie terrestre por compactación y recristalización de la nieve, mostrando evidencias de flujo en el pasado o en la actualidad. Los glaciares se forman en áreas donde se acumula más nieve en invierno que la que se funde en verano. Cuando las temperaturas se mantienen por debajo del punto de congelación, la nieve caída cambia su estructura ya que la evaporación y recondensación del agua causa la recristalización para formar granos de hielo más pequeños, espesos y de forma esférica. A este tipo de nieve recristalizada se la conoce como neviza. A medida que la nieve se va depositando y se convierte en neviza, las capas inferiores son sometidas a presiones cada vez más intensas. Cuando las capas de hielo y nieve tienen espesores que alcanzan varias decenas de metros, el peso es tal que la neviza empieza a desarrollar cristales de hielo más grandes.

En los glaciares, donde la fusión se da en la zona de acumulación de nieve, la nieve puede convertirse en hielo a través de la fusión y el recongelamiento (en períodos de varios años). En la Antártida, donde la fusión es muy lenta o no existe (incluso en verano), la compactación que convierte la nieve en hielo puede tardar miles de años. La enorme presión sobre los cristales de hielo hace que éstos tengan una deformación plástica, cuyo comportamiento hace que los glaciares se muevan lentamente bajo la fuerza de la gravedad como si se tratase de un enorme flujo de tierra. El tamaño de los glaciares depende del clima de la región en que se encuentren. El balance entre la diferencia de lo que se acumula en la parte superior con respecto a lo que se derrite en la parte inferior recibe el nombre de balance glaciar. En los glaciares de montaña, el hielo se va compactando en los circos, que vendrían a ser la zona de acumulación equivalente a lo que sería la cuenca de recepción de los torrentes. En el caso de los glaciares continentales, la acumulación sucede también en la parte superior del glaciar pero es un resultado más de la formación de escarcha, es decir, del paso directo del vapor de agua del aire al estado sólido por las bajas temperaturas de los glaciares, que por las precipitaciones de nieve. El hielo acumulado se comprime y ejerce una presión considerable sobre el hielo más profundo. A su vez, el peso del glaciar ejerce una presión centrífuga que provoca el empuje del hielo hacia el borde exterior del mismo donde se derrite; a esta parte se la conoce como zona de ablación. En los glaciares de valle, la línea que separa estas dos zonas (la de acumulación y la de ablación) se llama límite de las nieves perpetuas. La elevación de esta línea varía de acuerdo con las temperaturas y la cantidad de nieve caída y es mucho mayor en las vertientes o laderas de solana que en las de umbría. El avance o retroceso de un glaciar está determinado por el aumento de la acumulación o de la ablación respectivamente. Los motivos de este avance o retroceso de los glaciares pueden ser, obviamente, naturales o humanos, siendo estos últimos los más evidentes desde 1850, por el desarrollo de la industrialización ya que el efecto más notorio de la misma es la enorme producción de anhídrido carbónico o dióxido de carbono (CO²) el cual absorbe grandes cantidades de agua (directamente de los glaciares cercanos) para formar el ácido carbónico, con lo que los glaciares de valle van retrocediendo. Es el caso de los glaciares alpinos europeos, en cuyas proximidades se asientan grandes factorías en las que se consumen ingentes cantidades de combustibles que generan ese dióxido de carbono. Y los glaciares de Groenlandia y de la Antártida resultan mucho más difíciles de medir, ya que los avances y retrocesos del frente pueden estar compensados por una mayor o menor acumulación de hielo en la parte 15

superior, presentándose una especie de ciclos de avance y retroceso que se retroalimentan mutuamente dando origen a una compensación dinámica en las dimensiones del glaciar. En otras palabras: un descenso de la altura del glaciar de la Antártida, por ejemplo, podría generar un mayor empuje hacia afuera, y al mismo tiempo, un mayor margen para que se acumule de nuevo una cantidad de hielo similar a la que existía previamente: recordemos que esta altura (unos 3 km) está determinada por el balance glaciar, que tiene una especie de techo determinado sobre el cual no se puede acumular más hielo por la escasa cantidad de vapor de agua que tiene el aire a más de 3000 metros. Clasificación Los glaciares se clasifican de acuerdo a su tamaño y a la relación que mantienen con la geografía. Glaciar alpino Esta clase incluye a los glaciares más pequeños, los cuales se caracterizan por estar confinados en los valles montañosos: razón por la que se los denomina glaciares de valle o alpinos o de montaña. Casquete glaciar Consiste en enormes capas de hielo que pueden cubrir una cadena montañosa o un volcán; su masa es menor que la presente en los glaciares continentales. Estas formaciones cubren gran parte del archipiélago de las islas noruegas de Svalbard, en el Océano Glacial Ártico. Glaciar de desbordamiento Los casquetes glaciares alimentan glaciares de desbordamiento, lenguas de hielo que se extienden valle abajo lejos de los márgenes de esas masas de hielo más grandes. Por lo general, los glaciares de desbordamiento son glaciares de valle, que se forman por el movimiento del hielo de un casquete glaciar desde regiones montañosas hasta el mar. Glaciar continental de casquete Los glaciares más grandes son los glaciares continentales de casquete: enormes masas de hielo que no son afectadas por el paisaje y se extienden por toda la superficie, excepto en los márgenes, donde su espesor es más delgado. La Antártida y Groenlandia son actualmente los únicos glaciares continentales en existencia. Estas regiones contienen vastas cantidades de agua dulce. El volumen de hielo es tan grande que si Groenlandia se fundiera causaría que el nivel de mar aumentase unos 21 m a nivel mundial, mientras que si la Antártida lo hiciera, los niveles subirían hasta 108 m. La fusión combinada resultaría en una elevación de cerca de 130 m. Glaciar de meseta Los glaciares de meseta son glaciares de menor tamaño. Se parecen a los glaciares de casquete, pero en este caso su tamaño es inferior. Cubren algunas zonas elevadas y mesetas. Este tipo de glaciares aparecen en muchos lugares, sobre todo en Islandia y algunas de las grandes islas del Océano Ártico Glaciar de piedemonte Los glaciares de piedemonte (o de pie de monte) ocupan tierras bajas, amplias en las bases de montañas escarpadas y se forman cuando uno o más glaciares alpinos surgen de las paredes de confinamiento de los valles de montañas. El tamaño de los glaciares de piedemonte varía mucho: entre los más grandes se encuentra el glaciar Malaspina, que se extiende a lo largo de la costa sur de Alaska. Abarca más de 5.000 km² de la llanura costera plana situada al pie de la elevada cordillera San Elías. Movimiento El hielo se comporta como un sólido quebradizo hasta que la presión que tiene encima alcanza los 50 metros de espesor del hielo. Una vez sobrepasado este límite, el hielo se comporta como un material plástico y empieza a fluir. El hielo glaciar consiste en capas de moléculas empaquetadas unas sobre otras. Las uniones entre las capas son más débiles que las existentes dentro de cada capa, por lo que cuando el esfuerzo sobrepasa las fuerzas de los enlaces que mantienen a las capas unidas, éstas se desplazan unas sobre otras. Otro tipo de movimiento es el deslizamiento basal. Éste se produce cuando el glaciar entero se desplaza sobre el terreno en el que se encuentra. En este proceso, el agua de fusión contribuye al desplazamiento del hielo mediante la lubricación. El agua líquida se origina como consecuencia de que el punto de fusión disminuye a medida que aumenta la presión. Otras fuentes para el origen del agua de fusión 16

pueden ser la fricción del hielo contra la roca, lo que aumenta la temperatura y por último, el calor proveniente de la Tierra. El desplazamiento de un glaciar no es uniforme ya que está condicionado por la fricción y la fuerza de gravedad. Debido a la fricción, el hielo glaciar inferior se mueve más lento que las partes superiores. A diferencia de las zonas inferiores, el hielo ubicado en los 50 metros superiores, no están sujetos a la fricción y por lo tanto son más rígidos. A esta sección se la conoce como zona de fractura. El hielo de la zona de fractura viaja encima del hielo inferior y cuando éste pasa a través de terrenos irregulares, la zona de fractura crea grietas que pueden tener hasta 50 metros de profundidad, donde el flujo plástico las sella. La rimaya es un tipo especial de grieta que suele formarse en los glaciares de circo y tiene una dirección transversal al movimiento por gravedad del glaciar. Podría decirse que es una grieta que se forma en los puntos donde se separa la nieve del fondo del circo del hielo que todavía está bien adherido en la parte superior. Velocidad La velocidad de desplazamiento de los glaciares está determinada por la fricción. Como se sabe, la fricción hace que el hielo de fondo se desplace a una velocidad menor que las partes superiores. En el caso de los glaciares alpinos, esto también se aplica para la fricción de las paredes de los valles, por lo que las regiones centrales son las que presentan un mayor desplazamiento. Esto fue confirmado en experimentos realizados en el siglo XIX en los que se utilizaron estacas alineadas en glaciares alpinos y se analizó su evolución. Posteriormente se confirmó que las regiones centrales se habían desplazado mayores distancias. Sucede exactamente lo mismo, aunque a menor velocidad, que el agua de los ríos moviéndose en sus cauces. Las velocidades medias varían. Algunos presentan velocidades tan lentas que los árboles pueden establecerse entre los derrubios depositados. En otros casos, sin embargo, se desplazan varios metros por día. Tal es el caso del glaciar Byrd, un glaciar de desbordamiento en la Antártida que, de acuerdo a estudios satelitales, se desplazaba de 750 a 800 metros por año (unos 2 metros por día). El avance de muchos glaciares puede estar caracterizado por períodos de avance extremadamente rápidos llamados oleadas. Los glaciares que exhiben oleadas, se comportan de una manera normal hasta que repentinamente aceleran su movimiento para después volver a su estado anterior. Durante las oleadas, la velocidad de desplazamiento es hasta 100 veces mayor que bajo condiciones normales. Erosión Las rocas y los sedimentos son incorporados al glaciar por varios procesos. Los glaciares erosionan el terreno principalmente de dos maneras: abrasión y arranque. Abrasión y arranque

Diagrama del arranque glaciar y la abrasión A medida que el glaciar fluye sobre la superficie fracturada del lecho de roca, ablanda y levanta bloques de roca que incorpora al hielo. Este proceso conocido como arranque, se produce cuando el agua de fusión penetra en las grietas y las diaclasas del lecho de roca y del fondo del glaciar y se congela. Conforme el agua se expande, actúa como una palanca que suelta la roca levantándola. De esta manera, sedimentos de todos los tamaños entran a formar parte de la carga del glaciar. La abrasión ocurre cuando el hielo y la carga de fragmentos rocosos se deslizan sobre el lecho de roca y funcionan como un papel de lija que alisa y pule la superficie situada debajo. La roca pulverizada por la 17

abrasión recibe el nombre de harina de roca. Esta harina está formada por granos de roca de un tamaño del orden de los 0,002 a 0,00625 mm. A veces, la cantidad de harina de roca producida es tan elevada que las corrientes de agua de fusión adquieren un color grisáceo. Otra de las características visibles de la erosión glaciar son las estrías glaciares. Éstas se producen cuando el hielo de fondo contiene grandes trozos de roca que marcan surcos en el lecho de roca. Cartografiando la dirección de las estrías se puede determinar el desplazamiento del flujo glaciar, lo cual es una información de interés en el caso de antiguos glaciares. Morrenas El nombre más común para los sedimentos de los glaciares es el de morrena. El término tiene origen francés y fue acuñado por los campesinos para referirse a los rebordes y terraplenes de derrubios encontrados cerca de los márgenes de glaciares en los Alpes franceses. Actualmente, el término es más amplio, porque se aplica a una serie de formas, todas ellas compuestas por till. Morrena terminal Una morrena terminal es un montículo de material removido previamente y que se deposita al final de un glaciar. Este tipo de morrena se forma cuando el hielo se está fundiendo y evaporando cerca del hielo del extremo del glaciar a una velocidad igual a la de avance hacia delante del glaciar desde su región de alimentación. Aunque el extremo glaciar está estacionario, el hielo sigue fluyendo depositando sedimento como una cinta transportadora. Morrena de fondo Cuando la ablación supera a la acumulación, el glaciar empieza a retroceder; a medida que lo hace, el proceso de sedimentación de la cinta transportadora continúa dejando un depósito de till en forma de llanuras onduladas. Esta capa de till suavemente ondulada se llama morrena de fondo. Las morrenas terminales que se depositaron durante las estabilizaciones ocasionales del frente de hielo durante los retrocesos se denominan morrenas de retroceso'. Morrena lateral Los glaciares alpinos producen dos tipos de morrenas que aparecen exclusivamente en los valles de montaña. El primero de ellos se llama morrena lateral. Este tipo de morrena se produce por el deslizamiento del glaciar respecto a las paredes del valle en el que está confinado; de esta manera los sedimentos se acumulan en forma paralela a los laterales del valle. Morrena central El otro tipo son las morrenas centrales. Este tipo de morrenas es exclusivo de los glaciares alpinos y se forma cuando dos glaciares se unen para formar una sola corriente de hielo. En este caso las morrenas laterales se unen para formar una franja central oscura. Transformación del terreno Valles glaciares

Paisaje de un glaciar activo 18

Antes de la glaciación los valles de montaña tienen una característica forma de V, producida por la erosión del agua en la vertical. Sin embargo, durante la glaciación esos valles se ensanchan y ahondan, lo que da lugar a la creación de un valle glaciar en forma de U. Además de su profundización y ensanchamiento, el glaciar también alisa este valle gracias a la erosión. De esta manera va eliminando los espolones de tierra que se extienden en el valle. Como resultado de esta interacción se crean acantilados triangulares llamados espolones truncados, debido a que muchos glaciares profundizan sus valles más de lo que hacen sus afluentes pequeños. Por consiguiente, cuando los glaciares acaban retrocediendo, los valles de los glaciares afluentes quedan por encima de la depresión glacial principal, y se los denomina valles colgados. Las partes del suelo que fueron afectadas por el arranque y la abrasión, pueden ser rellenadas por los denominados lagos paternoster, nombre del latín (Padre nuestro) que hace referencia a una estación de las cuentas del rosario. En la cabecera de un glaciar hay una estructura muy importante, se llama circo glaciar y tiene una forma de tazón con paredes escarpadas en tres lados, pero abiertas por el lado que desciende al valle. En el circo se da la acumulación del hielo. Éstos empiezan como irregularidades en el lado de la montaña que luego van aumentando de tamaño por el acuñamiento del hielo. Después de que el glaciar se derrite, estos circos suelen ser ocupados por un pequeño lago de montaña denominado tarn. A veces cuando hay dos glaciares separados por una divisoria, y ésta, ubicada entre los circos, es erosionada se crea una garganta o paso. A esta estructura se la denomina puerto de montaña. Los glaciares también son responsables de la creación de fiordos, ensenadas profundas y escarpadas que se encuentran en las altas latitudes. Con profundidades que pueden superar el km, son provocados por la elevación postglacial del nivel del mar y, por lo tanto, a medida que éste aumentaba, los glaciares cambiaban su nivel de erosión. Fuentes: • http://www.tecnun.es/asignaturas/Ecologia/Hipertexto/03AtmHidr/130Hidr.htm • http://www.slideshare.net/venus1087/la-hidrosfera • http://maryway-ciclodelagua.blogspot.com/ • http://www.pdfcoke.com/doc/14001446/Capitulo-3-La-Hidrosfera

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