Geomorfología Fluvial

Geomorfología
Geomorfolog a
Fluvial
IPA
Material elaborado por
Lic. Prof. Gabriela Fernández
Cataratas del Iguazú
Fotografías: Thomas Colin, 2005

Geomorfología Geomorfolog a Fluvial
Se interesa por el estudio de los procesos y las
formas relacionadas con el escurrimiento de los
ríos. os.
Los ríos r os constituyen los agentes más m s importantes
en el transporte de materiales intemperizados de
las áreas reas elevadas para las más m s baja, de los
continentes para el mar.
Definiciones:
Ríos os- Corrientes continuas de aguas, más m s o
menos caudalosas, que desaguan en el mar o en
un lago.

Cataratas del IguazúFotografías: Thomas Colin, 2005

Generalidades
Todos los acontecimientos que ocurren en la
cuenca hidrográfica hidrogr fica repercuten, directa e
indirectamente en los ríos. r os.
Factores de control:
- Condiciones climáticas,
clim ticas,
- -cobertura cobertura vegetal y
- -la la litología: litolog a:
son los factores que controlan la morfogénesis morfog nesis de
las vertientes y en el tipo de carga detrítica detr tica que
aporta a los ríos. r os.
El estudio y el análisis an lisis de los cursos del agua sólo s lo
puede ser realizada en función funci n de perspectiva
global del sistema hidrográfico.
hidrogr fico.

Hidrología Hidrolog a y Geometría Geometr a Hidráulica Hidr ulica
Los ríos r os funcionan como canales de
escurimiento.
escurimiento
El escurimiento fluvial comprende la
cantidad total de agua que alcanza los
cursos de agua, incluye el escurrimiento
pluvial, que es inmediato
Escurrimiento=Precipitación- Escurrimiento=Precipitaci evapotranspiración
evapotranspiraci

Cataratas del Iguazú Iguaz
Fotografías tomadas por: Thomas Colin, 2005

Río Urubamba, encajado en los Andes, 1996. Tomada por: Gabriela Fernández

Erosión Erosi n fluvial
- Levantamiento directo. directo.
Es el que provoca la
turbulencia al colocar carga en suspensión. suspensi n. A
mayor velocidad del flujo, mayores diámetros di metros se
levantan.
- Abrasión. Abrasi . Es el efecto de lija de la carga sobre
las paredes y el fondo. Los materiales duros
pulen el lecho, mientras los blandos resultan
pulidos para explicar los cantos rodados.
- Cavitación. Cavitaci . Hoyos provocados por fragmentos
de roca provocado por el hundimiento de
vacuolas -colapso colapso de burbujas de vapor en flujos
turbulentos que generan presiones entre 100 y
150 atmósferas
atm sferas- en corrientes muy rápidas r pidas
cuando la presión presi n estática est tica del líquido l quido queda
hundida bajo la presión presi n del vapor.

Régimen gimen de flujo
F=Velocidad/√ F=Velocidad/ fuerza de gravedad*Profundidad
(D)F D)F=Vel Vel/ / √g*D *D
Cuando Froude es:
< a 1- 1 Flujo tranquilo
> a 1- 1 Flujo rápido r pido (encachoeirado
( encachoeirado)
La profundidad y la velocidad actúan act an modificando
el tipo de flujo de tranquilo a turbulento.
La velocidad del caudal varía var a de un lugar a otro.
Perfil transversal máxima m xima velocidad se ubica en el
centro del canal próximo pr ximo a la superficie.

Trabajo del Río R
La turbulencia y la velocidad están est n íntimamente
ntimamente
relacionadas con el trabajo que efectué efectu el río: r o:
- Erosión, Erosi n, transporte, deposición deposici n de detritos.
Energía Energ a del río r o (potencial y cinética). cin tica).
La energía energ a potencial es convertida en energía energ a
cinética cin tica y es disipada en calor y fricción. fricci n.
El 95% de la energía energ a es consumida y
transformada en calor, el resto se gasta en la
fricción, fricci n, siendo empleada en trabajo.
Energía Energ a potencial- potencial peso del agua (W) por la
diferencia altimétrica altim trica (h).
Energía Energ a cinética cin tica- es la mitad de la masa por la
velocidad al cuadrado.
Ep= Ep=
W*h; Ec= Ec=
M*V 2 /2, Et= Ep+Ec Ep Ec

Velocidad del Río R
Velocidad depende de:
- la pendiente
- volumen de agua
- viscosidad del agua
- ancho, profundidad
- forma del canal,
- rugosidad del canal
Formula para calcular la velocidad, que va
a estar en función funci n de la pendiente (S)y ( S)y el
radio hidráulico hidr ulico (R). (Fórmula (F rmula de Chezi). Chezi).
V= C√RS RS

Erosión Erosi n fluvial
- Impacto y disolución. disoluci . En la zona alta de un
río o (zona I), por la alta velocidad, o en las
cascadas y rápidos, r pidos, es frecuente el impacto del
flujo. La disolución disoluci n de las rocas, por donde
transcurre la corriente, se favorece en calizas,
mármoles rmoles y dolomitas, también tambi n en concreto.
- Denudación. Denudaci . Erosión Erosi n superficial de las aguas
de escorrentía escorrent a agravada por tala, quema y
azadón; azad n; especialmente cuando las pendientes
superan los 15 grados. Los terrenos desnudos
quedan desprotegidos y a merced de la erosión erosi n
superficial. Esta erosión erosi n tiene tres niveles, el
laminar menos severo, el de surcos o intermedio
y el de cárcavas c rcavas o severo.

Erosión Erosi n fluvial
- Épocas pocas de avenida (crecidas). (crecidas) . Por
mal uso o mal manejo del suelo, se
intensifican las avenidas de las corrientes.
Primero se tala el monte, luego se
siembra; deteriorado el recurso, el uso
siguiente es el pastoreo; y deteriorado por
erosión, erosi n, finalmente entra el suelo al
proceso de desertificación. desertificaci n. El resultado es
el descontrol hídrico h drico y pluviométrico pluviom trico por el
cual en el verano los ríos r os se secan y en el
invierno se desbandan.

Forma del canal
La forma del canal es la respuesta del ajuste del
caudal a la sección secci n transversal del canal.
El canal es la resultante de la acción acci n ejercida por
el flujo sobre los materiales rocosos componentes
del lecho y de las márgenes.
m rgenes.
Las dimensiones del canal serán ser n controladas por
el equilibrio entre las fuerzas erosivas de
entallamiento y los procesos agradacionales que
depositan los sedimentos en el lecho y las
márgenes. rgenes.
Para ser efectivo, el caudal debe tener fuerza
para realizar el entallamiento, la frecuencia y la
duración duraci n suficientes para mantener la forma del
canal.

Caudal de márgenes m rgenes plenas
Caudal de márgenes m rgenes plenas: tiene
gran significado geomorfológico, geomorfol gico, esta
definido como el caudal de crecida,
en la medida justa, el canal fluvial y
encima del cual ocurrirá ocurrir el
trasbordamiento para la planicie de
inundación.
inundaci n.

Capacidad, carga y competencia
Se entiende por carga la cantidad de material que
lleva una corriente en un momento dado;
por capacidad, capacidad,
la máxima m xima carga que puede llevar
la corriente, y
por competencia el tamaño tama o máximo m ximo de partículas part culas
que puede mover la corriente.
El diámetro di metro de las partículas part culas levantadas por un
flujo aumentará aumentar (y por lo tanto la competencia y
la capacidad) con el cuadrado de la velocidad del
flujo, y con su cubo, si el flujo es altamente
turbulento.

Capacidad, carga y competencia
La erosión erosi n es débil d bil en las rocas duras y
compactas. Sin embargo actúa act a con el tiempo y lo
hace activamente sobre las rocas blandas pero
coherentes, como las arcillas, las arenas y los
suelos de cultivo. Los granos arrastrados en
primer lugar no son necesariamente los más m s
finos.
Los materiales arcillosos y coloidales, cuyas
partículas part culas miden de 1 a 100 micras, resisten
mejor la erosión erosi n que las arenas homogéneas,
homog neas,
cuyos granos tienen entre 200 micras y 2 mm. La
erosión erosi n se ve facilitada si el material no es
homogéneo homog neo como ocurre con los suelos
cultivables

Diagrama de Hjülstrom Hj lstrom (1935)

Competencia de un curso fluvial
Aº Jabonería, Tacuarembó, 2008. Foto tomada por: Mauricio Castillo

Competencia de un curso fluvial
Quebrada de los Cuervos, 2007.
Fotografía Fotograf a tomada por: Marcel Achkar

Competencia fluvial
Quebrada de los Cuervos, 2007.
Fotografía Fotograf a tomada por: Marcel Achkar

Trabajo de los ríos r os

Tipos de Ríos R os

Ríos anastomosados
Río Uruguay, islas del Uruguay

Curso anastomosados
Fotografía: Thomas Colin, 2003

Cursos meándricos me ndricos

Cursos meándricos me ndricos
Arroyo Valizas, mosaico rectificado del vuelo 1967 a escala original 1/20.000

Ríos os Meándricos Me ndricos
Meandros en cauce sinuoso y corriente rápida. Por migración lateral
de la corriente, los depósitos formados en A, B y C, de la etapa I, se
extienden lateralmente y corriente abajo durante las etapas II y III.
Según Geología Económica de los yacimientos minerales, H. Garcés-
González, 1984

Terrazas fluviales
Formación de una terraza aluvial: A, B
y C representan el valle del río desde
antes hasta después de su elevación.
1 y 2 llanos de crecida, 3, 4 y 5
terrazas.

Perfil longitudinal de los ríos: r os:
Es la representación representaci n visual de la
relación relaci n entre la altimetría altimetr a y el
comportamiento de determinado
curso de agua.
El perfil característico caracter stico es cóncavo; c ncavo;
con declividades mayores hacia las
nacientes y valores cada vez mas
suaves en dirección direcci n hacia el nivel de
base.
Los cursos de agua que presentan
este perfil son considerados
equilibrados.

Concavidad de los perfiles fluviales
Para Surrel -la la concavidad del perfil
de los ríos r os resultaba de tres
regímenes reg menes diferentes a lo largo de la
extensión extensi n de agua:
Para
- Tramo superior: superior:
área rea de colecta de agua y
de erosión erosi n (implica entallamiento y
regresión regresi n de las cabeceras de los ríos), r os),
- Tramo inferior: inferior:
área rea de deposición deposici n de
sedimentos, con el predominio de la
sedimentación.
sedimentaci n.
- Tramo intermedio: intermedio:
transición transici n entre
ambos.

Otros autores consideran que la
concavidad estaba relacionada con la
disminución disminuci n de la granulometría granulometr a de
la carga detrítica detr tica transportada por
los ríos. r os.
Con esta perspectiva, el gradiente debe
ser mayor en las cabeceras de los ríos, r os,
con el fin de mantener la velocidad y la
competencia suficiente para transportar
detritos groseros.
En dirección direcci n a la desembocadura, los
sedimentos se tornarán tornar n menores; la
velocidad para transportarlos entonces
disminuirá.
disminuir .

A mediados del siglo XX, se relacionaban las
siguientes ideas y conceptos principales en
relación relaci n al perfil de los ríos: r os:
a) La noción noci n de equilibrio se aplica al
trabajo fluvial, la pendiente reflejará reflejar el
balance entre las fuerzas de
entallamiento y deposición. deposici n. El río r o
equilibrado entonces ni entalla ni
deposita, es sólo s lo un agente trasportador.
b) Cualquier perfil longitudinal de cursos de
agua señala se ala un equilibrio provisorio,
modificable en el correr del tiempo (el
perfil de equilibrio definitivo, o ideal, es
solo una concepción concepci n mental).

c) El equilibrio se propaga de manera
progresiva, a partir del nivel de base.
d) El perfil de equilibrio es alcanzado
cuando se realiza un ajuste entre el cauce,
la velocidad y la carga detrítica. detr tica. Con la
disminución disminuci n de la declividad y de la
velocidad, hay una disminución disminuci n de la
competencia, y en consecuencia, de la
granulometría granulometr a de los sedimentos. A través trav s
de la deposición deposici n y del entallamiento, el
perfil controla la velocidad necesaria para
efectuar el trasporte de detritos.

e) La granulometría granulometr a de la carga detrítica detr tica
abastecida a los cursos de agua por la
cuenca de drenaje se va alterando con el
transcurrir del ciclo de erosión, erosi n, a medida
que ocurre la suavización suavizaci n de las
vertientes.
f) El perfil longitudinal no precisa ser
siempre una curva cóncava c ncava regular.
Dependiendo de la carga detrítica detr tica y el
cauce, se pueden ocasionar modificaciones
en el perfil longitudinal del río. r o.

g) Hay solidaridad intrínseca intr nseca entre todos
los puntos del perfil. Sin considerar el
nivel de base, todos los demás dem s niveles son
variables.
h) El perfil de equilibrio se establece en
función funci n de las grandes inundaciones,
cuando el río r o llega a su mayor poder de
abrasión abrasi n en virtud de la elevada carga
detrítica detr tica que posea.

El perfil longitudinal resulta, pues,
del trabajo que el río r o ejecuta para
mantener el equilibrio entre la
capacidad y la competencia, competencia,
por
un lado, y la cantidad y tamaño tama o de
la carga detrítica detr tica, , por el otro, a lo
largo de toda su extensión.
extensi n.
*El El perfil longitudinal surge
como respuesta al control
ejercido por éstos stos factores*.

El equilibrio fluvial.
La idea de equilibrio fluvial fue
inicialmente propuesta en el siglo
XIX, con Guglielmi, Guglielmi,
quien decía dec a que
el río r o modificará modificar su canal,
erosionando o depositando, hasta
que haya alcanzado un equilibrio
entre la energía energ a y la resistencia.

Grove K. Gilbert (1887) fue el
primero que empleó emple el término t rmino “río o
equilibrado”, equilibrado , señalando se alando el
ajustamiento entre los sectores de
un mismo río r o y los elementos de la
red de drenaje.
W. M. Davis utilizó utiliz el concepto,
definiéndolo defini ndolo en función funci n de la teoría teor a
cíclica clica de erosión, erosi n, considerando que
el equilibrio surge cuando hay un
ajuste entre la erosión erosi n y la
sedimentación.
sedimentaci n.

Con la aplicación aplicaci n de las teorías teor as de
sistemas en los estudios
geomorfológicos, geomorfol gicos, a partir de 1950, 1950,
se
empezó empez a emplear el concepto de
“estado estado de estabilidad” estabilidad en sistemas
abiertos en el estudio de la dinámica din mica
fluvial. En esta teoría, teor a, el sistema es
auto-regulador, auto regulador, cualquier alteración alteraci n
en las condiciones ambientales
modifica el sistema.

M. Morisawa, en 1968, 1968,
expone la siguiente
definición definici n de río r o equilibrado:
equilibrado:
“un un río r o
equilibrado es aquél aqu l que llegó lleg al estado de
estabilidad de modo que, sobre determinado
período per odo de tiempo, el agua y la carga detrítica detr tica
que entran al sistema son compensadas por
las que de él l salen. El estado de estabilidad
alcanzado y mantenido por la interacción
interacci n
mutua de las características caracter sticas del canal, tales
como la pendiente, la forma del perfil
transversal, rugosidad y padrón padr n del canal. Es
un sistema auto-regulador
auto regulador; ; cualquier
alteración alteraci n en los factores controladores
causará causar un descolocación descolocaci n en cierta dirección, direcci n,
que tendrá tendr que absorber el efecto del
cambio.”
cambio.

Sistemas en Geomorfología
Geomorfolog
Atmósfera
Precipitación
Vertiente
Infiltración
Capa de agua
subterránea
Alimentación
Vegetación
Evaporación
Escurrimiento
Escurrimiento
Ríos
Escurrimiento
Sistema en secuencia
Mar

Sistemas en Geomorfología
Geomorfolog
Capacidad de
infiltración
(Negativo)
(Negativo)
Pendiente de las
Vertientes
Sistema Proceso- Respuesta
Densidad de
Drenaje
(Positivo)

Volumen
Desmontamiento
Mecanismos de retroalimentación
retroalimentaci
Velocidad
(Negativo)
Capacidad de
Infiltración
(Negativo)
(Positivo)
Ancho
(Negativo)
Erosión de
Vertientes
Erosión
(Positivo)
Escurrimiento
Superficial
(Positivo)

Estudios morfológicos
morfol gicos
Morfometría Morfometr del canal de
escurrimiento. El ancho (L)
y la profundidad (h) del
canal se refieren a las
crecidas ocupadas por las
aguas. El perímetro per metro mojado
(P) es la línea l nea externa que
señala se ala el encuentro del nivel
del agua y el lecho.
La sección secci n transversal (A)
.es el área rea del perfil
transversal de un río. r o.
Dividiendo el área rea por el
perímetro per metro mojado se
obtiene el radio hidráulico
hidr ulico
(R=A/P), cuyo valor es
aproximado a la profundidad
media. La pendiente del
canal es la diferencia
altimétrica altim trica entre dos puntos
(Al y A2) dividida por la
distancia horizontal
proyectada entre ellas (C).
La velocidad es la descarga
por unidad de área. rea.

Las cuencas y los padrones de
drenajes
El drenaje fluvial es compuesta por un
conjunto de canales de escurrimiento
interrelacionados que forman la Cuenca de
Drenaje, definida como el área rea de drenaje
por un determina do río r o o por un sistema
fluvial.
La cantidad de agua que alcanza los
cursos fluviales está est en dependencia de
tamaño tama o de área rea ocupada por la cuenca, de
precipitación precipitaci n total y su régimen, r gimen, y de las
pérdidas rdidas debidas a la evapotranspiración evapotranspiraci y
la infiltración.
infiltraci n.

Relación Relaci n al escurrimiento global
Exorreicas: cuando el escurrimiento es
continuo, alcanza el mar ó el océano. oc ano.
Cuando las cuencas desembocan
directamente al mar.
Endorreicas: cuando los drenajes son
internos y no poseen escurrimiento hasta
el mar, desembocan en lagos o se disipan
en arenas del desierto.
Arreicas: Arreicas:
Cuando no hay ninguna
estructuración estructuraci n en cuencas hidrográficas,
hidrogr ficas,
como las áreas reas deserticas.
deserticas
Criptorreicas: Criptorreicas:
Cuando las cuencas
subterráneas, subterr neas, como las áreas reas carsticas.
carsticas

Clasificación Clasificaci n según seg n Davis
Considera el escurrimiento de los cursos de agua en
relación relaci n a la inclinación inclinaci n de los estratos geológicos
geol gicos
(clasificación (clasificaci n descriptiva)
A- Consecuentes: curso determinado por la pendiente de la
superficie terrestre. Los ríos r os forman cursos de lineamiento
recto en dirección direcci n a la bajada, con un drenaje paralelo.
B- Subsecuentes: dirección direcci n del flujo controlada por la
estructura rocosa, acompañado acompa ado siempre por una zona de
debilidad, tal como una falla.
C- Obsecuentes: son aquellas que corren en sentido inverso
a la inclinación inclinaci n de los estratos. Generalmente descienden
las escarpas
D- Ressecuentes: Ressecuentes:
Son aquellas que fluyen en la misma
dirección direcci n que los subsecuentes, pero en un nivel más m s bajo.
E- Insecuentes: Insecuentes:
son cuando no hay ninguna razón raz n
aparentemente por seguir una orientación orientaci n general
preestablecida.

Padrones de Drenaje
Los padrón padr n de drenaje se refiere al
arreglo espacial de los cursos
fluviales, que están est n influenciados en
su actividad morfogenéticas
morfogen ticas: :
- por la naturaleza y la disposición disposici n de
los estratos geológicos.
geol gicos.
- la variable litológica litol gica
- las diferencias de pendientes
- la evolución evoluci n geomorfológica geomorfol gica de la
región. regi n.

Criterio de clasificación clasificaci
Se propone un criterio geométrico geom trico en función funci n de la
disposición disposici n de los cursos fluviales, sin sentido genéticos.
gen ticos.
a- Drenaje Dentrítico Dentr tico: : es designada como arborescente. Se
unen los cursos en formado ángulos ngulos agudos y las
rectangulares son de origen tectónica. tect nica.
b- Drenaje Treliza: Treliza:
Tipo de drenaje es compuesto por ríos r os
consecuentes, corriendo paralelamente, recibiendo cursos
subsecuentes.
c- Drenaje Rectangular: Es una modificación modificaci n del treliza, treliza,
de
aspecto ortogonal
d- Drenaje Paralelo: Se localiza en áreas reas con vertientes
fuertes con control estructural
e- Drenaje Radial: Cursos dispuestos radialmente desde un
punto central.
f- Drenaje Anular: Son drenajes anulares son típicos t picos de
áreas reas dómicas micas.
e- Drenajes irregulares: desorganizadas por un bloque de
erosión. erosi n.

Jerarquización Jerarquizaci de redes hidrográficas
hidrogr ficas

Morfometría Morfometr de cuencas y redes de drenaje
R. N. Horton, Horton,
en 1945, en su tratado "Erosional
" Erosional
development of streams and their drainage basins: basins:
hidrophysical approach to quantitative morphology",
morphology",
propone que la estructuración estructuraci n de las redes de drenaje
estaría estar a plenamente desarrollada si se asemejaran con los
patrones previstos por las siguientes leyes de la
composición composici n del drenaje:
-ley ley del número n mero de canales: -en en una cuenca determinada,
la suma de los totales de canales de cada orden forma una
serie geométrica geom trica inversa, cuyo primer término t rmino es la unidad
y la razón raz n es la relación relaci n de bifurcación;
bifurcaci n;
-ley ley del tamaño tama o de los canales: -en en una cuenca
determinada, las dimensiones medias de los canales de
cada orden se ordenan siguiendo una serie geométrica
geom trica
directa, cuyo primer término t rmino es la dimensión dimensi n media de los
canales de primer orden y la razón raz n es la relación relaci n entre las
dimensiones medias;

-ley ley de las áreas: reas: -en en una cuenca hidrográfica hidrogr fica determinada,
el área rea media de las cuencas de drenaje de los canales de
cada orden se ordenan aproximadamente siguiendo una
serie geométrica geom trica directa, en la cual el primer término t rmino es el
área rea media de las subcuencas de primer orden;
-ley ley de la pendiente: -en en una determinada cuenca hay
relación relaci n definida entre la pendiente media de los
segmentos de cierto orden y la de los segmentos del orden
inmediatamente superior que puede ser expresada por una
serie geométrica geom trica inversa, en la cual el primer término t rmino es la
pendiente media de los segmentos de primer orden y la
razón raz n es la relación relaci n entre los gradientes de los segmentos.
En cada segmento de determinada hoya hidrográfica hidrogr fica se
debe, por tanto, obtener los datos sobre la dimensión,
dimensi n,
área rea y pendiente del canal y calcular la dimensión dimensi n media,
el área rea media y la pendiente media de cada orden. Los
valores obtenidos deben ser representados en gráficos gr ficos
dibujados en papel semilogarítmico
semilogar tmico, , con líneas l neas que unan
los puntos (figuras 5,6 y 7).

Bibliografía:
Bibliograf a:
Christofoletti, Antonio,
“Geomorfolog
Geomorfología”, , Editora Edgard
Blucher LTDA., Sao Paulo, Brasil,
1980.