Modelado fluvial - geografía.

« La corriente transporta el material erosionado río abajo, acompañado de los sedimentos arrastrados al cauce por las escorrentías —el flujo que surca la superficie, cuando elsuelo ya no puede absorber más el agua de las precipitaciones—.

Todo este material recibe el nombre de carga fluvial.

Se puede clasificar esta carga fluvial en trescategorías, según su origen.

Los productos disueltos son los sedimentos derivados de la corrosión y de la meteorización química.

Las partículas arrastradas por lasescorrentías constituyen el sedimento lavado, mucho más fino que el del lecho del cauce.

El último tipo de carga lo forma el material erosionado de los márgenes del cauce,de tamaño similar al sedimento del lecho. La mecánica y velocidad del desplazamiento de la totalidad de sedimentos y materiales transportados varía según el tamaño de las partículas.

El movimiento de lossedimentos disueltos, transportados en suspensión, corresponde al de la corriente.

Esta carga y las partículas más finas procedentes del lecho se mezclan en el agua graciasa la serie de remolinos que se producen al chocar el agua con los márgenes del cauce.

Tales remolinos transportan en suspensión, a grandes distancias, partículas de limo yde arena, por encima del fondo del río.

Sin embargo, los materiales de mayor tamaño (como grava, guijarros y cantos rodados) son demasiado pesados para ser levantadospor dichos remolinos, por lo que se deslizan, ruedan o dan pequeños saltos por el fondo del cauce.

Los cantos más pesados sólo pueden ser arrastrados durante periodos dearroyadas.

El porcentaje de sedimentos acarreados por estos diversos mecanismos varía enormemente según los ríos y puede cambiar incluso en un mismo río según lasépocas.

No obstante, como norma general, la carga en suspensión se sitúa entre el 70% y el 85% del total de la carga. Existe una estrecha relación entre la velocidad de la corriente, la presión de desgaste sobre los márgenes y el tamaño de las partículas erosionadas, transportadas odepositadas.

A comienzos de la década de 1930, el científico sueco Filip Hjulström llevó a cabo experimentos para establecer la velocidad necesaria para iniciar el procesode erosión, transporte y deposición de sedimentos de diverso tamaño.

Presentó sus resultados en 1935 mediante un gráfico en el que se mostraba la relación entre lavelocidad (eje Y) y el diámetro de los sedimentos (eje X) a través de dos curvas; la primera trazaba la velocidad crítica de erosión, es decir, la velocidad a la que laspartículas de un tamaño determinado pueden ser erosionadas de un lecho de sedimentos sueltos, y, por tanto, el inicio del transporte; la segunda mostraba la velocidadcrítica de caída o de deposición, esto es, la velocidad a la que se inicia ésta.

Entre ambas curvas tiene lugar el transporte del material.

Hjulström descubrió que no serequiere que las partículas, una vez en movimiento, tengan una elevada velocidad para continuar su desplazamiento.

La velocidad de erosión es más baja para las partículasde arena.

Sin embargo, se necesita una velocidad más elevada para arrastrar otros tipos de sedimentos.

Las partículas más finas, como arcilla o limo, necesitan una mayorvelocidad para su erosión, dada su cohesión.

La elevada velocidad crítica de los sedimentos más gruesos, como cantos, grava y guijarros, es mera consecuencia de sumayor peso. El tamaño máximo de las partículas que puede transportar un río se denomina competencia y está en relación con la velocidad y la presión de desgaste.

El incrementomáximo de las partículas es directamente proporcional al de la presión sobre las márgenes.

No obstante, la relación entre el aumento de la velocidad de erosión y el tamañode las partículas está regida por la llamada ley de la sexta potencia.

Según ésta, el incremento de la masa de las partículas será equivalente al de la velocidad elevada a lasexta potencia.

Por ejemplo, si la velocidad se incrementa en cuatro, la masa de la partícula mayor que puede ser arrastrada, aumentará en 4 elevado a la sexta, es decir,4.096 veces.

Esta relación proporcional se emplea para determinar la competencia de un río, para cualquier velocidad crítica de erosión. 2.3 Deposición Cuando la velocidad de la corriente y la erosión disminuyen, el río ya no posee capacidad para seguir arrastrando su carga, por lo que comienza a depositarla.

La deposiciónde los materiales se produce por varias causas: algunas están en relación con alteraciones del cauce; otras son resultado de específicas condiciones locales.

Elensanchamiento del cauce, por lo general en su curso medio e inferior, es un ejemplo del primer caso.

La causa de este hecho reside en que al aumentar el caudal(suponiendo que éste se mantenga constante) que entra en contacto con las márgenes, la fricción aumenta y reduce la velocidad hasta llegar al umbral de la velocidadcrítica de deposición de algunas partículas.

La velocidad también se reduce en los meandros, en las zonas de menor profundidad o cuando el río desemboca en el mar o enun lago. Otras causas de las deposiciones pueden estar motivadas por un brusco desnivel de la vertiente, como cascadas, o por un repentino aumento de carga, a causa de uncorrimiento de tierras.

La curva de deposición de Hjulström indica la velocidad a partir de la cual las partículas de diferente tamaño empiezan a depositarse.

Los materialesen hacerlo primero son los más pesados.

Éstos recorren pequeñas distancias, excepto en el caso de importantes inundaciones.

Ésta es la razón por la que los cauces dearroyos montañosos están a menudo bloqueados por cantos.

Los materiales más pequeños arrastrados del lecho del cauce y los sedimentos más vastos se depositan enzonas próximas y forman pequeñas barras en el fondo del cauce.

Éstas son una especie de cordillera a pequeña escala, de mayor longitud que las rizaduras.

Adoptandiversas formas y se clasifican de diversos modos.

A veces se produce cierta confusión, ya que el mismo tipo recibe diversos nombres.

Existen tres criterios principales parasu ordenación, atendiendo a su forma, a la orientación respecto a la corriente y a su posición en el cauce. Tres ejemplos de estos tres tipos son: barras en forma de luna creciente, barras transversales y longitudinales y, por último, barras medianeras y laterales.

Uno de los tiposde barras más conocido, debido a que suele encontrarse emergida y no sumergida, es el depósito en punta de flecha, que se forma en la margen interior de un meandro.Dada su similitud con determinados modelados eólicos, las grandes formas sumergidas reciben el nombre de dunas.

Los sedimentos más finos se desplazan a grandesdistancias y, por lo general, se depositan en brazos estancados y en los bordes interiores del cauce donde forman ondulaciones ( ripples ) y estrechos rebordes (bermas).

La deposición de la carga de sedimentos fluviales se denomina aluvión. La clasificación hidráulica de las partículas en razón de su tamaño, río abajo, es posible por el hecho de que los sedimentos más finos se desplazan más lejos y con mayorrapidez que los materiales pesados.

La mayor parte de los ríos muestran una separación de los materiales del lecho, según su tamaño: en el curso superior aparecen cantosrodados, en el curso medio gravilla y en el inferior se deposita arena.

Un caso especial de esta ordenación da origen a la denominada capa blindada (o capa de cantos), desuperficie tosca, en fondos de grava, que se produce tras la remoción de los elementos más ligeros de un lecho de partículas de diversos tamaños.

Como Hjulströmdemostró, la velocidad de suspensión que se requiere para mantener a las partículas más finas (limos y arcillas), una vez en movimiento, es prácticamente nula.

Así pues,para que se depositen finos limos y granos arcillosos es necesario que las partículas se compacten para formar conjuntos más grandes denominados flocs. Este proceso de agregación, llamado floculación, tiene lugar en el estuario, donde las aguas fluviales, con sus correspondientes sedimentos, se mezclan con el agua salina del mar y dondela velocidad es mínima.

Ésta es la razón que explica por qué los estuarios se caracterizan por la existencia de elevados montículos de barro y de marismas de limo y arcilla. 3 SECCIÓN Y PERFIL LONGITUDINAL DEL RÍO La distribución del caudal a lo largo del tiempo y del espacio define el régimen hidrográfico de un río.

El régimen medio, representado por la media mensual del flujo deagua, viene determinado por variables climáticas e hidrológicas, como la cantidad y distribución de las precipitaciones y de las temperaturas, de las tasas deevapotranspiración y de las características de la cuenca de drenaje.

La estacionalidad del régimen puede ser simple, esto es, con tan sólo un periodo álgido de la corriente,o compleja, con diversos momentos cumbre. El flujo de las aguas, junto con la geología subyacente y el tamaño de las partículas de la carga de transporte, determina el tamaño, forma y longitud del cauce.

Su perfillongitudinal se denomina gradiente del cauce (pendiente), cuya expresión gráfica es la distancia entre su nacimiento y el nivel de base.

Éste es el punto más bajo en el queun río tiene capacidad de erosión.

En términos generales, el nivel base es el nivel de mar y es el más usado en los diagramas de perfiles longitudinales.

Sin embargo,existen muchos niveles base de carácter local, como el de lagos o el de afluentes que se unen al río principal.

Además, puede estar sometido a modificaciones si se altera elnivel terrestre como resultado de procesos tectónicos o isostáticos o hay cambios en el nivel del mar debido a procesos eustáticos.

El perfil de un cauce es, por lo general,cóncavo y muy pocas veces llano; está formado habitualmente por segmentos individuales, asociados a la existencia de niveles de base locales. Hay una rama en los estudios sobre los ríos, dedicada al análisis del régimen fluvial, que intenta predecir la forma de los cauces, mediante la relación entre los procesosfluviales y la morfología de los cauces.

Estos estudios han establecido la forma en que la corriente y la forma del cauce cambian de acuerdo a su posición en el perfil. »