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CAPÍTULO 4 (j)

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El Ciclo Hidrológico

Figura 4 - 31: Ciclo Hidrológico

En este punto analizaremos el ciclo que cumple el agua a través de todos los procesos naturales en los cuales está involucrada, partiendo del momento en el cual precipita en forma de líquido o sólido (nieve, o hielo), sobre la superficie terrestre. A este ciclo se lo llama ciclo hidrológico (figura 4-31, figura 1-14)), como ya adelantamos en un capítulo previo. Una parte del agua precipitada se evapora directamente a partir de las superficies humedecidas por la lluvia, o desde la superficie de las plantas sobre las cuales cayó. Otra parte, impulsada por la fuerza gravitatoria, se mueve por las distintas superficies de la tierra, encauzándose para formar arroyos y ríos que tienden a fluir hacia el mar.

También otra porción del agua precipitada se infiltra a través de las grietas y de los poros del terreno. Del total de agua infiltrada, una parte es absorbida enseguida por las raíces de los vegetales, pasando nuevamente a la atmósfera como vapor, merced al proceso fisiológico denominado evapotranspiración. Otra parte del agua infiltrada satura los poros y grietas de las rocas, acumulándose temporalmente como agua subterránea y regulando el caudal de las corrientes de agua superficiales.

Parte de esta agua subterránea puede ascender por procesos capilares hasta la superficie, donde se evapora hacia la atmósfera. Otra porción es tomada por las raíces de las plantas, evapotranspirándose. Una porción muy importante fluye subterráneamente hacia lugares más bajos, reapareciendo en la superficie a modo de manantiales, o surgiendo directamente en el fondo de cursos de agua e integrándose a los mismos.

Se considera que el volumen instantáneo de agua circulante sobre la superficie de la Tierra como parte del ciclo hidrológico, es del orden de los 45.000 km3. Para tener una idea aproximada de lo que significa ese volumen, el mismo es equivalente a un canal de mil metros de ancho, por un metro de profundidad, que daría 1.125 veces la vuelta al planeta a lo largo del Ecuador. De ese volumen, el total estimado para todos los cursos de agua del planeta es de 2.120 km3. A su vez se estima que el agua que fluye superficialmente hacia los océanos se renueva aproximadamente cada 14 días. Y tal renovación significa un aporte constante al proceso de erosión hídrica.

El Trabajo del agua circulante sobre la superficie terrestre

Figura 4 - 32: inicio del proceso erosivo fluvial:
formación de cárcavas, o carcavamiento (VIcksburg; Mississippi, EUA.)

Conjuntamente con el proceso de meteorización que definimos al inicio de este capítulo, el trabajo que el agua circulante produce sobre el terreno afecta gran parte de la superficie emergida del planeta. La misma está surcada por una importante red de drenaje compuesta por cauces fluviales de diferente tamaño. El trabajo del agua en movimiento consiste en:

1) Erosión: Toma de los fragmentos previamente desprendidos de las rocas por los procesos de meteorización.

 

2) transporte de los fragmentos erosionados.

3) depositación de los fragmentos transportados.

Erosión y Carcavamiento

El agua de las precipitaciones líquidas podrá escurrir de diferentes maneras, según sea: a) la intensidad de la lluvia; b) la magnitud de las pendientes; c) las características del suelo donde caigan: suelos con o sin protección vegetal; suelos permeables (arenas, gravas) o escasamente permeables (arcillas). En función de esas tres variables el agua podrá escurrir de muchas formas diferentes y en función de ello la erosión variará desde prácticamente nula, a muy intensa.

Figura 4 - 33: Paisaje muy erosionado formando 'tierras malas' (Dakota del Sur, EUA)

El agua precipitada sobre suelos protegidos por densa cubierta vegetal y con escasa pendiente, no producirá erosión apreciable. Lo mismo ocurrirá en el caso de precipitaciones sobre rocas sólidas, no meteorizadas. Por el contrario, sobre suelos con escasa o nula protección de vegetación y sobre suelos muy poco cohesivos como arenas o arcillas poco diagenizadas, la intensidad de la erosión estará supeditada a la magnitud de la precipitación instantánea y a la magnitud de las pendientes. En este último caso es frecuente que los paisajes formados (figura 4-33) sean las llamadas 'huayquerías' (término quichua), 'tierras baldías', o 'tierras malas' (este último término por traducción libre del término inglés 'bad lands').

En estos casos el agua suele escurrir en forma de pequeñas corrientes (= 'escurrimiento en filetes', o 'regueros') frecuentemente interconectadas denominadas 'rills', o 'arroyadas'  (figura 4-34), cubriendo las pendientes con una densa red.

Figura 4 - 34 - Escurrimiento en filetes formando 'arroyadas' (rills')

Cuando el agua de lluvia cae sobre superficies irregulares en una determinada cuenca hídrográfica dentro de la cual existan porciones elevadas separadas por depresiones de tamaños diversos, es normal que parte del agua precipitada se infiltre y el resto fluya superficialmente a las partes más bajas del terreno, donde podrá formar corrientes menores. Por su parte estas últimas pueden confluir formando corrientes cada vez mayores, las que tendrán más energía cinética que las anteriores y por lo tanto podrán ejecutar más trabajo. En consecuencia, si el terreno por el cual circulan no tiene adecuada protección vegetal y el material es relativamente lábil, comenzarán a erosionar ( = a movilizar materiales de la corteza terrestre) y comenzarán a producir importantes 'cicatrices' de erosión denominadas carcavas (figura 4-32). Durante una lluvia torrencial (o durante un intenso derretimiento de nieve), las cárcavas crecerán en profundidad, en ancho y en extensión pendiente arriba, en un proceso que se denomina erosión retrocedente.

Mientras exista flujo de agua suficiente, ese proceso de erosión encauzada avanzará aguas arriba en el sentido de las pendientes. Con el tiempo y en función de la magnitud del caudal que circule por ellas, esas cárcavas pueden seguir retrocediendo hasta formar largos y profundos surcos de paredes abruptas denominados 'cañones' (gorges, en inglés), especialmente si esos surcos alcanzan el nivel freático local y se genera un flujo de agua permanente o casi permanente. Este proceso erosivo puede avanzar más allá de las pendientes originales que forman el límite de su cuenca hidrográfica (límite denominado interfluvio), capturando cuencas hidrográficas vecinas, las que comenzarán a drenar a través de esta cuenca.

La parte superior de una cárcava (cabecera, o ''knick-point'') suele tener una pendiente pronunciada, pudiendo ser hasta vertical, en función del tipo de material sobre el cual se haya excavado. Durante las lluvias, en este punto el agua que comienza a encauzarse cae de forma turbulenta a modo de una cascada que produce intensa erosión, tanto de fondo como retrocedente, por lo que la cárcava retrocede rápidamente. En función de la cohesión de los materiales sobre el que fluya el agua, a veces puede retroceder decenas de metros en cada lluvia, como ocurre en las cárcavas formadas sobre depósitos de loess.

En la formación de las cárcavas son reconocidos cuatro estadios:

1) Formación de una 'cicatriz' inicial, generalmente poco profunda, a lo largo de un flujo de agua encauzado.

2) Profundización del fondo de la cicatriz inicial formando una verdadera cabecera, o "knick point", de altura apreciable. Esa profundización es muy pronunciada, dado que la erosión de fondo trata de alcanzar rápidamente el nivel de base de ese flujo de agua.

3) El tercer estadio comienza cuando la cárcava profundizó su fondo hasta el nivel de base. A partir de allí el perfil del fondo se suaviza y la cárcava se ensancha; suele existir remoción en masa ( = caída de material) desde sus laterales, aunque los depósitos producto de la remoción en masa son removidos rápidamente pendiente abajo por nuevos flujos de agua.

4) El cuarto estadio es la extinción de la cárcava. Disminuye la erosión basal; se suaviza la pendiente de la cabecera; las pendientes de los laterales de la cárcava alcanzan el ángulo de reposo y son cubiertas por vegetación, mientras que el fondo de la cárcava se cubre por  material aportado por la erosión de las laderas. Si el fondo de la cárcava alcanza el nivel local del agua subterránea freática, por su fondo comienza a correr una corriente permanente de agua de magnitud variable, comenzando a formarse un valle fluvial.

El carcavamiento ocurre muy frecuentemente en terrenos con suelos caracterizados por ser poco cohesivos y generalmente aptos para labores agrícolas y ganaderas, por lo cual generan grandes inconvenientes. Existen diversas medidas para detener el desarrollo de las cárcavas. Todas ellas tienden a disminuir el gradiente y a atrapar localmente los sedimentos transportados por el agua a su través. Pero lo más aconsejable es no dar lugar a la formación de la “cicatriz” inicial. Esto generalmente se logra no afectando la cubierta de vegetación que cubre y protege a los materiales susceptibles de ser erosionados por el agua.

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Erosión

Introducción

Vimos previamente que la meteorización es el nombre dado al proceso de descomposición de las rocas 'in situ'. Es decir, en el mismo lugar de su yacencia. En el proceso de meteorización no existe transporte de los fragmentos que fueron separados de las mismas, o de los minerales que llamamos de neoformación (por ejemplo, arcillas provenientes de la meteorización química de los feldespatos, de los cuales ya hablamos). En regiones llanas de clima húmedo y cálido, la acumulación de esos productos de la meteorización puede alcanzar centenares de metros de espesor, como también mencionamos y mostramos en la figura 4-24.

Pero en lugares donde existe alguna pendiente, por leve que esta sea, el agua proveniente de las lluvias se mueve por la superficie en el sentido de esas pendientes arrastrando parte de los fragmentos que la meteorización formó previamente a partir de las rocas preexistentes. Esta toma y transporte de fragmentos de rocas desde su lugar de formación (o sea, desde el lugar donde previamente actuó la meteorización) hasta un nuevo lugar, denominado lugar de depositación, constituye el proceso denominado erosión (del latín: erodo = yo lavo), al cual analizamos ahora.

Vemos entonces que meteorización, erosión y depositación son tres procesos básicos que se suceden en un ciclo continuo, transformando la Litosfera y modelando las formas de su superficie. La meteorización descompone y desintegra las rocas en fragmentos, preparándolas para su transporte. La erosión produce el arranque de las partículas producidas por la meteorización, limpiando, por así decirlo, el lugar donde se produjo la meteorización y dejando la roca original preparada para que continúen actuando los procesos de  meteorización sobre la misma.

Figura 4 - 27: Playa de Grava (Bahía Camarones, Chubut, Patagonia de Argentina)(2)

Asimismo la erosión culmina con el transporte de esas partículas hasta un lugar de destino transitorio(1). Si se trata de un proceso erosivo donde el agente es el agua, esa depositación podrá ser una playa (figura 4-27), el borde interno de un meandro (figura 4-28), el fondo de un lago, o el fondo del océano. Si el agente erosivo es el viento, las partículas podrán ser depositadas formando dunas (figura 4-29 y figura 1-2), o formando depósitos de loess como los que durante la última mitad del Cenozoico fueron cubriendo gran parte de la región pampeana en Argentina, entre otras regiones del mundo como las estepas de China y Mongolia. 

Si la depositación de los fragmentos de rocas ocurren en areas relativamente resguardadas de  nuevos procesos exógenos (erosión, principalmente) o endógenos (diversos procesos tectónicos) como fondos de lagos o fondos marinos, pueden permanecer allí el tiempo gológico suficiente como para comenzar a experimentar procesos de diagenización (estos son procesos tales como la compactación y la cementación por medio de distintos minerales, los cuales tienden a consolidar los sedimentos formando nuevas rocas = rocas sedimentarias).

Figura 4-29 - Dunas tipo barjanes (Egipto)

Durante el transcurso del tiempo geológico, los procesos endógenos pueden hacer que estas nuevas rocas alcancen la superficie de la tierra, incorporándose nuevamente a aquella interfase de múltiple interacción entre la Litosfera, la Atmósfera, la Hidrosfera y la Biosfera. Interfase que, como ya vimos, es el suelo y se caracteriza por la ocurrencia de los procesos de meteorización. Vemos entonces que de este modo se iniciará otro ciclo geológico cuya cumplimentación puede durar millones de años.

Agentes Erosivos

Se denominan agentes erosivos aquellos agentes naturales que pueden producir trabajo, en el sentido físico del término. Los principales son solo tres: a) la fuerza de gravedad; b) el aire circulante, o viento;  c) el agua circulante en sus estados líquido (movimientos en manto; movimientos encauzados en arroyos y ríos; otros movimientos como corrientes de deriva litoral oceánica y lacustre) y sólido (glaciares). Existe algún transporte menor de sedimentos merced a algunos seres vivos cavadores, pero su magnitud es prácticamente despreciable en comparación con el volumen de sedimentos transportados por los otros tres agentes mencionados.

Energía Empleada por la Erosión

Como ya explicamos en un capítulo previo, el agua y el aire son considerados fluidos de trabajo. Ambos pueden desplazarse desde un lugar de la tierra hacia otro merced a la actuación de energía térmica proveniente del sol, a la energía gravitatoria y la energía rotacional terrestre conocida con el nombre de Fuerza de Coriolis. Aunque ésta, mas que producir trabajo en si misma, orienta el movimiento de los fluidos que se mueven sobre la tierra (agua y aire). Merced a esta fuerza, cualquier masa de aire (vientos) o de agua (ríos, corrientes oceánicas) que se desplace sobre la superficie terrestre, si lo hace sobre el Hemisferio Norte tenderá a girar en el sentido de las agujas del reloj y si lo hace en el Hemisferio Sur tenderá a girar en el sentido contrario a las mismas.

Energía Gravitatoria

De las energías mencionadas, la más importante en la regulación de los procesos erosivos es la fuerza de gravedad terrestre. Todas las partículas que conforman el planeta, tanto las que integran la Litosfera, como las que integran las demás esferas geográficas (Atmósfera, Hidrosfera y Biosfera), son atraídas por la fuerza de gravedad, la cual tiende a arrastrarlas hacia el centro del planeta. De ese modo cada partícula tiende a moverse hacia zonas cada vez más bajas, intentando acercarse hacia el centro gravitatorio terrestre, tanto como lo permita su naturaleza y la configuración del lugar donde se encuentren (figura 4-30).

Un caso extremo de esto lo constituyen las aguas que se infiltran; éstas, si encuentran grietas adecuadas en la Litosfera, pueden infiltrarse hasta el manto terrestre, donde, debido al estado viscoso del mismo y a su elevada temperatura, no pueden seguir circulando hacia el centro terrestre y se integran a diferentes procesos físicos y químicos que ocurren en ese ambiente. Entre otros procesos, se integran a la hidrolización de los carburos formados por metales alcalino-térreos, para formar hidrocarburos elementales como acetileno.

Figura 4 - 30: Asentamiento de bloques en un acantilado litoral (isla Socotra (Yemen)

La fuerza gravitatoria es la causante de que los fragmentos de rocas de todo tamaño, caigan o resbalen a lo largo de pendientes abruptas, merced a diferentes procesos complexivamente denominados con el nombre de remoción en masa, a los cuales describiremos en un capítulo especial. La misma fuerza gravitatoria también hace que el agua líquida (ríos, arroyos) o sólida (glaciares) se mueva pendiente abajo. Asimismo la fuerza gravitatoria mueve enormes volúmenes de agua oceánica de diferente densidad. Pero en este caso, al igual que en el caso del agua que se mueve a través de los grandes ríos y en el caso de las grandes masas de aire en movimiento, influye también la fuerza rotacional terrestre, como ya mencionamos.

  

Energía Térmica

Prácticamente toda la energía que mofiliza los procesos de meteorización y erosión es energía térmica proveniente de la radiación solar. Se estima que ésta constituye un 99,98% de toda la energía involucrada en los procesos físicos, químicos y biológicos ocurridos en la superficie del planeta. Del mismo modo, esta es la energía fundamental de los procesos erosivos, aunque en este caso ya dijimos que en la regulación de los mismos es fundamental la energía gravitatoria.

La energía térmica proveniente del sol, es la que moviliza el ciclo hidrológico. (figura 1-8) Con el calentamiento de cualquier volumen de agua existente sobre la tierra debido a su exposición a la energía radiante solar, produce su evaporación; del agua, ya sea en océanos, lagos o cursos de agua. Una vez que el agua se encuentra en la atmósfera como vapor, forma nubes que son transportadas por los vientos; también impulsados éstos por energía térmica solar. El aire en las zonas terrestres más frías (menos calentadas por el sol) es más denso, más 'pesado'. Por su parte el aire en las zonas más calientes (más calentadas por el sol) es menos denso, más 'liviano' y por ello tiende a elevarse desde el suelo hacia porciones superiores de la atmósfera.

Al elevarse el aire menos denso, va dejando un espacio que tiende a ser llenado por masas de aire más frío proveniente de regiones vecinas. Como podemos apreciar, los vientos no son más que masas de aire en movimiento impulsadas por diferencias de temperatura sobre la superficie de la tierra. Y esas masas de aire en movimiento suelen tener fuerza suficiente como para transportar grandes cantidades de partículas de rocas. A esto en particular lo desarrollaremos al analizar el ambiente ólico en otro capítulo.

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(1) Un lugar transitorio, hablando en términos de tiempo geológico. Pues en ese lugar transitorio generalmente permanecerán a veces muchos millones de años, hasta que afloren nuevamente y se reitegren a los procesos geológicos que ocurren en la superficie terrestre.

(2) Playa de grava de Bahía Camarones (provincia de Chubut, Argentina.) Las playas con depósitos de grava en lugar de arena, son típicas de la costa atlántica de la Patagonia Argentina. Esto se debe a que prácticamente toda la superficie de la Patagonia Argentina está cubierta por depósitos de grava con rodados de pórfidos cuarcíferos, provenientes de la cordillera de los Andes. Distintos episodios fluvioglaciales sucedidos al menos desde el Mioceno (e inclusive desde antes), distribuyeron esos rodados sobre toda la superficie de la Patagonia extraandina. Sucesivos episodios morfogenéticos los han redistribuido desde ese entonces. Así, estos depósitos de grava aparecen cubriendo desde los relieves de las mesetas más elevadas, sucediéndose hacia las superficies topográficas más jóvenes, hasta aparecer cubriendo todas las terrazas fluviales y los cauces actuales. Los mismos llegan hasta la costa del océano Atlántico, y donde el mar erosiona los depósitos infrayacentes, el material fino es continuamente aventado, la arena es transportada hacia el norte por corrientes de deriva litoral, y en las playas locales se acumulan estos rodados característicos. Estos rodados llamaron la atención de los naturalistas desde que Darwin recorrió la Patagonia y se los conoce complexivamente con el nombre de “Rodados Tehuelches.”

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CAPÍTULO 4 (h)

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Velocidad de Meteorización

De acuerdo a lo ya visto, podemos apreciar que la velocidad de la meteorización dependerá de los tipos de roca y de los climas a los cuales esten expuestas. La velocidad es mayor en climas templados y húmedos y en rocas carbonáticas. Al respecto, en latitudes medias europeas y aprovechando construcciones cuya edad se conoce perfectamente, se han medido velocidades de meteorización de unos 8 milímetros por siglo.

Como contrapartida, la meteorización es más lenta en climas cálidos y secos. Por ejemplo en los templos egipcios próximos a Assuan, sobre rocas graníticas pulimentadas y expuestas al sol durante unos cuatro mil años, aún existen inscripciones de aquella época y en perfecto estado. Del estudio de la meteorización en estas inscripciones y en otros templos (i.e.: templos de Luxor) y estatuas egipcias de antigüedad bien conocida, el geólogo D. C. Barton estimó una pérdida media de roca por meteorización, del orden de 1 a 2 mm. cada mil años.

Este último dato permite comparar, por ejemplo, con lo ocurrido sobre un obelisco egipcio de esa época denominado 'Aguja de Cleopatra" (aunque no es la verdadera 'Aguja de Cleopatra'), trasladado a Europa e instalado en la Plaza de la Concordia en París. Fue extraído del templo de Luxor y regalado en 1833 por el gobierno egipcio a Francia. En el templo de Luxor quedó un obelisco gemelo, y quienes los han estudiado asegunran que el de París ha sufrido mucho más deterioro por intemperismo en menos de 200 años, que su gemelo en Egipto, que lleva 3.500 años expuesto a la intemperie en clima árido.

 

Suelos y Perfil Edáfico

Los especialistas en el desarrollo de los suelos (llamados edafólogos), han estudiado las distintas etapas del desarrollo de un suelo, desde el comienzo de alteración de una roca hasta que sobre la misma existe un suelo rico en humus. El perfil completo de un suelo es llamado perfil edáfico (figura 4-26 y figura 4-27). Si el suelo se ha desarrollado bien, en clima adecuado y durante el tiempo necesario, en su perfil se podrán distinguir tres zonas básicas denominadas horizontes.

Figura 4-27:  Perfil esquemático ideal de un suelo (en sentido edáfológico)

El horizonte más superficial, denominado Horizonte A, es generalmente de color oscuro por acumulación de materia orgánica (humus). Un horizonte intermedio, denominado Horizonte B, aparece a 20 o 30 cm. por debajo del anterior. En éste hay un enriquecimiento de minerales arcillosos lixiviados a partir del Horizonte A, donde se han formado (arcillas de neoformación) a partir de la alteración de otros minerales, particularmente feldespatos. También hacia la base del Horizonte B suelen depositarse sales procedentes del lavado del Horizonte A. A profundidad variable bajo el horizonte B, aparece la roca original, denominada Horizonte C, material parental, o roca parental, a partir del cual se desarrolló el perfil edáfico.

A esos suelos que se encuentran sobre la misma roca original, se los llama suelos residuales. También existen suelos que se han formado sobre materiales 'de acarreo' (sobre sedimentos transportados desde otros lugares y aún sin consolidarse, o sin diagenizarse); a éstos suele llamárselos suelos sobre acarreos, o sobre materiales de acarreo. En ellos el horizonte C está constituido por el material del depósito original, pudiendo ser fluvial, eólico, glacial, coluvial, o de remoción en masa.

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Meteorización de rocas graníticas

En las rocas graníticas, los procesos de meteorización son muy diferentes a los ocurridos en rocas carbonáticas, y más complejos que aquéllos. De sus minerales constituyentes, solo el cuarzo persiste con alteración escasa o nula, salvo algún manchado o alguna leve destrucción mecánica. El feldespato potásico es atacado por el ácido carbónico disuelto en agua, generando carbonato potásico (K2CO3) muy soluble, sílice hidratada soluble (2SiO2) y minerales arcillosos [Al2(OH)2Si4O10.nH2O], denominados 'arcillas de neoformación', como destacaremos en párrafos siguientes.

Los feldespatos calcosódicos (éstos son los de la familia de las plagioclasas) atacados por ácido carbónico disuelto en agua, forman bicarbonatos cálcicos a sódicos (en proporciones variables según el tipo de plagioclasa) y también arcillas de neoformación [Al2(OH)2Si4O10.nH2O].

Los minerales ferromagnesianos presentes, tales como Biotita y Anfíbol, son atacados por el Oxígeno (oxidación) y el ácido carbónico disuelto en agua, formando diferentes proporciones de bicarbonato potásico y magnésico soluble, Limonita ( = óxido ferrico hidratado = Fe2O3.H2O), sílice soluble, agua (5H2O) y arcillas de neoformación [Al2(OH)2Si4O10.nH2O].

Puede verse que tanto el producto de la meteorización de las calizas como el de las rocas graníticas, o dicho de otro modo, los suelos formados en ambo casos, son ricos en arcillas. Pero en el primer caso las arcillas persisten como producto de la concentración de los minerales insolubles preexistentes dentro de las calizas, ante la disolución de estas últimas. Mientras que en el segundo caso, las aecillas aparecen como nuevos minerales, en un proceso denominado neoformación de arcillas.  Este proceso es muy importante desde el punto de vista de la evolución de la superficie terrestre.

Factores Climáticos que inciden en la Meteorización(1)

En climas templados y húmedos, como vimos previamente, tanto la meteorización química de las calizas como la de las rocas graníticas, da lugar a la concentración de uno o más minerales arcillosos. Ya sea por concentración de los insolubles presentes en las calizas, o por neoformación (formación de nuevos minerales arcillosos).

Los horizontes A ( = horizontes orgánicos) de los suelos formados en ambos tipos de rocas, son muy similares y las mayores diferencias en el perfil general de ambos suelos (ver más adelante, item Suelos y Perfil Edáfico), radica en las distintas proporciones de fragmentos de los minerales y de las rocas originales ( = material parental) que aparecen en los horizontes B y C en cada caso.

Figura 4 - 26: Perfil esquemático de un suelo de latitudes medias

Puede tomarse como regla que en este tipo de climas la meteorización de las rocas se acelera en proporción directa a su contenido de minerales de hierro y en proporción inversa a su contenido de Sílice. Así es que las rocas más rápidamente meteorizables serán las sedimentarias de origen químico (calizas) y las rocas ígneas básicas. Las rocas ígneas graníticas (ácidas) y las rocas sedimentarias clásticas originadas en la desintegración de rocas ígneas graníticas, se meteorizarán más lentamente que las rocas ígneas básicas. Puede comprenderse entonces que las cuarcitas, como rocas sedimentarias mayoritariamente compuestas por fragmentos de cuarzo, serán casi inatacables por meteorización química, bajo estas condiciones climáticas.

En climas tropicales húmedos con vegetación selvática ocurren procesos de meteorización química cualitativamente similares a los anteriores, aunque cuantitativamente mucho más intensos. De ese modo los horizontes de meteorización pueden alcanzar profundidades de algunos cientos de metros dentro de la litosfera (figura 112).

Figura 4 - 24: Diagrama de Strakov (modificado por Ferpozzi, 1992)

En climas del tipo sabana, esto es, tropicales pero con una estación seca marcada, aparecen suelos compactos, rojizos, los que por tal razón son denominados lateritas (del latín: later = ladrillo), a veces tan duros como verdaderos ladrillos (al punto de ser empleados como material de construcción local). Estas lateritas son particularmente importantes, porque en ellas los procesos de meteorización suelen concentrar Hierro y Aluminio, a veces en cantidades económicamente aprovechables.

La composición química de las lateritas es muy variable, aunque básicamente constan de hidróxido de Aluminio y óxidos e hidróxidos de Hierro, con algo de Sílice residual. Un caso especial es la Bauxita,  en la cual predomina casi exclusivamente en hidróxido de Aluminio casi puro (Al2O3.nH2O).

 
En estos suelos el agua de lluvia ha lavado prácticamente todo el Silicio de los silicatos existentes en las rocas originales, conjuntamente con el Sodio y el Potasio, muy solubles, y el Magnesio y el Calcio, solubles en medio ácido. No es fácil de explicar el proceso químico completo, ya que los silicatos son solubles en medios alcalinos, mientras que el Calcio y el Magnesio, como dijimos, lo son en medio ácido. Se ha sugerido que la explicación podría estar ligada a las dos estaciones, una húmeda y otra seca,  bien definidas de estos climas. Durante la estación seca se oxidarían completamente los ácidos orgánicos formando CO2 que pasaría casi totalmente a la atmósfera.

Solo quedaría una proporción ínfima, la que al disolverse con las primeras lluvias de la estación húmeda formaría soluciones alcalinas transitorias, las que arrastrarían a la Sílice. Con el avance de la estación húmeda, la intensa formación de nuevos suelos orgánicos proveería más ácido carbónico a los procesos de meteorización, los cuales disolverían el Magnesio y el Calcio, los queserían lixiviados completando el proceso. Esta lixiviación suele ser tan completa, que en muchos suelos lateríticos faltan elementos vitales para el desarrollo de la vegetación.

En climas secos y fríos, el principal proceso de meteorización es la desintegración mecánica. Tal es el caso de los desiertos, donde la poca materia orgánica de los suelos y la escasa actividad bacteriana en los mismos, minimiza el contenido de CO2 en el agua de infiltración (por otra parte también generalmente escasa); ésto a su vez minimiza la ocurrencia de procesos químicos de meteorización.

En climas muy fríos tales como en las zonas subpolares y polares y a grandes alturas en latitudes menores y al igual que en los desiertos de latitudes menores, predominan los procesos de desintegración mecánica. En climas adyacentes a las zonas subpolares, tales como los de la tundra, la existencia de vegetación favorece la concentración de CO2 disuelto en el agua, e incentiva procesos de meteorización química. Allí los ácidos del suelo favorecen el lavado del Calcio, Hierro y Magnesio, los cuales se van en solución junto con el agua circulante, y ello favorece a su vez la concentración de Sílice.

En climas áridos y semiáridos, los procesos de meteorización son tales, que originan suelos ricos en Carbonato de Calcio y en minerales arcillosos con mucha sílice. En el horizonte B ( = horizonte de acumulación, en sentido pedológico) precipitan costras y nódulos de CaCO3, a veces en tal cantidad, que llegan a cementar dicho horizonte formando una roca llamada "caliche" y ue en Argentina denominamos "tosca." Tal depositación de carbonatos ocurre porque en esas regiones el agua del suelo se evapora durante todo, o casi todo el año, precipitando en los poros del suelo los carbonatos previamente disueltos.

Por el contrario de lo que ocurre en climas templados y húmedos, en estos climas las calizas son prácticamente inalterables y forman las rocas más prominentes del paisaje. Por su parte en las regiones áridas o semiáridas en las cuales por circunstancias topográficas favorables, el agua subterránea se encuentra próxima a la superficie del terreno (tal es el caso de orillas de lagos salinos y pantanos sin drenaje), el continuo ascenso y evaporación del agua subterránea enriquece en distintas sales la costra de suelo superficial, formando los suelos llamados alcalinos. Estos suelos tienen propiedades negativas tales como poca permeabilidad y toxicidad elevada para la mayoría de los vegetales y salvo que puedan ser recuperados por diferentes trabajos, desde el punto de vista agronómico sirven para muy poco.

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Al tratar este tema debemos tener presentes las zonaciones climáticas del planeta, y la disponibilidad de de energía solar y humedad en cada una de ellas, como vimos en el capítulo anterior.

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CAPÍTULO 4 (f)

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Procesos de Meteorización

Biogeoquímica (Descomposición)

Los procesos mecánicos fragmentan las rocas y exponen nuevas superficies a la acción del agua, del Oxígeno y del Dióxido de Carbono, principalmente (el último de ellos formando ácido carbónico al disolverse en el agua meteórica, o de lluvia). Si bien el agua de lluvia cae con alguna proporción de CO2 disuelto, la mayor parte del CO2 disuelto en el agua que produce el ataque químico de las rocas proviene de la misma materia orgánica en descomposición en los suelos. De allí es que la meteorización química es directamente proporcional a la cantidad de materia orgánica disponible y, por ende, a la actividad biológica (figura 4-25). Por tal causa es preferible hablar de procesos de meteorización biogeoquímicos, como ya dijimos.

Figura 4 - 25: Roca con musgos y líquenes.

Los musgos y los líquenes son pioneros en fijarse sobre las rocas y producir la materia orgáqnica que aportará apreciables cantidades de CO2, el que dará inicio a la descomposición biogeoquímica de las mismas. Este agnte, junto al agua y al oxígeno, van descomponiendo lentamente los minerales constituyentes de las rocas y dan lugar a la formación de nuevos minerales, generalmente hidratados; vale decir, químicamente combinados con agua.

Meteorización de Calizas

A modo de ejemplo, veremos el rol del Dióxido de Carbono en la meteorización de las calizas. Estas rocas están fundamentalmente compuestas por Calcita ( = Carbonato de Calcvio = CO3Ca), aunque generalmente contienen impurezas como arcillas, limos y, a veces, arena. La Calcita es poco soluble en agua pura; pero si ésta se disuelve en agua con algo de CO2 disuelto, los aniones CO3= liberados al disolverse la misma, reaccionan con los cationes (H+) presentes, en la reacción siguiente:

-->        <--
H2O + CO2         H2CO3    H+   +   HCO3-
<--        -->

-->
CaCO3        Ca+++   CO3 =
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-->
H+ + HCO3- + CO3Ca        2HCO3- + Ca++
<--

Esto permite la disolución de más Calcita. Esto es así, porque el agua con CO2 disuelto (agua carbónica) contiene hidrogeniones (H+) y aniones CO3= y CO3H-, de los que solamente los CO3= pueden reaccionar con los cationes de calcio (Ca++) para reconstruir la Calcita. Entonces, todo proceso que desplace ambas reacciones hacia la derecha, hará disminuir la cantidad de aniones CO3= en el segundo miembro de la siguiente reacción.

En consecuencia obligará a que la reacción se desplace también hacia la derecha, permitiendo la disolución de más calcita. En la naturaleza, la combinación y la disociación de iones ocurre constantemente, a velocidades que dependerán de la abundancia de iones presentes. Si las velocidades de reacción en ambos sentidos (combinación y disociación) se ajustan gradualmente, puede llegar a no producirse cambios en la cantidad total de los componentes (aunque la reacción continúe), habiéndose alcanzado el equilibrio químico.

En el caso del ejemplo, la Calcita que precipitaría por unidad de tiempo igualaría a la que se disuelve. Pero si los iones disueltos se van eliminando selectivamente por cualquier proceso natural (generalmente lixiviado), quedando menos iones para reconstruir la Calcita, la reacción química procederá a originar más iones, disolviendo más Calcita. Es muy difícil que en la naturaleza se alcance el equilibrio químico.

Generalmente el agua de lluvia se va filtrando a través de poros y grietas, arrastrando los iones disueltos y dejando la roca a merced del ataque de agua no saturada. De ese modo en áreas de rocas calizas abundantes, los procesos de disolución pueden formar extensas cavernas de grandes dimensiones, como se verá en el capítulo correspondiente a ambiente kárstico.

 
Paralelamente las fracciones insolubles presentes en esas calizas (generalmente fracciones arcillosas) se concentran en la superficie, aunque generalmente sin sufrir alteraciones mineralógicas significativas. Esto es así, porque en origen esas arcillas se formaron en equilibrio con las condiciones de presión y temperatura de la superficie terrestre y son muy estables ante esas condiciones. Por el contrario, los minerales formados en condiciones de altas presiones y temperaturas, como es el caso de aquéllos que integran las rocas ígneas y metamórficas, suelen experimentar intensas transformaciones ante los procesos de meteorización biogeoquímica, como se verá en el punto siguiente.

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--- CAPÍTULO 4 (e)

CAPÍTULO 4 (e)

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AGENTES Y PROCESOS MORFOGENÉTICOS

Meteorización

La meteorización, o acción de los agentes atmosféricos (o meteóricos; de aquí deriva el nombre) tales como el aire y el agua líquida(1), y esta última pura o con diferentes substancias disueltas (sólidas, líquidas o gaseosas), es fácil de observar en distintos aspectos de la vida diaria. Todo objeto sometido a la acción de la intemperie, tarde o temprano comienza a sufrir algún grado de deterioro más o menos importante. Por tal razón este deterioro también suele ser llamado intemperismo (figura 4-23), y es uno de los serios problemas que sufren los monumentos y construcciones antiguas.

Figura 4 - 23 - Parque Nacional Tikal, Guatemala

Podemos hacer una apreciación muy simple de esto en las casas que habitamos: revoques, techos y pintura en general, necesitan de un periódico mantenimiento para que no se deterioren a punto tal de tornarse inhabitables. Salvo aquellos instrumentos hechos de aleaciones de Hierro y Cromo conocidos como aceros inoxidables, y otros pocos, como los metales denominados nobles, los metales de uso diario se oxidan, o sufren alteraciones por el estilo en plazos más o menos cortos.

Lo mismo ocurre con todos los elementos naturales que nos rodean, incluyendo todas las rocas que aparecen en la superficie terrestre formando la interfase múltiple entre la Litosfera, la Atmósfera, la Hidrosfera y la Biosfera. En esta interfase, los procesos biogeoquímicos, impulsados predominantemente por diferentes tipos de energías derivadas de la energía solar, como ya explicamos, originan un elemento nuevo de importancia fundamental para la evolución del planeta. Este elemento es el suelo, dicho sea en sentido edáfico, o agronómico.

En cualquier parte de la superficie del planeta, podremos observar algún grado de formación de suelo; tanto mejor desarrollado y más profundo, cuanto más intensos o prolongados hayan sido los procesos ocurridos en esa interfase múltiple. Los suelos pueden estar apenas esbozados, como ocurre en regiones desérticas, o pueden alcanzar centenares de metros de espesor, como ocurre en algunos  bosques tropicales (figura 4-24).

Es de hacer notar que el proceso de formación de suelos, o proceso de meteorización, requiere una transformación de la roca original "in situ"; o sea, en el lugar donde se encuentra. Esto significa que no tiene que haber existido un movimiento  o transporte de las partículas desprendidas de esa roca que se meteoriza. Por lo tanto no pueden considerarse como "suelo", las arenas o gravas dejadas por un arroyo o un río; o por el mar en una playa; o por el viento en una duna(2). En todos esos casos existió un transporte de esas partículas, desde el lugar en el cual fueron arrancadas a la Litosfera ( = lugar donde ocurrió la meteorización), hasta el lugar en donde se las encuentra. Los procesos involucrados en ese transporte son los que constituyen la erosión, los que se verán más adelante, junto con los procesos que dan lugar a la depositación de esas partículas.

Está bien entonces decir que la roca original, a la cual podremos encontrar inalterada a partir de alguna profundidad por debajo del suelo, se ha meteorizado. Y por tal razón, al suelo suele llamársele cubierta de meteorización, o cubierta de intemperismo. El carácter o tipo de suelo que se forme, tendrá estrecha dependencia con las condiciones hidrotérmicas del lugar donde se haya formado; o lo que es lo mismo, tiene una estrecha relación con la evolución del clima del lugar. En regiones con climas similares, aunque las rocas sean diferentes, los suelos tienden a evolucionar hacia los mismos tipos. Por el contrario, rocas similares bajo condiciones climáticas diferentes, tienden a dar lugar a suelos marcadamente diferentes.

Procesos de Meteorización

La meteorización de las rocas consta de dos procesos básicos: procesos físicos (también llamados procesos de desintegración mecánica) y procesos químicos (también llamados procesos de descomposición química). A Ello podemos agregar como tercer proceso a la acción biológica (procesos biológicos). De todos modos la acción biológica se manifiesta generalmente como procesos químicos y en algunos casos menores como procesos físicos o mecánicos (por ejemplo, fracturación de rocas por el efecto de cuña generado ante el crecimiento de raíces). De todos modos, lo normal es que los procesos químicos estén tan íntimamente ligados a los biológicos, que algunos tratan a ambos bajo el nombre de procesos biogeoquímicos.

Procesos de Meteorización Física 

(Desintegración Mecánica)

Estos producen una pérdida de la coherencia entre las partículas que componen una roca, sean estos cristales en el caso de las rocas ígneas y metamórficas, o sean clastos, en el caso de las rocas sedimentarias. Esta pérdida de coherencia puede deberse a diversos factores, entre los cuales los más importantes son:

a) Frecuentes cambios de volumen de las rocas (dilatación y contracción) por periódicas variaciones de temperatura.
b) Congelamiento de agua de saturación de poros de una roca, con el efecto de cuña que produce el hielo, capaz de ejercer presiones superiores a los 150 kg./cm2.
c) Efectos de cuña producidos por el crecimiento de raíces entre poros y fracturas de las rocas.

d) Presión hidráulica dentro de los poros de una roca sometida al golpe del oleaje en regiones litorales.

El primero ocurre generalmente en regiones de gran amplitud térmica diaria, tales como desiertos y zonas de alta montaña. El segundo ocurre en aquellas regiones sometidas a congelamiento durante todo el año, o durante alguna época del mismo. El tercero ocurre en cualquier lugar donde crezca vegetación con raíces. El cuarto ocurre en la zona de intermareas de los litorales.

Desintegración mecánica también en escala importante, se produce en áreas desérticas merced a partículas de arena arrastradas por el viento, cuando chocan con partículas mayores, o rocas "in situ." Esto por un lado da lugar a la liberación de nuevas partículas; por otro lado modela geoformas características, como veremos en detalle al tratar los ambientes eólicos.

En escalas menores, ocurre desintegración mecánica al chocar bloques de roca entre sí, en el lecho de los ríos en creciente; al desprenderse fragmentos de rocas y caer por acción de la gravedad, golpeando contra otras rocas y al impactar descargas eléctricas naturales (rayos) con la superficie terrestre.

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(1) El agua en estado sólido también es un importante agente morfogenético, como veremos en capítulos especiales.

(2) Es muy importante tenener en cuenta este concepto, para no generar confusiones al interactuar con profesionales de la ingeniería. Estos denominan suelo a cualquier sedimento que puedan usar para construcciones. Una arena, un limo, una grava, para ellos son "suelos" y como tal los denominan en sus libros específicos.

--- CAPÍTULO 4 (d)

CAPÍTULO 4 (d)

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Dinámica de la Zonalidad Latitudinal y Altitudinal

del Sistema Exógeno Terrestre en el tiempo geológico

Durante las oscilaciones que, en función de los distintos factores analizados en capítulos previos, tuvo la cantidad de Energía Radiante Solar (ERS) llegada al Sistema Exógeno Terrestre (SET) a lo largo del tiempo geológico, la zonalidad climática del planeta tuvo modificaciones substanciales. Esto condicionó los procesos ambientales en general y los procesos morfogenéticos en particular.  Esto fue particularmente notable durante el Cenozoico; al menos desde el Oligoceno y Mioceno en adelante.

Salvo detalles menores, durante los episodios de mayor incidencia y mayor aprovechamiento de ERS en el SET (episodios de calentamiento global-1-), los límites entre dos subsistemas latitudinales contiguos se desplazaron hacia latitudes mayores y también hacia altitudes mayores. Por el contrario, durante episodios de menor incidencia y aprovechamiento de ERS (episodios fríos), dichos límites se desplazaron hacia latitudes y altitudes menores.

Como consecuencia de ello, durante los episodios de calentamiento global, el Subsistema Ecuatorial se ensanchó latitudinalmente cubriendo mayores superficies. Paralelamente, los sucesivos subsistemas climáticos se corrieron hacia latitudes mayores. Finalmente el avance latitudinal de los subsistemas Subpolares restringieron los respectivos subsistemas Polares. De modo inverso, durante episodios de enfriamiento global se restringió el subsistema Ecuatorial y se ensancharon los subsistemas Polares. Al mismo tiempo las demás zonas se corrieron hacia latitudes menores.

De ese modo, en proximidades de los límites actuales entre dos zonas contiguas, los sedimentos depositados en uno de ellos durante un episodio de calentamiento, traslapan o transgreden sobre sedimentos depositados en el subsistema contiguo de mayor latitud, durante un episodio frío previo (figura 4-21). En este caso, el subsistema de menor latitud (con mayor ingreso de calor = más cálido) avanza sobre el de mayor latitud (con menor ingreso de calor = más frío).

Figura 4 - 21

Avance de praderas sobre estepas y viceversa,

a lo largo de una sucesión de episodios de calentamiento y de enfriamiento.

De modo inverso, los sedimentos depositados cerca del límite de un subsistema climático, durante un episodio de enfriamiento transgreden sobre los sedimentos del subsistema contiguo de menor latitud. En este caso, el subsistema climático de mayor latitud (más frío) avanza sobre el de menor latitud (más cálido). Lo mismo ocurrirá con las geoformas. De modo tal, en lugares donde actualmente existe un clima húmedo, es posible encontrar geoformas fósiles correspondientes a un clima árido, como ocurre por ejemplo en la Sierra de San Miguel (Uruguay), en toda América en general y en la Argentina en particular. A esto lo veremos con detalle en el capítulo correspondiente a morfogénesis eólica.

En la fotografía de la figura 4-22, se observa la variación vegetacional en altura, como respuesta a la zonación climática en altitud. El límite superior de la vegetación sobre el faldeo del cerro, responde a la disminución de la temperatura en altura. Durante episodios climáticos de enfriamiento, desciende en altura la línea de 0ºC y con ello descienden las zonas climáticas altitudinales. Por tal causa también desciende el límite superior de la vegetación, avanzando sobre ella el límite de la nieve en este caso. Durante episodios templados, se revierte el proceso: la vegetación asciende sobre la ladera del cerro y su límite avanza en altura, restringiendo la superficie de la zona nevada.

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1)  Estos episodios cálidos son los llamados interglaciales e interestadiales. Los primeros son más prolongados y ocurren entre dos glaciaciones consecutivas. Los segundos son más breves y se intercalan en una glaciación.

--- CAPÍTULO 4 (c)

CAPÍTULO 4 (c)

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Subsistemas Templados

Los subsistemas Templados (figura 4-15) se desarrollan entre los 35º y los 55º de latitud. Pese a que en ellos la Energía Radiante Solar incide con un ángulo apreciablemente mayor que en los subsistemas Sub-Tropicales, la cantidad de energía recibida es relativamente importante y oscila entre 50 y 25 Kcal./cm2.año. En el Hemisferio Norte, sobre este subsistema climático predominan las superficies continentales, siendo muy extensas. Por su parte en el Hemisferio Sur este subsistema disminuye hacia el Sur con el estrechamiento de los continentes y consecuente predominio oceánico.

Figura 4 - 15

Características Hidrotérmicas de las Sub-Zonas Climáticas Templadas

Debido a la gran superficie continental de este subsistema en el Hemisferio Norte, en el mismo hay una diferenciación en regiones geográficas con características climáticas particulares, según factores propios: praderas, bosque/estepas, bosque/tundras, semidesiertos, desiertos y desiertos árticos.

Las praderas en general se encuentran hacia el límite con las zonas subtropicales. Tienen buena productividad de biomasa, aunque la compacta capa herbácea y la propensión a los incendios periódicos de ésta durante la estación seca, impiden el desarrollo natural de vegetación arbórea. En los suelos negros de las praderas falta el horizonte carbonatado que aparece ya en los suelos de las regiones esteparias.

Subsistemas Subpolares

Los subsistemas Subpolares (figura 4-16) están desarrollados entre los 55º y los 75º de latitud. En ellos, dado que es importante el ángulo de incidencia de la ERS, la energía que ingresa es relativamente escasa, no superando las 20 Kcal./cm2.año. Por esa causa, los procesos de evaporación y de transpiración no son intensos y ello origina exceso de humedad. No obstante, dada la falta de temperatura ( = de energía) predomina la meteorización física sobre la química. Así existe crioclastismo y congelifracción (fragmentación de rocas por congelamiento de agua en sus poros). En profundidad, el agua contenida en los poros de las rocas y de los los sedimentos está congelada (permafrost = suelo permanentemente congelado), originando aireación pobre y el empantanamiento por falta de infiltración. Todo ello a su vez favorece el desarrollo de turbales y de suelos tipo gley.

Subsistemas Polares

Los subsistemas Polares (figura 4-17) completan el panorama de la zonalidad global, desarrollándose desde los 75º hasta los polos. Reciben muy poca ERS, la cual no supera los 2 a 4 Kcal./cm2.año. Además, dada su elevada latitud, durante varios meses al año (medio año y aún más en los mismos polos) no reciben luz solar, o sea que no tienen aporte de ERS directa. En general estos subsistemas están total o parcialmente cubiertos por gruesas capas de hielo. En ellos puede haber meteorización física, ya sea exaración en la base de los glaciares en movimiento, o crioclastismo y congelifracción en las rocas no cubiertas por hielo.

Zonalidad Altitudinal Del SET

Figura 4 -18: CERRO PILTRIQUITRÓN (provincias de Río Negro y Chubut, Argentina.)

En esta fotografía se aprecia como la vegetación decrece con la altura hasta desaparecer.

Del mismo modo en que la latitud influye sobre la cantidad total de ERS aprovechada por el Sistema Exógeno Terrestre (SET), la altitud hace lo propio, aunque las causas no son las mismas. Dentro de la atmósfera, la ERS incidente se incrementa aproximadamente en un 10 % por cada 1.000 metros de altitud. Esto se debe a la menor densidad atmosférica en altura y a su menor contenido en vapor de agua, polvo en suspensión y CO2, con lo cual disminuye el albedo de la atmósfera.

Aunque también debido a la disminución en altura de esos tres factores, también disminuye el efecto de invernadero y en consecuencia es mayor la cantidad de radiación de onda larga (IR = calor) que escapa del SET al espacio exterior. De este modo disminuye la cantidad de ERS efectivamente aprovechada por los procesos exógenos.

Como consecuencia de ello, en los primeros 4.000 metros de altura sobre el nivel del mar, dentro de la atmósfera hay un gradiente vertical decreciente en las temperaturas que alcanza el orden de 0,5 grados centígrados promedio, por cada 100 metros de ascenso. Pasados los 4.000 metros de altura, ese gradiente medio se incrementa a 0,6º C por cada 100 metros de ascenso. Este gradiente térmico equivale a un desplazamiento latitudinal de unos 400 a 500 Km. en zonas llanas al nivel del mar.

En función de ese gradiente, es que en las áreas montañosas y como se ve en la fotografía adjunta del cerro Piltriquitrón, existe una zonación altitudinal que desde el punto de vista ambiental y morfogenético se manifiesta de modo muy semejante a la zonación latitudinal ya presentada. Esta zonación es relativamente independiente de la latitud. Como ya se dijo, en las latitudes menores es mayor la cantidad de ERS recibida. Pero de todos modos con la altura disminuye notablemente el aprovechamiento efectivo de esa ERS, dada la mayor disipación de radiación de onda larga, por la disminución del efecto de invernadero de la atmósfera.

Además, en las montañas también debe tenerse en cuenta la exposición de las laderas respecto del sol. Este hecho puede desplazar los límites de las zonas altitudinales entre 300 y más de 800 metros desde una ladera insolada con respecto a una ladera en umbría, a la misma latitud. Esto se aprecia bien en la fotografía siguiente que corresponde a los montes Odle (Italia.)

Figura 4-19: PARQUE NATURAL PUEZ-ODLE (Val Gardena, Alta Badía, Italia.)(1)

En suma, en altas montañas ubicadas en regiones  tropicales, en la corta distancia que significa su altura, se repiten en escala, zonas similares a la zonación (subsistemas) latitudinal (figura 4-20). En cada una ellas, la vegetación y los procesos biogeoquímicos son similares al subsistema latitudinal homólogo, dependiendo ambos fundamentalmente de la disponibilidad de humedad. En este caso debe considerarse que las precipitaciones aumentan con la altura hasta cierto límite, aunque en general, también aumenta el gradiente hidráulico y en consecuencia aumenta el drenaje y disminuye la humedad disponible.

Ese aumento del gradiente hidráulico (o del potencial gravitatorio), también incrementa la erosión hídrica. Por tal razón en las regiones montañosas los paisajes cambian con mayor velocidad que en las regiones llanas. Eso significa que la antigüedad de los paisajes montañosos decrece con la altura; o dicho de otro modo: la antigüedad de los paisajes es inversamente proporcional a los potenciales de erosión. Este hecho es muy importante de tener en cuenta cuando se trata de interpretar cronologías relativas en base a la evolución de los paisajes. De modo tal que es improbable la existencia de paisajes montañosos más antiguos que el Pleistoceno temprano. Por el contrario, en zonas llanas ecuatoriales hay paisajes relictuales que persisten con poco cambio desde el Terciario inferior.

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(1) En esta fotografía la ladera de la derecha está directamente expuesta al So (ladera de 'solana')l. En consecuencia la vegetación herbácea se desarrolla hasta alturas muy superiores a las que la vegetación alcanza en la ladra opuesta (ladera de umbría.) Por esa razón en la ladera de umbría son más intensos los procesos de meteorización física vinculados al frío (criofragmentación y congelifraccxión), por lo que son más intensos los procesos de rmoción en masa.