Balance de masas en los glaciares: acumulación y ablación

El balance de masas en los glaciares se trata de ganancia y perdida de nieve y

hielo en el mismo. Se mide por su equivalente en agua (cantidad de agua
resultante de fusión).
Acumulación hace referencia a los procesos por los que se añade material al
glaciar, en cambio, ablación se refiere al conjunto de procesos por los que se
pierde parte de la masa del glaciar (el principal de ellos es la fusión).
Cualquier glaciar tiene dos partes: una superior donde la alimentación es
mayor que la perdida por fusión, que constituye la zona de acumulación, y otra
inferior con un balance contrario al anterior denominado zona de ablación.
Entre estas dos zonas se encuentra la zona de equilibrio en la que el balance
es cero.
La diferencia entre acumulación y ablación para todo el glaciar en un año
constituye el balance neto.

Transformación del hielo en nieve.

Los glaciares se desarrollan en situaciones en las que la acumulación de nieve
excede a la fusión de esta. la nieve recién caída tiene densidad muy baja, a
veces de 0, 05, y una gran porosidad (95%). Esta nieve fresca cambia a nieve
granular o vieja con una densidad de 0,3 que está formada por gránulos
esféricos de nieve sueltos y de gran permeabilidad. La transformación continua
con un incremento de la densidad por modificación de los granos, perdida de
los espacios porosos y aumento del empaquetamiento. Cuando se alcanza una
densidad de 0,4, se llega a un estado de neviza, que tiene un 50 % de
porosidad y un tamaño de grano de unos pocos milímetros. Al aumentar la
compactación de los poros entre los granos quedan sellados y entonces se
transforma la neviza en hielo glaciar cuando se obtiene una densidad de 0,8-
0,85, esta masa es impermeable.
Clasificación de los glaciares.
Clasificación térmica
El agua pura se transforma a hielo a los 0°C a la presión de 1 atm, pero
se requiere de una temperatura más baja cuando las presiones son
importantes. Por ejemplo, en la base de un glaciar de 1500 m de
potencia el punto de fusión se encuentra a -1°C. podemos diferenciar
entre “hielo frio” en el que la temperatura está por debajo del punto de
fusión y “hielo cálido” en el que esta tan próximo al punto de fusión que
contiene agua.
El hielo frio lo encontramos cuando las temperaturas del glaciar son
muy bajas en invierno y hay poca o ninguna fusión en verano, como en
la Antártida o Groenlandia. el hielo cálido se forma cuando hay el
suficiente calor para producir la fusión. Estos tipos de hielo permiten
clasificar los glaciares en GLACIARES TEMPLADOS Y GLACIARES
POLARES.

Clasificación morfológica
Esta basada en la geometría, posición y tamaño de las masas de hielo.
Los casquetes de hielo continentales están representados por los de la
Antártida y Groenlandia. Presentan una forma domica con superficie
convexa como respuesta al flujo del hielo. En el centro de la
acumulación el hielo es mas potente y su superficie buza suavemente,
aumentando progresivamente su pendiente hacia los márgenes, donde
disminuye de potencia. Estos casquetes fosilizan la topografía infra
yacente, aunque en ocasiones el substrato rocoso sobresale de la masa
de hielo, denominándose a estos afloramientos nunataks.
Existen casquetes de hielo de meseta, montaña o llanura en relación
con el tamaño y a la posición topográfica que ocupen. El primero se
sitúa en una zona a meseta y los de llanura en áreas de escaso relieve.
Los glaciares de circo se localizan en áreas montañosas en cabeceras
de valles. son masas pequeñas de hielo situadas en anfiteatros, por lo
general de paredes escarpadas. Durante las glaciaciones son los
primeros que se desarrollan y los últimos en desaparecer.
Los glaciares de valles o de montaña están confinados lateralmente por
paredes rocosas. Si su alimentación se realiza a partir de circos tenemos
los glaciares de valle tipo alpino.
En las zonas periféricas de los casquetes las masas de hielo pueden
escaparse del margen dando origen a los glaciares de valle de tipo
salida, que son como apéndices que surgen del borde de los casquetes.
Cuando el frente del valle está constituido por una extensa llanura el
hielo se desparrama por la misma, ensanchándose considerablemente,
dando lugar a los glares de piedemonte.

Movimiento de los glaciares

Se distinguen diferentes tipos de procesos: la deformación interna, el
deslizamiento basal, deslizamiento por recongelacion
En la deformación interna se produce un flujo por reptación que resulta
de la aplicación de un esfuerzo durante un largo tiempo. Los
mecanismos de este flujo son el deslizamiento intergranular, la
recristalización y el deslizamiento a favor de planos de las redes de los
cristales de hielo.
El deslizamiento basal indica el desplazamiento de la masa de hielo
sobre su lecho, implica un flujo plástico basal en el que el hielo fluye
rodeando obstáculos mayores.
El deslizamiento por recongelación se produce porque el fondo del
glaciar presenta una superficie rugosa con pequeños umbrales y
depresiones. Si el glaciar es de tipo templado es decir próximo a su
punto de fusión bajo presión, puede producirse el deshielo por aumento
de la presión en la parte del umbral aguas arriba y una recongelación, al
reducir la presión aguas abajo.

Los regímenes de presión varían a lo largo de la longitud de un glaciar y

se puede diferenciar un flujo compresivo cuando se reduce la velocidad
del glaciar. Los planos de deslizamiento se incurvan en dirección
ascendente y a favor de ellos pueden transportarse los detritos hasta la
superficie del glaciar.
Por el contrario, el flujo extensivo se localiza en las zonas en las que el
aumento de la velocidad del hielo y los planos de cizallamiento se
curvan hacia abajo, este flujo predomina por encima de la línea de
equilibrio.
Estructura de los glaciares
La deformación que experimentan las masas de hielo como
consecuencia de su movimiento da origen a distintos tipos de
estructuras. En las áreas de acumulación predomina la estratificación,
que viene marcada por la alternancia de capas de hielo invernal, con
otras que contienen lodo formadas en el deshielo de verano.
Durante el flujo glaciar se origina la foliación que es una estructura
planar, que se reconoce por un veteado del hielo con bandas alternantes
de hielo color azul claro y de hielo blanco con burbujas de aire. Tiene un
mayor desarrollo próximo a las paredes de los valles, donde discurre
paralela a los afloramientos rocosos. Lejos de los márgenes y cerca de
la lengua glaciar se dispone transversalmente a la dirección de flujo de
hielo.
Con frecuencia el glaciar puede tener fallas y pliegues.
Las grietas o crevasses son estructuras muy abundantes que obedecen
a esfuerzos tensionales, por lo general son rectas o débilmente
arqueadas y subverticales. La profundidad máxima es del orden de unos
35 m, ya que por debajo el hielo presenta un comportamiento plástico.
Constituyen excelentes vías para la penetración del agua de fusión.
Pueden diferenciarse las grietas marginales se forman por esfuerzos
extensivos generados por la mayor velocidad del flujo glaciar en el
centro que en el margen, como consecuencia de la fricción con las
paredes rocosas. Interceptan con el borde del glaciar con ángulos de 45
°.
Las grietas transversales se localizan en zonas de mayor velocidad, son
perpendiculares al flujo y convexas aguas arriba del glaciar.
Las grietas de extensión se producen cuando el valle glaciar se
ensancha o en zonas de umbrales del lecho, se incurvan aguas arriba y
forman ángulos menores a 45 con los bordes. En el final de la lengua del
glaciar se desarrollan grietas de extensión radial.
La rimaya es la grieta que separa el hielo de la roca en la parte superior
de la cabecera del glaciar. El hielo se adhiere a la pared y el resto del
glaciar avanza dando origen a estas rimayas.

Tipos de grietas en glaciares de valle

a) Marginales 1- grietas antiguas

giradas;2-gritas nuevas
b) Trasversas
c) De extensión
d) De extensión radial
La flecha indica el movimiento del
hielo.
Erosión glaciar
 Procesos erosivos
Son muchos los factores que afectan la intensidad de los procesos
erosivos glaciares. Pueden englobarse en tres grupos: los inherentes al
propio sistema glaciar, las características litológicas y estructurales del
sustrato rocoso y la geometría de este último.
La importancia del sistema glaciar viene dada por la temperatura basal
del hielo. Cuando la temperatura esta próxima al punto de fusión los
efectos erosiva son sin duda más importantes, en el caso de los
glaciares en los que la temperatura basal sea muy baja, la acción
erosiva solo es efectiva si existen detritos en la interfase.
Las características del sustrato rocoso como la dureza de la roca y
presencia de planos de discontinuidad (estratificación, diaclasas,
pizarrosidad etc.) afectan los procesos erosivos. Otra variable importante
es la permeabilidad del substrato rocoso, ya que condiciona la
penetración de aguas de fusión. Finalmente, las características de la
geometría del lecho rocoso, como la forma del mismo, rugosidad y
pendiente, pueden generar como los anteriores, variaciones en la
intensidad de los procesos erosivos.

 Tipos de procesos
ABRASION: la acción de desgaste de las rocas por el paso del hielo se
manifiesta por sus efectos que vienen representados, entre otros, por las
microformas de erosión glaciar tales como estrías y acanaladuras. Las
condiciones térmicas en la interfase hielo, el substrato y sus
propiedades mecánicas (blando o duro) determinan que procesos
pueden ser reactivados. La acción abrasiva se debe a la fricción de los
fragmentos rocosos que el glaciar lleva en contacto con el sustrato
 rocoso. El hielo limpio no ejerce efectos abrasivos sobre el lecho rocoso,
por el contrario, el hielo en la interfase presenta arañazos y oquedades
que señalan la acción de desgaste del fondo rocoso sobre el mismo. El
proceso de abrasión necesita para su acción de la presencia de
fragmentos rocosos en la base del glaciar. En casquetes y glaciares
polares, la acción de la abrasión es muy pequeña, debido a la carencia
de fragmentos en la masa de hielo. Por el contrario, la mayor cantidad
de material transportado en glaciares templados trae como
consecuencia una acción abrasiva mucho más importante.
Los procesos erosivos existentes en la interfase hielo- roca producen
material fino que, en algunos casos, se interpone a la masa de hielo y el
lecho rocoso dificultando la acción de la abrasión, en estas
circunstancias la presencia de aguas subglaciares favorece la
exportación de esta película de “harina glaciar”.
En cuanto a los factores glaciológicos, la velocidad del flujo basal es un
factor considerable, a mayor velocidad es de esperar un poder abrasivo
mayor. La potencia de la masa de hielo también ejerce una influencia
considerable. Una partícula situada en el contacto hielo-roca está
sometida a una presión que viene dada por el peso de la columna de
hielo y fragmentos que soporta. Para una velocidad determinada, la
intensidad de la abrasión aumenta con el aumento de la presión, hasta
un cierto umbral en el que la fricción entre el fragmento y el sustrato
rocoso retarda el avance del fragmento , con lo que el hielo fluye por
encima del mismo en vez de arrastrar a la partícula a la misma
velocidad a la que él se desplaza.

FRACTURACION: los fragmentos rocosos existentes en la base de la

masa de hielo pueden arañar y acanalar el lecho, pero también pueden
producir fracturación en el substrato y extraer esquirlas del mismo al
ejercer una presión sobre el material rocoso. Este proceso se manifiesta
por la creación de hendiduras de fricción. El origen de este diaclasado
topográfico puede ser preglaciar o bien generado por perdida de carga
después de la desaparición de una columna importante de hielo. En
cualquier caso, el lajeamiento ejerce una influencia importante en el
control del modelado.
Las diaclasas son la vía de penetración del agua subglaciar, si, con
posterioridad, tiene lugar la congelación de esta agua intersticial, se
produce el proceso de crioclastia que da lugar a la ruptura de la roca.

Modelado de erosión glaciar

Formas de erosión glaciar:

 Estrías acanaladuras y pulido.

 El rozamiento de las partículas en movimiento, existentes en la base del
glaciar, sobre el lecho rocoso produce acciones erosivas. Esta acción
trae consigo la extracción de partículas del fondo que se incorporan al
medio glaciar.
Una de las formas más frecuentes son las ESTRIAS, que son finos
surcos alineados no superiores al metro de longitud y de pocos
milímetros de anchura y profundidad. Se desarrollan más fácilmente en
rocas de grano fino y desaparecen al quedar expuestas a los agentes de
meteorización. Indican dirección, pero no sentido del movimiento del
flujo del glaciar.
Las ACANALADURAS son surcos de dimensiones considerables
producidos en las rocas superiores al metro de longitud.
Así como las estrías parece ser que se originan por el rozamiento de
partículas de tamaño limo o arena sobre la roca, las acanaladuras deben
su origen a la acción de grandes fragmentos individuales o agrupados.
La acción de la abrasión constante produce el pulido glaciar.

Hendiduras de fricción
Las hendiduras de fricción se desarrollan mejor en rocas de grado
medio. Normalmente aparecen en rocas duras y frágiles como granito,
basalto etc.
 Fractura en media luna. Los cuernos apuntan abajo del movimiento del
hielo.
 Muesca creciente. Los cuernos se dirigen en sentido contrario al flujo del
hielo.
 Fracturas crecientes. Son cóncavas flujo abajo del glaciar y están
constituidas por fracturas subverticales.
 Fractura concoidea. En la que el plano de fractura es cóncavo hacia
arriba.
En general se está de acuerdo que las hendiduras de fricción resultan de
la opresión de un bloque sobre substrato rocoso. Esta presión es mayor
en las áreas de contrapendiente.
Rocas aborregadas.
Las rocas aborregadas o roches moutonees son colinas alineadas, por
lo general agrupadas, asimétricas, con la vertiente de menor pendiente
con frecuencia pulida y estriada y la otra constituida por una superficie
irregular y fragmentada a veces escarpada. Esta disposición indica el
sentido del movimiento del hielo, dirigiéndose éste del lado de menor
pendiente al de mayor inclinación.
Su tamaño es variable desde un metro hasta centenares de metros.
Otro conjunto de formas relacionadas o asociadas con las rocas
aborregadas son los lomos de ballena, drumlins rocosos y espolones
alineados, son formas más o menos alargadas de vertientes suavizadas.
En los lomos de ballena parece que el diaclasado regula el límite entre
las colinas. Los drumlins rocosos aparecen a veces asociados a campos
de drumlins elaborados en material glaciar.
Las formas anteriormente descriptas corresponden todas a relieves
positivos, pero un paisaje de erosión glaciar también tiene cuencas
rocosas. La morfometría de estas es muy variable y su estructura
juega un papel importante tanto en su morfología como en su génesis.
Su origen se debe a irregularidades anteriores al paso del hielo, que la
acción del mismo perpetúa y enfatiza, otras veces son los procesos de
erosión glaciar los que producen estas depresiones cerradas.
 Perfil longitudinal de una roca
aborregada en la que se muestra
la influencia del diaclasado en su
forma. Las flechas indican la
dirección del empuje del hielo.

Procesos actuantes en la Genesis

de una roca aborregada

Circos
Depresión semicircular dominada por laderas abruptas y que esta o ha
estado ocupada por hielo. Las dimensiones pueden ser muy variables y
fluctúan entre las decenas de metros hasta anchura de kilómetros.
Para comprender mejor los procesos que los formaron hay que entender
la estructura del movimiento del hielo en ellos. Las capas de hielo tienen
una estructura en sinclinal. La distribución de velocidades señala
movimientos más rápidos en la parte superior del glaciar y mucho más
lento en las partes más bajas del mismo. El movimiento se realiza por
deslizamiento rotacional.
Los procesos erosivos que tienen lugar en un circo se reducen
básicamente a dos y son debidos a actividad glaciar y periglaciar. En el
contacto hielo- roca la abrasión efectúa un continuo desgaste tanto en
las paredes como en el fondo y es responsable de la cuenca rocosa que
existe en muchos de los circos. Esta depresión se explica por el
deslizamiento rotacional del hielo, y este movimiento, a su vez, trae
como consecuencia la superación de un umbral y la evacuación de los
detritos. El otro proceso es la crioclastia.
El circo se ensancha fundamentalmente por la crioclastia y se profundiza
por el efecto de abrasión.
El origen de los circos va ligado a una primera acumulación nival en una
depresión preexistente en la que tienen lugar procesos de gelifracción y
de evacuación de partículas por la fusión de la nieve en verano
(nivación). Esto trae como consecuencia el ensanchamiento de la
depresión y la generación de un nicho de nivación, luego si la nieve
perdura, se convierte en neviza y finalmente en hielo.
El desarrollo de los circos trae consigo un retroceso de sus paredes que
origina en los limites con otro circo agudas aristas. El retroceso de la
pared final del circo lleva consigo la formación de picos apiramidados o
horns, que suelen presentar tres o cuatro caras.
Valles glaciares.
El contraste con los valles fluviales se manifiesta por el hecho de que
los ríos están en contacto solo con una pequeña parte del valle, mientras
que el hielo de un valle glaciar ocupa una gran parte del perfil
transversal.

Se diferencian cuatro tipos de valles glaciares.

El tipo ALPINO cuya alimentación se efectúa en las zonas altas por un
circo o conjunto de circos.
Tipo ISLANDICO en el que el área de alimentación es un casquete de
hielo y éste escapa hacia valles preglaciares.
Tipo COMPUESTO resulta de una superposición de valles preglaciares
con otros desarrollados a partir de la destrucción parcial o completa de
divisorias preglaciares.
Tipo INTRUSIVO O INVERSO es aquel en el que el hielo fluye
contrapendiente del valle preglaciar. Se encuentran sobre todo en áreas
de escaso relieve.

El perfil transversal resulta de la acción erosiva del hielo sobre antiguos

valles fluviales que produce un ensanchamiento y profundización de
este. Por lo general su forma es en U, con paredes escarpadas y fondos
mas planos que los valles fluviales.
El análisis de un perfil longitudinal revela un gran número de
irregularidades, que vienen dadas por cuencas y umbrales, lo que lo
diferencia de un perfil de un valle fluvial. Las cuencas una vez retirado el
hielo, se convierten en lagos, y en otros casos son colmatadas por
sedimentos.
Cuando tenemos un valle glaciar principal en el que la excavación es
mayor que en los valles laterales, una vez que el hielo ha desaparecido
quedan expuestos un conjunto de valles colgados y espolones,
triangulares o trapezoidales entre ellos. Esta topografía postglaciar da
lugar a cascadas.
El origen de los umbrales es explicado de diferentes formas. las
variaciones en la litología, o distintos espaciados de la fracturación
pueden proporcionar una causa para su génesis. También se aduce un
cambio en el gradiente del valle preglaciar, que el hielo conserva o
enfatiza.
Los procesos y causas implicados en la génesis de un valle glaciar son
comunes a los que originan las otras formas. Otro factor a tener en
cuenta es el desfonde periglaciar. En una primera etapa periglaciar, los
materiales del substrato del fondo del valle se fracturan por procesos de
crioclastia. Al avanzar la lengua glaciar, esta juega un papel de manto
térmico que permite la desaparición del pergisuelo y los gelifractos
pueden ser fácilmente evacuados por el glaciar.
Modelado del glaciar en regiones de relieve poco
contrastado.
En estas regiones como pueden ser mesetas elevadas y llanuras de
baja altura, los procesos erosivos generan una típica topografía de
colinas y lagos.
Los lagos están alineados y alargados por influjo estructural. Las colinas
pueden presentar signos de estriación y pulido glaciar, y son frecuentes
las rocas aborregadas. Otras veces las colinas son suavizadas y
alargadas (recordando a los drumlins, por lo que se llaman drumlins
rocosos).
La sedimentación glaciar se caracteriza por pequeñas morrenas
discontinuas y delgadas. Otra de las formas que se desarrollan en estas
circunstancias es la denominada colina y cola (crag y tail) que consta de
un till alargado situado al abrigo de la colina.

Transporte y sedimentación glaciar

Los detritos pueden transportarse dentro del glaciar en tres ambientes
distintos.
El material movilizado sobre la superficie del hielo constituye los detritos
supraglaciares, que son angulosos y están poco o nada modificados por
la actividad del glaciar. Se transportan como en una cinta
transportadora, pudiendo movilizarse enormes bloques a grandes
distancias.
Los detritos endoglaciares están diseminados en la masa de hielo y su
transporte se lleva a cabo en zonas de flujo compresivo del valle glaciar.
Los detritos subglaciares pueden derivar del propio lecho o de material
que penetra a favor de grietas y túneles. Estos detritos de fondo
experimentan abrasión y roturas. El transporte tiene lugar por tracción.

MECANISMOS DE SEDIMENTACION GLACIAR

Los detritos en la masa de hielo pueden transportarse al margen del
glaciar, depositarse en el lecho, incorporarse al agua de fusión glaciar
etc.

Existen tres formas principales de sedimentación de till: fusión o deshielo

supraglaciar, subglaciar y por deformación.
Deshielo supraglaciar es la principal forma de ablacion y caracteriza los
glaciares templados. Como consecuencia de la fusión los detritos se
liberan para dar origen al till supraglaciar, que puede conservar
estructuras desarrolladas durante el transporte ..

En el deshielo subglaciar pueden actuar tres fuentes de calor, el flujo

geotérmico, el calor de fricción debido al deslizamiento del hielo y el
resultante del aumento de la presión por obstrucciones de un sustrato
irregular. estos mecanismos permiten la fusión del hielo subglaciar y la
depositación de los detritos existentes.
Este mecanismo implica el deshielo bajo presión en un glaciar en
movimiento y la liberación continua de partículas produce una acreción
que da origen al till basal.

Características del till

Deposito pobremente clasificado formado por una gran variedad de
tamaños de granos con fragmentos de dimensión de bloques
empastados en una matriz de grano fino. No presenta estratificación y
está formado por una amplia variedad de tipo de roca.

MODELADOS RESULTANTES DE LA SEDIMENTACION GLACIAR

Los glaciares tienen gran capacidad de transporte demostrado por los

grandes bloques erráticos (formados por till).

Morrenas están formadas por till o una mezcla de till y depósitos

fluvioglaciares.
En función de su ubicación respecto al glaciar se pueden clasificar en
terminales, laterales y centrales.
Las centrales se originan en la unión de dos glaciares de valle.
Las laterales y las terminales indican posiciones de avance o retirada
del glaciar.
Las laterales pueden presentarse adosadas a la pared rocosa del
glaciar o formar cordones separados, en los dos casos se alimentan de
detritos generados en las paredes del glaciar.

En función del estado de actividad del estado de hielo y en los

ambientes de su formación subglaciares y marginales.

Las formas subglaciares se originan bajo un glaciar activo templado

debido al suministro de partículas resultantes del deshielo en la base del
glaciar. Los mantos de till o morenas de fondo son amplias llanuras
cubiertas de till.
Otras formas subglaciares son las morenas acanaladas que son una
alternanci de cordones y surcos elaborados sobre till que afloran en los
márgenes de glaciares en recesión.
Drumlins formas de acumulación formadas por till.
Colinas alargadas con su eje mayor paralelo a la dirección del
movimiento del hielo. Tienen formas de cuchara invertida.
El paisaje esta caracterizado por colinas lisas elongadas y paralelas,
aparecen en grupos formando campos de drumlins.
Se originan cuando los glaciares avanzan sobre derrubios previamente
depositados.
Se explotan como canteras de grava.
Erosión y sedimentación fluvio glaciar.

Las aguas de deshielo

Las aguas resultantes de la fusión del hielo forman parte del sistema
glaciar, y son el producto principal de la ablación de los glaciares.
El deshielo se incrementa desde la línea de equilibrio y es máximo en
las partes más distales del glaciar, lo que indica una superposición del
subsistema fluvial y glaciar. La acción geomorfológica fluvio glaciar va a
aumentar su importancia con respecto a la acción glaciar.

El agua de deshielo puede ser superficial o interna, siendo más

importante la primera, también se suma el agua de lluvia, y drenaje de
valles adyacentes. Deshielo máximo en ambientes marítimos templados,
disminuyendo con la altitud y la latitud, y hacia el interior de los
continentes.
El deshielo en estas áreas de ablación trae como consecuencia la
formación de canales, que ocupan posiciones muy diversas dentro y
fuera de las masas de hielo.

Tipo de canales:
CANALES MARGINALES Y SUBMARGINALES en ellos el agua de
deshielo discurre por el contacto entre la masa de hielo y la vertiente
rocosa y puede ocupar una posición lateral o frontal con respecto al
glaciar, son cortos y muy cambiantes.
Los CANALES SUPRAGLACIARES alcanzan gran desarrollo sobre los
casquetes de hielo. Son canales rectos o meandriformes con redes
dendríticas. Se pierden en grietas.
CANALES INTRAGLACIARES Y SUBGLACIARES este sistema refleja
un drenaje interno con grandes galerías y lagos en su interior. Se
originan por el deshielo a través de grietas glaciares. Sección circular si
hay circulación freática, y alargada en la vertical si es libre. En general
diseño trenzado.
CANALES PROGLACIARES corren por fuera y más allá de la masa de
hielo y son transicionales al ambiente fluvial.

Sistema de drenaje.
La descarga en estos ambientes fluvio glaciares varía mucho tanto en
cortos como en largos periodos de tiempo. Las fluctuaciones diurnas se
reflejan por un bajo caudal por la mañana y por un aumento brusco a
final de la tarde. Las variaciones estacionales presentan mínimos en
invierno y máximos en verano.
En ocasiones se producen descargas espectaculares en glaciares
espasmódicos o por drenaje súbitos de lagos subglaciares o marginales
represados.

Formas resultantes de la erosión fluvioglaciar

Los rasgos geomorfológicos de son los canales que se encajan sobre el
sustrato rocoso o sobre material suelto procedente de la actividad de los
glaciares.

Los canales marginales pueden incidir en el hielo o encajarse en el

sustrato, que por lo general suele ser till glaciar. Son cortos y raramente
exceden los 2 km.

canales subglaciares suelen ser de paredes abruptas y su fondo suele

ser aplanado con irregularidades. Generalmente acaban bruscamente y
su final corresponde con la salida de hielo.

Canales proglaciares tienen drenaje normal. Vierten sus aguas a

colectores de mayor orden o a lagos, efectuando en su recorrido mayor
labor erosiva.

Canales de derrame, relacionados con líneas de costa y depósitos

glacilacustres.

Modelados derivados de la sedimentación fluvioglaciar

 Como se menciono anteriormente una de las características del medio
fluvioglaciar son las grandes fluctuaciones de la descarga y por lo tanto
de su capacidad de transporte. Esto se refleja en cambios bruscos en el
tamaño de las partículas y en variaciones rápidas de las estructuras
sedimentarias, además de que muchos de los modelados fluvioglaciares
tengan un carácter discontinuo.
Los materiales fluvioglaciares suelen estar mezclados con depósitos de
till glaciar y con frecuencia se generan a partir de retrabajamiento del till
glaciar. Todo esto nos habla de un medio con constantes y profundos
cambios, donde la erosión y la sedimentación modifican sustancialmente
la morfología de estas áreas.
Los sedimentos fluvioglaciares presentan, con cierta frecuencia,
deformaciones de su fábrica primitiva, que se denominan
glaciotectonitas. Estas estructuras secundarias están en relación con
colapsos y subsidencias súbitos debidos a la fusión del hielo enterrado
bajo los depósitos.
Los depósitos fluvioglaciares pueden diferenciarse en función del medio
de sedimentación, distinguiéndose los depósitos debidos a canales de
agua de deshielo y aquellos originados en aguas confinadas. También
se puede establecer una subdivisión en función de su situación respecto
a la masa de hielo. Los depósitos proglaciares se sedimentan a cierta
distancia del margen del hielo, generando morfologías suavizadas y
estructuras sedimentaras no deformadas. Aquellos que se depositan en
contacto con el hielo presentan sus características distorsionadas y sus
formas son producidas por la masa de hielo.

Formas típicas de sedimentación.

 SKERS son cordones paralelos a la dirección de movimiento del hielo,
formados por depósitos estratificados de gravas y arenas, algunos
bloques, en general sinuosos, con crestas afiladas o aplanadas, a veces
discontinuos. Pueden tener desde pocos m hasta 400 km de largo, 3 km
de ancho y 200 m de altura (con relación de forma); laderas de ángulo
de reposo (30°). Pueden presentarse como cordones únicos o formar
una red interconectada con skers confluyentes y difluyentes que se unen
a un cordón principal.
Se ha interpretado que se formaron en canales subglaciares o
endoglaciares. No se conocen formas activas en la actualidad.
 KAMES Pequeños montículos o colinas (hasta 50 m de alto y 400 m de
base) de gravas y arenas estratificadas, con laderas de ángulo de
reposo.
Se originan en zonas de estancamiento de hielo, en cavidades de fusión
y grietas, endoglaciares y subglaciares.
Un canal que desemboca en un lago origina un delta kame, de perfil
asimétrico.
La depositación en canales marginales origina terrazas kame, con el
escalón del lado del hielo.
Los kames se modifican por subsidencia si tienen hielo infrayacente, la
fusión de este hielo puede originar kettles (huecos subcirculares).
Cuando se tiene un conjunto de pequeñas colinas asociadas a
depresiones, se utiliza el termino de topografía de kame y kettle.
SANDUR
Depositacion fluvioglaciar dominante a partir de los márgenes del hielo
por perdida de capacidad de transporte de grandes volúmenes de agua
de fusión cargada con sedimentos. Se extiende en la zona proglaciar
una red de canales trenzados de gran movilidad que depositan gravas y
arenas originando una superficie de poca pendiente. Pueden ser
VALLES DE SANDAR O LLANURAS DE SANDAR.

Los VALLES DE SANDAR se forman cuando están confinados por

artesas glaciares, mientras que los que se desarrollan en los márgenes
de los casquetes de hielo se denominan LLANURAS SANDAR.
La zona proximal de un SANDAR tiene pocos canales de deshielo y se
caracteriza por una superficie de gravas con numerosas depresiones
cerradas, resultantes de la fusión del hielo enterrado, que se conoce
como KETTLED. Lejos de las masas de hielo aumenta el número de
canales trenzados. La zona distal se caracteriza por la presencia de
lagos proglaciares.

LAGOS en posiciones marginales y proglaciares. La descarga de

sedimentos forma playas y deltas glacilacustres; si el lago se drena
los depósitos de fondo constituyen llanuras de origen lacustre.
Los depósitos finos (limos y arcillas) son de carácter rítmico estacional
(ritmitas) y se denominan varvas.
EL DOMINIO PERIGLACIAR
Los ambientes periglaciares se caracterizan por un predominio de los
ciclos hielo- deshielo del terreno y por la existencia de permafrost o
terrenos permanentemente helado.
se desarrolla en las zonas polares de latitudes medias y bajas de
muchas cordilleras del mundo y en la actualidad ocupa una quinta parte
de la superficie del globo y, en periodos fríos pleistocenos, se estima
que otro 20% adicional ha experimentado condiciones periglaciares.
Se distinguen tres tipos de climas periglaciares: climas secos con
inviernos rigurosos, climas húmedos con inviernos pronunciados y
climas con débil amplitud anual de temperaturas.
Este dominio periglaciar se localiza sobre dos tipos principales de
vegetación, los bosques subárticos o septentrionales y el relativo a la
tundra ártica.

Características del permafrost

 El permafrost o terreno permanentemente helado se define como un
espesor de suelo, deposito superficial o roca que permanece por debajo
de 0°C más de dos años. El permafrost cubre aproximadamente el 22%
de la superficie terrestres del hemisferio norte, a lo que hay que añadir
áreas de los andes y la Antártida. A nivel global, un 14% de la superficie
terrestres tiene por debajo permafrost. En Canadá ocupa la mitad del
territorio y en Alaska un 80 %.

Sobre los continentes el permafrost se encuentra en dos situaciones:

permafrost polar y permafrost alpino. Este ultimo se desarrolla en zonas
montañosas y varía en función de la latitud y la altura.
Hacia latitudes más meridionales el permafrost se adelgaza y se dispone en
bloques lo que permite efectuar una clasificación en permafrost continuo y
permafrost esporádico.
La figura es un corte N-S en Canadá en la que se observa un aumento
del permafrost hacia el norte y su fragmentación en bloques, que quedan
separados por terreno no helado llamado TALIK.
Durante el verano el permafrost sufre un deshielo en la parte superior y
a esta zona que está sometida a continuos ciclos de hielo- deshielo se la
denomina CAPA ACTIVA O MOLLISUELO. A gran escala se observa un
aumento de la potencia de la capa activa con la disminución de la latitud
(distancia hacia el ecuador).
El permafrost Comienza a formarse a una temperatura media anual -
1°C o menor, a -4°C se extiende, con -6,5°C se hace continuo. En
Siberia permafrost fósil a -2°C.
La profundidad a la que se desarrolla el permafrost viene determinada
por el balance existe entre el calor geotérmico obtenido con el aumento
de la profundidad, en el que se produce un incremento de 1°C cada 30-
60 m, y el calor perdido en la superficie. El límite inferior del permafrost
se encuentra a una profundidad en la que la temperatura alcanza los
0°C como consecuencia del gradiente geotérmico. Por equilibrio entre la
temperatura atmosférica y el flujo geotérmico a cierta profundidad la
temperatura permanece constante (bajo 0°C) todo el año. Hacia abajo
sigue aumentando hasta llegar al punto de fusión (base del permafrost).
Hacia la superficie se desarrolla la capa activa, cuya base se encuentra
a una profundidad en la que la temperatura máxima anual de 0°C. las
fluctuaciones de temperatura que tienen lugar en la parte superior, como
consecuencia de las variaciones estacionales, se atenúan en
profundidad hasta un nivel de oscilación térmica anual, que se sitúa
entre 6 y 16 m.
La capa activa
Es la capa del suelo que se deshiela en verano y la que experimenta
mayores perturbaciones. Su espesor es de pocos cm a 3 m, y su base
es el nivel de permafrost.
La fusión y la congelación comienzan desde la superficie de la capa
activa, por eso en verano los niveles más superficiales están saturados
de agua, y en otoño una capa intermedia de agua desarrolla una presión
“criostática”.
Congelación “diferencial” en medios porosos.
“Segregación” del hielo en limos. Termokarst.

Acción de las heladas

El termino se usa para describir los diferentes procesos que resultan
básicamente de la actividad del hielo- deshielo. Es necesario conocer el
ritmo anual de hielo- deshielo de la superficie del suelo. Estos cambios
 pueden estar ligados a variaciones estacionales o ser de carácter diario,
como en los ambientes periglaciares alpinos de bajas latitudes en los
cuales las variaciones diurnas se relacionan con cambios en la
insolación.

LEVANTAMIENTO POR HELADAS

Durante la helada se producen presiones en todas las direcciones, pero
los movimientos del suelo se manifiestan por una componente vertical,
denominada LEVANTAMIENTO, y por otra horizontal llamada
TRASLACION.
El máximo levantamiento tiene lugar en zonas con abundante humedad
y durante el otoño, después del aumento de humedad resultante de la
fusión nival.
El levantamiento aumenta con la profundidad hasta unos 30 cm y se
produce fundamentalmente en la parte superior de la capa activa.
Los levantamientos de cantos traen consigo una clasificación vertical
granocreciente del suelo, fenómeno muy frecuente en muchas
acumulaciones periglaciares. Las piedras como las partículas finas del
suelo se levantan a medida que se expande el suelo. Con posterioridad
en el deshielo el material fino se asienta, mientras que la base de los
cantos todavía tiene hielo. Luego funde el lentejón de hielo y el hueco
resultante de la fusión se rellena por partículas finas.

Otro mecanismo de levantamiento por helada es producido por agujas de hielo

o pipkrake, que son cristales de hielo desarrollados cerca de la superficie que
en su crecimiento levantan cantos que colapsan durante el deshielo, ejerciendo
una labor de clasificación del suelo.
Los huecos alrededor de los cantos son el resultado del levantamiento por
helada y posterior asentamiento durante el deshielo.
DESPLAZAMIENTO DE MASAS
Transferencia de material dentro del suelo como consecuencia de la acción de
las heladas. Los movimientos son verticales y laterales. La causa principal es la
presión citostática. Durante el otoño comienza la congelación de la superficie
del suelo y a medida que el invierno se aproxima el frente de congelación va
penetrando en el suelo infrayacente. Como el contenido de humedad del
mismo es variable la congelación se produce desigualmente y como
consecuencia se generan diferentes expansiones volumétricas en el paso del
agua al hielo.
Se considera que estas presiones criostaticas son la causa fundamental del
origen de las CRIOTURBACIONES O INVOLUCIONES PERIGLACIARES.

INVOLUCIONES
Sin expresión superficial
Estructuras de deformación (roca meteorizada o en sedimentos)
producto de ciclos de hielo-deshielo; capas festoneadas o contorsionadas.
Estructuras caóticas, pliegues disarmónicos, inyecciones diapíricas,
fallamiento.
Congelación diferencial, segregación del hielo, presiones criostáticas.
Con expresión superficial
Pequeños montículos (alto 0,5 m; ancho 1-2 m) producidos por
congelación diferencial o presión citostática y extrusión de material.

AGRIETAMIENTO POR HELADAS

Se produce por contracción térmica al disminuir la temperatura de los suelos
helados. Estos se comportan como un sólido rígido y con el descenso de la
temperatura se generan fisuras o grietas de helada. Las grietas se originan en
invierno y en primavera se rellenan de nieve, agua percolante, agua
subterránea etc. Con el deshielo estacional la parte superior funde, mientras
que se preserva la grieta en el suelo permanentemente helado. cada año se
repite el proceso y se origina una CUÑA DE HIELO.

CUÑAS DE HIELO
Se forman a partir de grietas de contracción por helada, crecimiento estacional
por siglos, pueden llegar a +1 m de ancho y 10 m de profundidad.
En estratos horizontales de sedimentos aluviales finos (terrazas
fluviales y llanuras de inundación). Pueden ser epigenéticas o singenéticas.
Forman redes poligonales en permafrost (-6°C); sistemas fósiles
producen lineaciones en el suelo.
Cuñas fósiles (moldes) relleno capa activa y finos.
Cuñas actuales con relleno de arena en Antártida
CLASIFICACION POR HELADA
Las partículas del suelo se movilizan y clasifican por tamaños mas o menos
uniformes. Tres tipos de clasificación:
 Clasificación vertical, por levantamiento, en el que las partículas de
mayor tamaño se mueven hacia arriba dando origen a niveles en
disposición horizontal con distintos tamaños de partículas.
 Clasificación lateral, cuando el frente de congelación avanza las
partículas más finas se movilizan en trayectorias parabólicas alejándose
del frente, quedando rezagadas las partículas más gruesas.
 Clasificación mecánica, cuando se originan elevaciones domaticas en
superficie las partículas más gruesas se mueven por gravedad hacia los
bordes del domo.

MOVIMIENTOS DE MASA
En los ambientes periglaciares alcanzan una gran intensidad debido al elevado
contenido de agua de la capa activa, que disminuye la fricción y la cohesión en
el suelo.
La solifluxión es uno de los procesos mas generalizaos de las zonas
periglaciares. Se trata de un flujo lento de detritos empapados de agua. Se
utiliza el termino gelifluxión para las áreas de suelo helado.
LADERAS DE GELIFLUCION
Los movimientos diferenciales que experimentan los depósitos de ladera en su
desplazamiento hacia el valle, como consecuencia de creep de helada y
gelifluxión, dan lugar a diversas morfologías que se diferencian por su
geometría. Estas son: hojas de gelifluxión, bancos de gelifluxión y lóbulos de
gelifluxión.
Todas estas formas se desarrollan mejor en zonas de escasa vegetación y
también por lo general, en laderas orientadas al sol, en las que una mayor
radiación solar acelera el deshielo.
LAMINAS DE GELIFLUXION
Mantos de detritos mal clasificados, saturados en agua, fluyen por suaves
pendientes (5°- 15°), con velocidades de 1 a 12 cm/año (disminuyendo con la
profundidad).
La gelifluxión pude ser activa con pendientes desde hasta 1 °. Comienza con
el deshielo (primavera-verano) donde alcanza su máxima intensidad y
disminuye en otoño debido a la perdida de agua del suelo por evaporación y
flujo interno. Se incrementa con la pendiente, el porcentaje de agua del suelo y
disminuye progresivamente con el aumento de profundidad. Se restringe a los
50 cm superiores de la capa cativa. Esta fuertemente influenciada por el
tamaño de grano, ya que los sedimentos muy porosos proporcionan buen
drenaje y no favorecen el flujo saturado, a diferencia de las partículas finas que
retienen el agua y facilitan este tipo de movimiento.
Causas:
• Capa activa superficial fundida fluye sobre otras más profundas
heladas que no permiten la infiltración.
• Presión poral, por congelamiento diferencial, o sobrecarga.
• Iones libres, licuefacción de arcillas
• Comportamiento tixotrópico
Este flujo se combina con la reptación (creep de helada) que resulta
del desplazamiento de suelo al dilatarse perpendicularmente durante la helada
y asentarse en el deshielo.

GELIFLUXION, FORMAS SUPERFICIALES CARACTERISTICAS

• Terrazas (altura 1-5 m; ancho 5-25 m) con ribetes de cantos o de
césped. Guirnaldas.
• Cabalgamientos, apilamientos de capas
• Transporte de grandes bloques
 • Acumulación en fondo de valles fluviales
• Puede tener lóbulos y coladas de barro en su parte frontal.

PROCESOS NIVALES

Las avalanchas o aludes son frecuentes en montañas o zonas templadas y

raras en regiones polares.
Movimientos gravitacionales rápidos (+ 100 km/h) en laderas de 25° a
50°.
Pueden ser de nieve seca o húmeda, con detritos o aire; confinados o
libres, superficiales (nieve vieja) o de fondo (sustrato rocoso).
La inestabilidad de las acumulaciones de nieve se debe a varias
causas. Los aludes son más frecuentes después de que han tenido lugar
fuertes precipitaciones nivales, que producen una sobrecarga sobre la
nieve previamente depositada. La presencia de capas de nieve helada
antes de una nueva precipitación proporciona planos de debilidad
estructural por los que puede desencadenarse una avalancha.
Finalmente, la percolación de agua de fusión nival facilita la generación
de las avalanchas.
.
MODELADO RESULTANTE DE LA NIVACION

En las laderas se encuentran los nichos de nivación, con una delgada

película de nieve. El agua de fusión penetra en los materiales del sustrato y
cuando las temperaturas alcanzan el punto de congelación se produce
meteorización por helada. Las partículas resultantes pueden movilizarse por
gelifluxión y creep de helada y también por agua de escorrentía
reconociéndose acumulaciones al pie del nicho. El lixiviado de las partículas en
el interior del nicho de nivación conduce al desarrollo de pavimentos
periglaciares. La actuación sucesiva de los procesos de nivación trae consigo
el ensanchamiento de los nichos.
NICHOS DE NIVACION
• Depresiones en laderas rocosas de alta montaña con acumulación de
nieve y gelifracción por debajo; los detritos se van evacuando por
gelifluxión y reptación, y pueden formar un cono.
• Se los considera circos embrionarios, pueden evolucionar si se acumula
tanta nieve como para formar hielo glaciar.
• Presentan un escarpe o anfiteatro arqueado y a su pie un aterrizamiento
o ladera de suave pendiente que facilita la evacuación de detritos.
Por otra parte, se pueden originar al pie de acumulaciones nivales, existentes
en la base de ladeas escarpadas, cordones de gelifractos denominados
CORDONES DE NIVACION O PROTALUS RAMPARTS.

Los clastos provenientes de la parte superior rocosa de la ladera se deslizan

sobre la nieve y se acumulan al borde. Cuando ésta funde el cordón queda
rezagado y desconectado del perfil de la ladera.
FORMAS PERIGLACIARES
SUELOS ORDENADOS
Generados por procesos de clasificación, y desplazamiento de masas, tamaño
0,5 a 3 m. son microformas con forma de círculos de piedra o polígonos
(zonas planas) y bandas (pendientes > 5°). Delimitados, marcados por cantos
o vegetación, o por agrietamiento.
Son formas puramente superficiales, se generan en la capa activa.
Originados por muchos ciclos hielo-deshielo que producen levantamientos
diferenciales en los distintos tamaños; adicionalmente puede haber
abombamiento por presión criostática y convección, seguido de rodamiento de
los cantos.
No restringidos al permafrost.
PALSAS
Son pequeñas colinas desarrolladas en lugares pantanosos y en zonas de
permafrost discontinuo y esporádico. Su origen esta relacionado en gran parte
con la menor conductividad térmica de la turba saturada y helada. En invierno
la turba se humedece y aumenta su conductividad térmica penetrando
profundamente la helada, formándose el hielo segregado y por presión
criostática las elevaciones domaticas. Durante el verano, al secarse la turba
superficial actúa como aislante y es necesario mas calor y tiempo para que se
produzca la fusión de la parte anteriormente helada.

PINGOS
Se trata de colinas de forma cónica que, por lo general, desatacan sobre
extensas llanuras. Tienen un núcleo masivo de hielo, que se extiende algunos
metros por debajo de la superficie del terreno. El material que lo recubre suele
estar constituido por sedimentos sueltos como grava, arena y limo.
Características:
• 1500 colinas en llanura aluvial del río Mackenzie (altura 2-50 m y
diámetro 10-200 m), núcleo de hielo o capas interestratificadas de limo,
arena fina y hielo, buzantes del centro a la periferia.
• formas activas (crecen 0,5 m a 0,5 mm/año)
• pequeños en forma de domo, grandes con cráter.
Hipótesis de origen: “sistema cerrado” (talik bajo un lago aislante). Están en
relación con sistemas lacustres. El agua drenada hacia debajo de un lago, al
desarrollarse el permafrost, puede dar lugar a se produzca el asilamiento de
una parte de sedimentos saturados en agua y no helados. Al continuar la
congelación el aumento de volumen del agua atrapada al congelarse genera
una presión criostatica, esta agua se hiela para generar el cuerpo masivo de
hielo.
En otras regiones, formas fósiles similares se cree que se originaron en un
“sistema abierto” (migración de talik). Los pingos de sistema abierto situados
una gran parte en Alaska y Groenlandia, se localizan en áreas de permafrost
poco potente. Se originan por la presión hidrostática que resulta por diferencias
de altura. Se localizan en zonas topográficamente bajas (fondos de valle, o
partes distales de suave pendiente).
CANCHALES Y CONOS DE DERRUBIOS
Los canchales son mantos de derrubios que recubren las laderas,
principalmente en sus partes medias y bajas, y estos clastos proceden de las
áreas escarpadas superiores constituidas por rocas resistentes. Los perfiles de
estas acumulaciones son en general cóncavos y tienen mayor inclinación en la
parte superior. La pendiente del canchal corresponde con la del ángulo de
reposo del material mas grueso depositado y oscila entre 25° y 40°. La rotura
de las rocas puede producirse de varias formas, pero la crioclastia es el
proceso dominante. Los gelifractos resultantes se movilizan ladera abajo por
rodadura, creep y en ocasiones por pequeños deslizamientos. El material
depositado se deposita finalmente dando lugar a conos de derrubios.

CAMPOS O LLANURAS DE BLOQUES

Extensas acumulaciones de clastos angulosos, en los que más de la mitad de
la superficie está cubierta por bloques empastados por partículas de menor
tamaño. Se desarrollan en superficies horizontales o de débil pendiente y se
establece una inclinación de 5° como límites entre campos y laderas de
bloques. Reflejan intensa acción de crioclastia.
LADERAS DE BLOQUES
Acumulaciones que se producen al pie de escarpes de rocas resistentes
donde la meteorización por helada libera gelifractos que se movilizan ladera
abajo. Los ejes de los clastos por lo general están orientados en la dirección de
máxima pendiente y el depósito presenta una clasificación, estando los
fragmentos más grandes en superficie y los finos en profundidad.

RIOS DE BLOQUES
Constituidos por gelifractos de gran tamaño y se localizan en valles de ladera o
en el fondo de valles principales.

Felsenmeer: bloques de más de 1m, los finos se lavan, alineados en laderas,

áreas poco vegetadas.
GLACIARES ROCOSOS
Constituyen uno de los rasgos más sobresalientes de las áreas de
periglaciarismo alpino. Se trata de una masa de clastos angulosos, en forma de
lengua o lobada, con hielo en su interior que se mueve ladera abajo. Este hielo
cementa los detritos o está bajo la forma de un núcleo de hielo cubierto por
fragmentos rocosos, que al fundir genera una depresión en la superficie. Los
glaciares rocosos se sitúan por lo general al pie de paredes escarpadas, que a
veces constituyen los bordes de los anfiteatros de circo o laderas abruptas de
valle en artesa.
La anchura de los glaciares rocosos varía entre 100 y 500 m y su longitud
puede superar el km. La potencia del depósito alcanza en ocasiones los 50 m.
Presentan un frente escarpado, cuya inclinación oscila entre 35 ° y 45°.
El volumen transportado por el glaciar rocoso supera normalmente el millón de
metros cúbicos. El movimiento es consecuencia de la deformación plástica del
hielo está controlado por la pendiente y el contenido de hielo, así como la
temperatura y el tamaño de los clastos en su interior.
Glaciares rocosos: masas lobuladas, espesor h/30 m, débil gradación

Movimiento lento (0,5 – 1,5 m/a), pueden estabilizarse

GREZES LITEÉS
Se trata de depósitos de ladera de clastos angulosos estratificados. La
estratificación viene dada por una alternancia de capas de clastos
equigranulares, de tamaño canto, con otras de material más fino que pude ser
arcillas limos y arenas. La capa de clastos de mayor tamaño presenta una
estructura grano soportada, es decir carece de matriz en los intersticios, por lo
que los clastos están sueltos. Aparecen con cualquier orientación. Se
encuentran sobre pendientes de 7 a 45° y pueden alcanzar potencias de hasta
40 m. son relativamente frecuentes en latitudes medias y no se conocen en
zonas polares. Para su formación son necesarias oscilaciones térmicas
alrededor de 0° para que la crioclastia genere gelifractos, agua suficiente para
clasificar el depósito y vegetación escasa o inexistente. La estratificación y la
clasificación se interpretan como debidas a agua de fusión de acumulaciones
nivales.

AMBIENTE PERIGLACIAR EN NUESTRO PAIS

• Se ubica en una franja definida por características geográficas y de
topografía, y por temperatura, ubicada entre la zona glaciaria y el límite
del bosque.
• Según Corte es una franja de 1600 m de ancho, en los Andes Centrales
va de 3200 a 4800 m.

AMBIENTE GLACIAR EN ARGENTINA

Proteger los glaciares, crítico recurso de agua en alta montaña, que hoy se
encuentra en peligro por:
• Tendencias climáticas naturales
• Cambio climático global por actividades antrópicas
• Actividad local industrial, y extractiva, tratada específicamente por la
Ley de Glaciares (2011)
• Impacto de la construcción de carreteras.
AMBIENTE PERIGLACIAR
La ley lo protege por:
• Ser una de las mayores fuentes de aporte hídrico proveniente de hielo
luego del derretimiento de la nieve invernal
• Los suelos congelados actúan como reguladores de cuencas e
importantes reservas hídricas de alta montaña
DEFINICION DEL IANIGLIA
Ambiente de clima frío, no glaciario, el cual se encuentra por encima del límite
del bosque, si es que éste existe, y caracterizado por:
• Suelo congelado permanente o permafrost
• Dominio de los ciclos de congelamiento y descongelamiento que afectan a las
rocas y a la parte superior del suelo, y de procesos periglaciales formadores de
crioformas
 Ley 26.639: Régimen de Presupuestos Mínimos para la
Preservación de los Glaciares y del Ambiente Periglacial

Art. 1° La presente ley establece los presupuestos mínimos para la protección

de los glaciares y del ambiente periglacial con el objeto de preservarlos como
reservas estratégicas de recursos hídricos para el consumo humano; para la
agricultura y como proveedores de agua para la recarga de cuencas
hidrográficas; para la protección de la biodiversidad; como fuente de
información científica y como atractivo turístico.
El artículo 2 dice: son parte constituyente de cada glaciar el material detrítico
rocoso y los cursos internos y superficiales de agua. Asimismo, se entiende por
ambiente periglacial de montaña, al área con suelos congelados que actúa
como regulador del recurso hídrico.

Art. 5º – Realización del Inventario. -

El inventario y monitoreo del estado de los glaciares y del ambiente
periglacial será realizado y de responsabilidad del Instituto Argentino de
Nivología, Glaciología y Ciencias Ambientales (IANIGLA) con la coordinación
de la autoridad nacional de aplicación de la presente ley.
Art. 6º – Actividades prohibidas.
En los glaciares quedan prohibidas las
actividades que puedan afectar su condición natural o las funciones señaladas
en el artículo 1º, las que impliquen su destrucción o traslado o interfieran en su
avance, en particular las siguientes:
a) La liberación, dispersión o disposición de sustancias o elementos
contaminantes, productos químicos o residuos de cualquier naturaleza o
volumen. Se incluyen en dicha restricción aquellas que se desarrollen en el
ambiente periglacial.
b) La construcción de obras de arquitectura o infraestructura con excepción de
aquellas necesarias para la investigación científica y las prevenciones de
riesgos.
c) La exploración y explotación minera e hidrocarburífera. Se incluyen en dicha
restricción aquellas que se desarrollen en el ambiente periglacial.
d) La instalación de industrias o desarrollo de obras o actividades industriales.
Impactos ambientales en glaciares y zonas periglaciales

• Modificación de laderas montañosas

• Alteración del movimiento natural de hielo y detritos rocosos
• Explosiones y vibraciones, creando inestabilidad y alterando estructuras
y formas
• Introducción de caminos, alteración del flujo y efecto térmico
• Depósitos de residuos y escombros, sobrecarga y cambios de coloración
• Contaminación química, con producción de calor y contaminación del
agua de deshielo
CLASIFICACION DE LAS ZONAS ARIDAS
Basada en la relación entre precipitación y evapotranspiración potencial. Déficit
hídrico si PP/ET < 1 (las precipitaciones son menores que la evaporación
potencial)
ET= perdida de humedad por evaporación y transpiración.
Evapotranspiración potencial: máximo que se puede evaporar. Toda la
evapotranspiración que se podría producir en un terreno si hubiera la suficiente
cantidad de agua disponible.
En las zonas áridas nunca se llega a la evapotranspiración máxima, porque
hay un déficit hídrico.

Zonas áridas (12,1%)

Evapotranspiración potencial > precipitaciones < 250 mm/año
Desiertos sin vegetación
Zonas semiáridas (17,7%)
250 mm/año < precipitaciones < 500 mm/año
Estepas- vegetación arbustiva
Vegetación adaptada a la sequedad (xerófila), arbustos.
Zonas hiperáridas (7,5%)
no hay un régimen estacional de precipitaciones, puede pasar más de 1 año
sin llover.
Meteorización física: termoclastismo
Desierto sin vida vegetal

DESIERTOS EN EL MUNDO
El 37,3% del globo terráqueo está ocupado por zonas áridas, correspondiendo
el (17,7%) a las regiones semiáridas, el (12,1%) a las zonas áridas y el (7,5%)
a las zonas hiperaridas. La mayor extensión de las zonas áridas se encuentra
en una franja desarrollada al norte de África y Asia y comprende los desiertos
de Sahara, Arabia, Pakistán, India, Asia central. En África del sur se localiza el
desierto de Nabib-Angola y el del Kalahari. Al oeste de Sudamérica se sitúa el
desierto costero de Perú y Chile y las regiones áridas andinas y de la
Patagonia. El continente australiano está ocupado un 75 % de su superficie por
desiertos

DESIERTOS, CAUSAS DE SU ARIDEZ

ZONAL. El ejemplo mas representativo es el desierto de Sahara. Se

caracterizan por extensas zonas de gran aridez, rodeadas por pequeñas
franjas semiáridas.
Esta causa de trata de estar ubicado dentro de una faja entre los 15 ° y 35°
llamada zona anticiclónica, donde el aire frio y seco desciende.

Ciclones: lugares en los que el aire se calienta respecto al aire que lo rodea, se
calienta y sube. Son los puntos en los que se producen tormentas.
Anticiclones: el aire es frio respeto al aire que lo rodea y por lo tanto baja. Al
bajar se calienta y se carga de humedad, originando zonas muy secas.

CONTINENTALIDAD
 En latitudes medias, los frentes productores de lluvia van perdiendo
paulatinamente su humedad a lo largo de su recorrido hacia el interior de los
continentes, alejándose del océano. En estas regiones son frecuentes los
inviernos fríos y los veranos calientes. Desierto de Asia central.
EFECTO OROGRAFICO se manifiesta por la presencia de zonas de sombras
de lluvia situada a sotavento de las cadenas montañosas, en regiones de
vientos dominantes como son los vientos del Oeste. Las masas de aire al
descender por la vertiente de la cordillera se calientan y secan
adiabáticamente. La cordillera de los andes ejerce efecto de barrera contra las
lluvias.
Debido a la cordillera de los andes, el aire húmedo que viene del pacifico se ve
obligado a subir y llega hasta cierta altura en las cuales las bajas temperaturas
hacen que se condense la humedad que lleva y precipite en forma de lluvia.

CORRIENTES OCEANICAS FRIAS poca evaporación marina y condensación

de humedad del aire. ejemplos los desiertos costeros de Perú-chile, namibia-
Angola. Las corrientes oceánicas frías correspondes a las de Humbold y
Benguela. La evaporación de la superficie del mar es pequeña y las
precipitaciones son escasas o nulas.

LA SUPERFICIE DE LOS DESIERTOS, PAVIMEBTOS, BARNICES Y

COSTRAS.
PAVIMENTOS DESERTICOS. Formados por fragmentos rocosos angulosos o
redondeados, englobados en una matriz de materias mas fino tamaño arena,
limo y arcilla. Localmente en el desierto de Sahara se denominan hamadas.
El proceso mas importante en su formación es la deflación, en la que las
partículas finas son exportadas por el viento, quedando el material grueso
como un residuo, que llega a constituir el pavimento.
BARNIZ DEL DESIERTO fina película de tonos oscuros sobre materiales
aflorantes. El color dominante es negro o marrón y se debe al enriquecimiento
en Fe y Mg. Se desarrolla sobre todo tipo de rocas, pero mejor en las
silicatadas. Esta formado por Si, Al, Fe y Mn. Normalmente no aparece barniz
en materiales holocenos, lo que indica que se necesita al menos 10000 años
para su formación. Los constituyentes del barniz derivan de fuentes externas,
por aporte de polvo eólico o transporte hídrico en disolución.

DESIERTOS CARACTERISTICAS
 Escasez o ausencia de vegetación.
 Corrientes de convección, vientos, lluvias torrenciales.
  Meteorización física produce fragmentos angulosos; regolito delgado y
discontinuo de textura gruesa.
 Laderas abruptas en rocas resistentes; de ángulo de reposo en
materiales sueltos; de lavado con surcos y barrancos.
 Caídas y deslizamientos; flujos de detritos y coladas de barro
 Erosión por salpicadura mueve partículas pendientes abajo.
 Erosión hídrica y eólica; el viento como agente importante.
 Drenaje interior, por evaporación e infiltración (influente); nivel freático
bajo (sin flujo basal)
MODELADO MESETIFORME Y DE PIE DE MONTE
Laderas
 Simples: un solo tipo de rocas
 Compuestas: formas por rocas más resistentes arriba y menos
resistentes abajo
escarpa y ladera (de rocas erosionables);
escarpa y talud (coalescencia de conos de detritos coluviales
producidos por meteorización mecánica y caída)
 Complejas: duras y blandas alternadas (mesas estructurales)
Bajada: coalescencia de abanicos aluviales
Playa: cuenca cerrada, nivel de base local en ascenso, con los sedimentos
más finos; puede tener un lago y evaporitas. Superficie chata
Pedimento: por retroceso paralelo de la ladera; sector de erosión y transporte
con suave pendiente (3-15°); quedan remanentes de erosión (inselbergs); en
zona distal planicie aluvial; pedimentos de flanco y convergentes
ABANICOS ALUVIALES tienen intercalación de rocas permeables y rocas
impermeables y eso da buenos acuíferos.
Cuando en el frente montañoso hay muchos abanicos aluviales que se unen
lateralmente unos con otros se origina la geoforma llamada BAJADA.
Para que se formen estas geoformas debemos tener: abundante cantidad de
sedimentos en la montaña, una cuenca receptora y corriente de agua.
Esta situación no se presenta en nuestro frente de barda.
 Lo que mas predomina en nuestra zona son geoformas que se llaman
PEDIMENTOS, son forma de erosión.

PEDIMENTO
Superficie de erosión y transporte
Forma aplanada
Pendiente suave <5°, a diferencia de las bajadas que tienen pendiente más
pronuncia. Además, las bajadas tienen forma cóncava en perfil.
El pedimento normalmente esta cubierto por gran cantidad de detritos. Arriba
del pedimento el agua corre en forma de manto que va transportando detritos.
EN NUESTRA ZONA CLIMATICA
 Déficit hídrico, precipitaciones < 250 mm, a principios del invierno y
lluvias convectivas muy erosivas en verano
 Vegetación de estepa arbustiva, plantas espaciadas por gran desarrollo
radicular.
 Rocas sedimentarias continentales, Gr. Neuquén
 Suelos delgados o inexistentes
 Meteorización mecánica, haloclastía y crioclastía
 Remoción en masa: caídas, flujos
 Erosión hídrica y eólica (superficie meseta y ladera)
 Dinámica fluvial de ríos alóctonos (ahora regulados)

EL VIENTO COMO AGENTE GEOMORFICO

 Se origina por variaciones de la presión atmosférica causadas por
diferencias de temperatura
 Es un agente importante donde no hay vegetación o humedad
(desiertos, playas, campos arados).
 Comparado con el agua, tiene mucho menos densidad y viscosidad, su
competencia es muy inferior y su capacidad también (casi nunca está
completamente cargado).
  Transporta mucho material porque abarca grandes áreas y desarrolla
mayores velocidades
 Es muy selectivo, transporta arena y finos, de diversos ambientes:
abanicos, planicies aluviales, costas.

CARACTERISTICAS Y PROCEDENCIA DE LAS PRTICULAS EOLICAS

Los materiales transportados por el viento son en general de composición
diversa, como fragmentos de rocas y minerales y partículas orgánicas. Los
tamaños de los materiales movilizados son en general arena y limo, aunque
pueden transportarse agregados de arcilla en presencia de sal. El tamaño
especifico, tamaño y forma de las partículas influye en la erodabilidad y
capacidad de transporte del viento. Las acumulaciones arenosas eólicas están
generalmente bien clasificadas. La mayor parte del origen de las partículas
derivan de materiales sueltos que se localizan en las áreas continentales en los
fondos de los ríos desérticos, abanicos aluviales, terrazas lacustres fondo de
playas etc.

MOVILIDAD DE LAS PARTICULAS POR EL VIENTO

Las partículas de mayor tamaño precisan para movilizarse una velocidad
mayor. Las partículas más pequeñas (<0.06mm) también necesitan
velocidades mas altas para el arranque. Esto se debe a las fuerzas de
cohesión electrostáticas. Los tamaños de arena (0.04-0.40mm) son los que
más fácilmente se movilizan. A medida que aumenta el levantamiento y
arrastre de la partícula existe un valor critico de la velocidad de cizalla del
viento en el que la partícula inicia su movimiento. Este es el umbral de fluido (o
estático). Una vez que se produce el arranque, el bombardeo sobre los granos
minerales disminuye la energía requerida para mantener las partículas en
movimiento. Este es el umbral de impacto o dinámico , en el que se requieren
menores velocidades para mover un grano estacionario por empuje de fluido.
TIPOS DE TRANSPORTE EOLICO
Existen cuatro formas de movilización: rodadura, reptación, saltación y
suspensión. Estos tipos de movimiento dependen fundamentalmente del
tamaño de grano de las partículas disponibles.
La rodadura supone la traslación de partículas gruesas (0.5-2mm) sobre la
superficie, debido al empuje del viento y al impacto de granos por saltación.

Saltación
Los granos de arena se mueven por arrastre y rolido, al golpear a otro grano lo
hacen saltar al aire, éste se desplaza en la dirección del viento, y al caer
impacta otros granos que saltan a su vez, produciéndose una reacción en
cadena por rebote elástico. Este transporte a baja altura es detenido por
cualquier obstáculo, originando depósitos.
El viento sobre una superficie arenosa tiene flujo turbulento, con pequeños
remolinos, debido a su rugosidad.
Un depósito de limo y arcilla es tan terso que no hay remolinos, ni siquiera un
viento fuerte puede mover las partículas. Además, tienen mayor cohesión por
humedad absorbida en sus superficies.
Suspensión
Las partículas finas de limo y arcilla son elevadas por corrientes ascendentes y
por su baja velocidad de caída permanecen mucho tiempo en suspensión,
viajando mucho más lejos que la arena.
MECANISMOS DE TRASNPORTE
Transporta sedimentos en 2 capas:
 Una inferior con granos de arena (0,15-0,3 mm) se puede extender
desde la superficie del terreno hasta aproximadamente 1 m de altura
 Otra superior con nubes de limo y partículas de arcilla puede llegar a
alturas de más de3 km.
La carga puede llegar a miles de toneladas/km3.

RIPPLES (formas deposicionales)

Son las acumulaciones eólicas más pequeñas y constituyen la respuesta
inicial de las superficies arenosas al transporte por el viento. Se orientan
perpendicularmente a la dirección de transporte del viento. Por lo
general son asimétricos en sección transversal, las longitudes de onda
varían entre unos pocos cm y decenas de metros y las alturas fluctúan
entre 1 cm y unos 30 cm. Los megaripples son formas cuya longitud de
onda se encuentra entre 1m y 25m. se originan por fuertes vientos y
están constituidos por arenas gruesas.
Los ripples eólicos están íntimamente asociados con la saltación de la
arena.
PROCESOS DE EROSION
 Deflación
Resultado de movilización y transporte de material suelto superficial.
Captura o arranque de material suelto o poco consolidado, fuerzas de
levantamiento y arrastre.
 Tamaños más susceptibles de 0,06 a 0,4 mm, granos arena.
Esfuerzo de corte > cohesión – empaque – peso
(velocidad + rugosidad = turbulencia)
 Abrasión
Desgaste por bombardeo de partículas sobre roca coherente.
 Atrición
Fragmentación por impacto con otros granos

DEFLACION
 En desiertos, cuencas cerradas, playas costeras, campos arados en
épocas de sequía.
 Impedida por la vegetación, limitada por el nivel freático. Detenida por
la formación de pavimento del desierto.
 Cuencas de deflación. A sotavento pueden desarrollarse lunettes dunas
de arcilla, limo y sales (pellets)
 Pozos de deflación o blowouts, en dunas de arena.
 Bajos hidroeólicos: Bajo de Añelo, Bajo de San Julián (-105 m)

EROSION Y FORMAS RESULTANTES

Ventifactos
Cantos que presentan superficies suavizadas, pulidas y facetadas por el
impacto de partículas transportadas por el viento. También van
acompañados por pequeñas oquedades, acanaladuras y surcos.
Las facetas se orientan perpendicular a la dirección del viento. Las
oquedades son pequeñas depresiones cerradas que se producen por la
acción del viento. Se inclinan 55°a 90° con respecto a la dirección del
viento indicando el lado del barlovento. Si disminuye el ángulo se llaman
acanaladuras. Los surcos eólicos son más largos que las anteriores y
reflejan también la dirección del viento dominante en un área.
Los ventifactos son el resultado del impacto de partículas en saltación y
suspensión. En cuanto a su origen, una teoría bastante aceptada se
basa en la rotación de los cantos alrededor de un eje vertical, a la que
puede unirse el vuelco por socavación debido a la deflación.
 La dirección del viento puede obtenerse a partir de los ventifactos y
formas asociadas.

Yardangs
Su forma parece la del casco de un barco invertido, en numerosos casos son
de techo plano. La cara que da al viento es chata, mientras que el lado que va
al sotavento se estrecha y pierde altura. Suelen presentarse agrupados y sus
ejes mayores son paralelos a la dirección de los vientos de mayor
intensidad .se esculpen sobre todo en materiales blandos, como arenas eólicas
y depósitos fluviales y lacustres. En general pueden desarrollarse en una
amplia variedad de litologías, desde sedimentos semiconsolidados a granitos u
otras rocas más resistentes.
Los yardangs se producen posiblemente por procesos de abrasión y deflación.
La abrasión constituye al pulido y a la socavación basal en los frentes y flancos.
La deflación es importante en los que están constituidos por litologías poco
consolidadas.

Cuencas de deflación
Depresiones cerradas, con formas generalmente redondeadas, elípticas y de
bordes redondeados. Se desarrollan preferentemente en sedimentos
pobremente consolidados.
 Los sistemas de drenaje antiguos desarrollados en extensas áreas de bajo
relieve son lugares idóneos para la generación de estas cuencas de deflación.
En desiertos de arena se encuentran grandes extensiones de cuencas de
deflación interdunales. Se forman como consecuencia del desarrollo de
campos de cordones de dunas.
En los márgenes de sotavento de las cuencas de deflación se desarrollan
frecuentemente arenas areno-arcillosas en forma de media luna denominadas
lunnetes. Suelen alcanzar entre 10 y 50 m. La superficie de estas dunas suele
estar colonizada por vegetación, lo que facilita la acreción.
Las partículas del fondo de la cuenca de deflación se fragmentan por
desecación y se movilizan depositándose en los bordes de la depresión
cerrada. La presencia de sal que impide el desarrollo de vegetación en el fondo
de la depresión produce la agregación de las partículas arcillosas que
posteriormente serán exportadas. Los pellets de arcilla y sal que forman la
lunetta se lixivian por precipitaciones.
Las grandes cuencas de deflación suelen tener un origen poli genético,
aunque la deflación juegue un papel fundamental.
ACUMULACIONES EOLICAS.
Resultan de la sedimentación de partículas transportadas por el viento, que dan
origen a depósitos de arena y polvo.
El termino erg o mar de arena comprende una gran superficie cubierta de
arena, que cubre como mínimo un área de 125km².
Otros grandes cuerpos de arenas eólicas no tienen forma de dunas y se les
denomina mantos de arenas. Pueden alcanzar un área de unos pocos km²
hasta unos 100000 km ². Su desarrollo esta controlado por la vegetación,
tamaño de grano, niveles freáticos superficiales, inundaciones estacionales y
costras superficiales.
Factores que afectan el desarrollo de los ergs
Para la formación de los ergs se necesitan tres requisitos: grandes suministros
de arena, condiciones climáticas y topográficas adecuadas y suficiente energía
del viento.
El 90 % de las partículas de los ergs activos son arenas cuya mayoría deriva
de depósitos fluviales, litorales y lacustres.
PROCESOS DOMINANTES EN LAS DUNAS
En las dunas el comienzo, desarrollo y obtención de una morfología en
equilibrio viene dada por el balance entre la erosión y la sedimentación, las
cuales controlan la morfología de la duna. El comienzo de una duna implica
una sedimentación local que se produce por un descenso de la velocidad de
transporte. La acumulación se inicia en pequeñas irregularidades de la
superficie o pequeños obstáculos de vegetación.
 Las laderas de barlovento de una duna son una zona de importantes cambios,
que se manifiestan por modificaciones en la pendiente de la ladera, rugosidad,
velocidad de cizallamiento y descarga de arena. Es una zona de máxima
erosión y en ella la velocidad del viento aumenta hacia la zona más elevada.
Las crestas pueden tener forma recta o bien constituyen la zona mas elevada,
separada del borde que da paso al sotavento.
En las laderas de sotavento las velocidades del viento y el transporte de arena
disminuyen rápidamente por expansión del flujo entre la cresta y el borde y
separación del mismo en la cara del sotavento.
CLASIFICACION DE LAS DUNAS
DUNAS TRASNVERSALES
La dirección principal del flujo de arena es perpendicular a la cresta. Crecen y
mantienen un equilibrio en su forma y tamaño. Son mas largas en la dirección
perpendicular a la del viento dominante y las laderas de barlovento son de
menor pendiente que las de sotavento.

BARJANES
Dunas aisladas en forma de media luna desarrolladas sobre un substrato poco
coherente. Sus extremos apuntan en la dirección del viento. La erosión y
sedimentación de los barjanes se caracteriza por la erosión de las laderas de
barlovento y la sedimentación de las de sotavento.
TRANSVERSAS
Constituidas por cordones fundamentalmente perpendiculares al viento; su
perfil es asimétrico con la ladera de barlovento de poca pendiente y la de
sotavento de inclinación acusada. El cordón es ondulado, la altura no suele
superar los 10m y el espaciado entre las dunas es de 100 a 600m.
DOMO
Son bajas y de cresta aplanada, sin una ladera mas abrupta que otra y de
forma en planta circular o elíptica.
INVERSAS
El transporte de arena es perpendicular a las crestas. Se originan por vientos
totalmente opuestos, correspondientes a dos estaciones.
DUNAS LINEALES O LONGITUDINALES
Son las mas frecuentes y tienen gran longitud de hasta mas de 200 km. Son
bastante rectilíneas y paralelas con un espaciado regular y una sección más
simétrica que las dunas transversas.
Se pueden diferenciar, dentro de las dunas lineales, las variedades simples,
compuestas y complejas. Las primeras constan de un cordón estrecho, que
puede superar los 200km, con una cresta recta o sinuosa. El perfil trasversal es
recto o redondeado, con un espaciado interdunas regular. Las compuestas
constan de dos o mas cordones de dunas muy próximos o superpuestos sobre
la cresta.
DUNAS PIRAMIDALES Y RETICULADAS
Las dunas piramidales, también llamadas dunas en estrellas, son mayores
existentes en los ergs. Soportan un gran volumen de arena y parece que se
localizan en zonas de gran sedimentación. Además de su gran tamaño y
morfología piramidal presentan un conjunto de tres o cuatro brazos radiales, los
cuales convergen en la cima.
Las rosas de los vientos elaboradas en distintos desiertos en dunas
piramidales indican que los vientos son multidireccionales de energía variable.
Las interacciones entre los cambios de viento estacionale concentran la
sedimentación de arena en las partes centrales de la duna. Los brazos
principales de la duna piramidal se disponen aproximadamente transversos o
débilmente oblicuos a las direcciones del viento dominante local. Los brazos
menores se sitúan paralelos y transversos al rumbo de los vientos secundarios.
Las dunas reticuladas se desarrollan bajo una cubierta de arena y están
formadas por dunas de pocos metros de altura.
MANTOS DE ARENA Y ZIBARS
 Los mantos de arena son acumulaciones con pequeñas dunas sin caras de
avalancha, que se desarrollan en un terreno muy aplanado. Las bandas y
cordones de arena son formas alargadas y constituyen una variedad de mantos
de arena. Las superficies pueden ser irregulares, onduladas, con o sin ripples.
Muchos mantos de arena actúan como base o soporte para dunas móviles.
Globalmente, la extensión supera el millón y medio de km². En general son
depósitos pobremente clasificados.
Los zibars también son arenas aplanadas con dunas sin cara de avalancha con
depósitos de poco espesor. Forman ripples y megarriples, los depósitos son de
arena gruesa y se asientan sobre un substrato duro.
DUNAS OBSTACULIZADAS POR VEGETACION
Las áreas con dunas de escasa movilidad son los lugares idóneos para el
crecimiento de plantas debido a la retención hídrica por la arena. Esta cubierta
vegetal modifica el flujo del viento y en ella la arena eólica puede quedar
atrapada. Estas dunas proceden de la estabilización de la arena eólica
alrededor de las plantas (nebkhas y dunas costeras) y de la erosión de
superficies cubiertas por vegetación (blowouts y dunas parabólicas). Aunque
son prácticamente fijas, experimentan cambios en su forma y tamaño durante
ciclos estacionales.
Los nebkhas, también llamadas dunas de arbustos constituyen pequeñas
lomadas atrapadas por la planta, alargadas en el sentido de transporte de
arena y ubicadas en la zona de sotavento. Están constituidas por arena, limo y
aglomerados de arcilla.
Los blowouts son morfologías producidas por deflación, constituyen
depresiones cerradas en arenas eólicas sueltas hasta el límite de las raíces de
las platas y pueden sufrir cambios importantes en breves periodos de tiempo.
La cobertera vegetal es muy importante en el desarrollo de estas formas.
Pueden iniciarse cuando la cobertera de vegetación es ralada o desaparece
debido a un cambio climático árido de prolongada sequedad. La vegetación
disminuye la rugosidad, con lo que se incrementa la superficie de barrido y la
exportación de material.
La deflación trae consigo la profundización del área sin vegetación. Los vientos
alcanzan su máxima velocidad en el fondo de la depresión, donde se originan
vórtices verticales que expulsan la arena hacia los bordes. La arena exportada
se fija en las plantas del borde de la depresión cerrada, formando un lóbulo
deposicional, que forma parte del blowout.
DUNAS OBSTACULIZADAS POR VEGETACION
Cuando las arenas eólicas en movimiento se encuentran con impedimentos
tipográficos como colinas, escarpes, bloques se producen aceleraciones y
expansiones del flujo de aire alrededor del obstáculo. Estas circunstancias
suelen traer consigo erosión o acumulación de arena y las dunas producidas
son estáticas.
LOESS
 Depósitos eólicos de limo, con algo de arcilla y arena fina (depósitos
puros con espesor notable). No presentan estratificación. En la
mineralogía de los loess por lo general domina el cuarzo, al que
acompañan feldespatos, micas y calcita. Se forman por acumulación de
polvo eólico. Su coloración puede ser gris, blanca, amarilla, parda y roja.
 Origen glacial: depósitos de valles fluvioglaciares (grava-arena-limo),
deflacionados por falta de vegetación y acumulados a sotavento de los
mismos; estabilizados por su finura y después cubiertos por vegetación.
 Origen desértico: aluvión fino depositado en bajos de grandes desiertos
(Asia Central) y acumulado a sotavento de estos (occidente de China)
 Sedimentos antiguos: al igual que las dunas permiten inferir
paleoambientes y direcciones de vientos.

Las acumulaciones de loess ocupan aproximadamente un 10% de la superficie

terrestre emergida. Desarrollándose sobre todo en Europa, Estados Unidos y
Argentina. En China cubren más de un millón de km².
DESERTIFICACION
“Disminución o destrucción del potencial biológico de la tierra que puede
conducir a condiciones semejantes a los desiertos” FAO 1977
Principal factor: degradación del suelo
(pérdida de calidad y de productividad potencial)
 Física: movilización de partículas más finas
 Biológica: disminución de cantidad de materia orgánica
 Química: concentración de sales solubles (más del 2% de cloruros,
sulfatos, carbonatos, de Na- Mg – Ca)
 A partir de la degradación actúa la erosión hídrica y eólica
DESERTIFICACION POR CAUSAS ANTROPICAS
 Causas: riego, malas prácticas agrícolas (cultivos abusivos o
inadecuados), deforestación, sobrepastoreo.
 Remediación: nuevas especies resistentes a la escasez de agua y a las
sales, mejorar el uso del agua, medidas contra la erosión hídrica y
eólica, educación.