Geomorfología Fluvial
Geomorfología Fluvial
Geomorfología Fluvial
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<strong>Geomorfología</strong><br />
Geomorfolog a<br />
<strong>Fluvial</strong><br />
IPA<br />
Material elaborado por<br />
Lic. Prof. Gabriela Fernández<br />
Cataratas del Iguazú<br />
Fotografías: Thomas Colin, 2005
<strong>Geomorfología</strong> Geomorfolog a <strong>Fluvial</strong><br />
Se interesa por el estudio de los procesos y las<br />
formas relacionadas con el escurrimiento de los<br />
ríos. os.<br />
Los ríos r os constituyen los agentes más m s importantes<br />
en el transporte de materiales intemperizados de<br />
las áreas reas elevadas para las más m s baja, de los<br />
continentes para el mar.<br />
Definiciones:<br />
Ríos os- Corrientes continuas de aguas, más m s o<br />
menos caudalosas, que desaguan en el mar o en<br />
un lago.
Cataratas del IguazúFotografías: Thomas Colin, 2005
Generalidades<br />
Todos los acontecimientos que ocurren en la<br />
cuenca hidrográfica hidrogr fica repercuten, directa e<br />
indirectamente en los ríos. r os.<br />
Factores de control:<br />
- Condiciones climáticas,<br />
clim ticas,<br />
- -cobertura cobertura vegetal y<br />
- -la la litología: litolog a:<br />
son los factores que controlan la morfogénesis morfog nesis de<br />
las vertientes y en el tipo de carga detrítica detr tica que<br />
aporta a los ríos. r os.<br />
El estudio y el análisis an lisis de los cursos del agua sólo s lo<br />
puede ser realizada en función funci n de perspectiva<br />
global del sistema hidrográfico.<br />
hidrogr fico.
Hidrología Hidrolog a y Geometría Geometr a Hidráulica Hidr ulica<br />
Los ríos r os funcionan como canales de<br />
escurimiento.<br />
escurimiento<br />
El escurimiento fluvial comprende la<br />
cantidad total de agua que alcanza los<br />
cursos de agua, incluye el escurrimiento<br />
pluvial, que es inmediato<br />
Escurrimiento=Precipitación- Escurrimiento=Precipitaci evapotranspiración<br />
evapotranspiraci
Cataratas del Iguazú Iguaz<br />
Fotografías tomadas por: Thomas Colin, 2005
Río Urubamba, encajado en los Andes, 1996. Tomada por: Gabriela Fernández
Erosión Erosi n fluvial<br />
- Levantamiento directo. directo.<br />
Es el que provoca la<br />
turbulencia al colocar carga en suspensión. suspensi n. A<br />
mayor velocidad del flujo, mayores diámetros di metros se<br />
levantan.<br />
- Abrasión. Abrasi . Es el efecto de lija de la carga sobre<br />
las paredes y el fondo. Los materiales duros<br />
pulen el lecho, mientras los blandos resultan<br />
pulidos para explicar los cantos rodados.<br />
- Cavitación. Cavitaci . Hoyos provocados por fragmentos<br />
de roca provocado por el hundimiento de<br />
vacuolas -colapso colapso de burbujas de vapor en flujos<br />
turbulentos que generan presiones entre 100 y<br />
150 atmósferas<br />
atm sferas- en corrientes muy rápidas r pidas<br />
cuando la presión presi n estática est tica del líquido l quido queda<br />
hundida bajo la presión presi n del vapor.
Régimen gimen de flujo<br />
F=Velocidad/√ F=Velocidad/ fuerza de gravedad*Profundidad<br />
(D)F D)F=Vel Vel/ / √g*D *D<br />
Cuando Froude es:<br />
< a 1- 1 Flujo tranquilo<br />
> a 1- 1 Flujo rápido r pido (encachoeirado<br />
( encachoeirado)<br />
La profundidad y la velocidad actúan act an modificando<br />
el tipo de flujo de tranquilo a turbulento.<br />
La velocidad del caudal varía var a de un lugar a otro.<br />
Perfil transversal máxima m xima velocidad se ubica en el<br />
centro del canal próximo pr ximo a la superficie.
Trabajo del Río R<br />
La turbulencia y la velocidad están est n íntimamente<br />
ntimamente<br />
relacionadas con el trabajo que efectué efectu el río: r o:<br />
- Erosión, Erosi n, transporte, deposición deposici n de detritos.<br />
Energía Energ a del río r o (potencial y cinética). cin tica).<br />
La energía energ a potencial es convertida en energía energ a<br />
cinética cin tica y es disipada en calor y fricción. fricci n.<br />
El 95% de la energía energ a es consumida y<br />
transformada en calor, el resto se gasta en la<br />
fricción, fricci n, siendo empleada en trabajo.<br />
Energía Energ a potencial- potencial peso del agua (W) por la<br />
diferencia altimétrica altim trica (h).<br />
Energía Energ a cinética cin tica- es la mitad de la masa por la<br />
velocidad al cuadrado.<br />
Ep= Ep=<br />
W*h; Ec= Ec=<br />
M*V 2 /2, Et= Ep+Ec Ep Ec
Velocidad del Río R<br />
Velocidad depende de:<br />
- la pendiente<br />
- volumen de agua<br />
- viscosidad del agua<br />
- ancho, profundidad<br />
- forma del canal,<br />
- rugosidad del canal<br />
Formula para calcular la velocidad, que va<br />
a estar en función funci n de la pendiente (S)y ( S)y el<br />
radio hidráulico hidr ulico (R). (Fórmula (F rmula de Chezi). Chezi).<br />
V= C√RS RS
Erosión Erosi n fluvial<br />
- Impacto y disolución. disoluci . En la zona alta de un<br />
río o (zona I), por la alta velocidad, o en las<br />
cascadas y rápidos, r pidos, es frecuente el impacto del<br />
flujo. La disolución disoluci n de las rocas, por donde<br />
transcurre la corriente, se favorece en calizas,<br />
mármoles rmoles y dolomitas, también tambi n en concreto.<br />
- Denudación. Denudaci . Erosión Erosi n superficial de las aguas<br />
de escorrentía escorrent a agravada por tala, quema y<br />
azadón; azad n; especialmente cuando las pendientes<br />
superan los 15 grados. Los terrenos desnudos<br />
quedan desprotegidos y a merced de la erosión erosi n<br />
superficial. Esta erosión erosi n tiene tres niveles, el<br />
laminar menos severo, el de surcos o intermedio<br />
y el de cárcavas c rcavas o severo.
Erosión Erosi n fluvial<br />
- Épocas pocas de avenida (crecidas). (crecidas) . Por<br />
mal uso o mal manejo del suelo, se<br />
intensifican las avenidas de las corrientes.<br />
Primero se tala el monte, luego se<br />
siembra; deteriorado el recurso, el uso<br />
siguiente es el pastoreo; y deteriorado por<br />
erosión, erosi n, finalmente entra el suelo al<br />
proceso de desertificación. desertificaci n. El resultado es<br />
el descontrol hídrico h drico y pluviométrico pluviom trico por el<br />
cual en el verano los ríos r os se secan y en el<br />
invierno se desbandan.
Forma del canal<br />
La forma del canal es la respuesta del ajuste del<br />
caudal a la sección secci n transversal del canal.<br />
El canal es la resultante de la acción acci n ejercida por<br />
el flujo sobre los materiales rocosos componentes<br />
del lecho y de las márgenes.<br />
m rgenes.<br />
Las dimensiones del canal serán ser n controladas por<br />
el equilibrio entre las fuerzas erosivas de<br />
entallamiento y los procesos agradacionales que<br />
depositan los sedimentos en el lecho y las<br />
márgenes. rgenes.<br />
Para ser efectivo, el caudal debe tener fuerza<br />
para realizar el entallamiento, la frecuencia y la<br />
duración duraci n suficientes para mantener la forma del<br />
canal.
Caudal de márgenes m rgenes plenas<br />
Caudal de márgenes m rgenes plenas: tiene<br />
gran significado geomorfológico, geomorfol gico, esta<br />
definido como el caudal de crecida,<br />
en la medida justa, el canal fluvial y<br />
encima del cual ocurrirá ocurrir el<br />
trasbordamiento para la planicie de<br />
inundación.<br />
inundaci n.
Capacidad, carga y competencia<br />
Se entiende por carga la cantidad de material que<br />
lleva una corriente en un momento dado;<br />
<br />
por capacidad, capacidad,<br />
la máxima m xima carga que puede llevar<br />
la corriente, y<br />
por competencia el tamaño tama o máximo m ximo de partículas part culas<br />
que puede mover la corriente.<br />
<br />
El diámetro di metro de las partículas part culas levantadas por un<br />
flujo aumentará aumentar (y por lo tanto la competencia y<br />
la capacidad) con el cuadrado de la velocidad del<br />
flujo, y con su cubo, si el flujo es altamente<br />
turbulento.
Capacidad, carga y competencia<br />
La erosión erosi n es débil d bil en las rocas duras y<br />
compactas. Sin embargo actúa act a con el tiempo y lo<br />
hace activamente sobre las rocas blandas pero<br />
coherentes, como las arcillas, las arenas y los<br />
suelos de cultivo. Los granos arrastrados en<br />
primer lugar no son necesariamente los más m s<br />
finos.<br />
Los materiales arcillosos y coloidales, cuyas<br />
partículas part culas miden de 1 a 100 micras, resisten<br />
mejor la erosión erosi n que las arenas homogéneas,<br />
homog neas,<br />
cuyos granos tienen entre 200 micras y 2 mm. La<br />
erosión erosi n se ve facilitada si el material no es<br />
homogéneo homog neo como ocurre con los suelos<br />
cultivables
Diagrama de Hjülstrom Hj lstrom (1935)
Competencia de un curso fluvial<br />
Aº Jabonería, Tacuarembó, 2008. Foto tomada por: Mauricio Castillo
Competencia de un curso fluvial<br />
Quebrada de los Cuervos, 2007.<br />
Fotografía Fotograf a tomada por: Marcel Achkar
Competencia fluvial<br />
Quebrada de los Cuervos, 2007.<br />
Fotografía Fotograf a tomada por: Marcel Achkar
Trabajo de los ríos r os
Tipos de Ríos R os
Ríos anastomosados<br />
Río Uruguay, islas del Uruguay
Curso anastomosados<br />
Fotografía: Thomas Colin, 2003
Cursos meándricos me ndricos
Cursos meándricos me ndricos<br />
Arroyo Valizas, mosaico rectificado del vuelo 1967 a escala original 1/20.000
Ríos os Meándricos Me ndricos<br />
Meandros en cauce sinuoso y corriente rápida. Por migración lateral<br />
de la corriente, los depósitos formados en A, B y C, de la etapa I, se<br />
extienden lateralmente y corriente abajo durante las etapas II y III.<br />
Según Geología Económica de los yacimientos minerales, H. Garcés-<br />
González, 1984
Terrazas fluviales<br />
Formación de una terraza aluvial: A, B<br />
y C representan el valle del río desde<br />
antes hasta después de su elevación.<br />
1 y 2 llanos de crecida, 3, 4 y 5<br />
terrazas.
Perfil longitudinal de los ríos: r os:<br />
Es la representación representaci n visual de la<br />
relación relaci n entre la altimetría altimetr a y el<br />
comportamiento de determinado<br />
curso de agua.<br />
El perfil característico caracter stico es cóncavo; c ncavo;<br />
con declividades mayores hacia las<br />
nacientes y valores cada vez mas<br />
suaves en dirección direcci n hacia el nivel de<br />
base.<br />
Los cursos de agua que presentan<br />
este perfil son considerados<br />
equilibrados.
Concavidad de los perfiles fluviales<br />
Para Surrel -la la concavidad del perfil<br />
de los ríos r os resultaba de tres<br />
regímenes reg menes diferentes a lo largo de la<br />
extensión extensi n de agua:<br />
Para<br />
- Tramo superior: superior:<br />
área rea de colecta de agua y<br />
de erosión erosi n (implica entallamiento y<br />
regresión regresi n de las cabeceras de los ríos), r os),<br />
- Tramo inferior: inferior:<br />
área rea de deposición deposici n de<br />
sedimentos, con el predominio de la<br />
sedimentación.<br />
sedimentaci n.<br />
- Tramo intermedio: intermedio:<br />
transición transici n entre<br />
ambos.
Otros autores consideran que la<br />
concavidad estaba relacionada con la<br />
disminución disminuci n de la granulometría granulometr a de<br />
la carga detrítica detr tica transportada por<br />
los ríos. r os.<br />
Con esta perspectiva, el gradiente debe<br />
ser mayor en las cabeceras de los ríos, r os,<br />
con el fin de mantener la velocidad y la<br />
competencia suficiente para transportar<br />
detritos groseros.<br />
En dirección direcci n a la desembocadura, los<br />
sedimentos se tornarán tornar n menores; la<br />
velocidad para transportarlos entonces<br />
disminuirá.<br />
disminuir .
A mediados del siglo XX, se relacionaban las<br />
siguientes ideas y conceptos principales en<br />
relación relaci n al perfil de los ríos: r os:<br />
a) La noción noci n de equilibrio se aplica al<br />
trabajo fluvial, la pendiente reflejará reflejar el<br />
balance entre las fuerzas de<br />
entallamiento y deposición. deposici n. El río r o<br />
equilibrado entonces ni entalla ni<br />
deposita, es sólo s lo un agente trasportador.<br />
b) Cualquier perfil longitudinal de cursos de<br />
agua señala se ala un equilibrio provisorio,<br />
modificable en el correr del tiempo (el<br />
perfil de equilibrio definitivo, o ideal, es<br />
solo una concepción concepci n mental).
c) El equilibrio se propaga de manera<br />
progresiva, a partir del nivel de base.<br />
d) El perfil de equilibrio es alcanzado<br />
cuando se realiza un ajuste entre el cauce,<br />
la velocidad y la carga detrítica. detr tica. Con la<br />
disminución disminuci n de la declividad y de la<br />
velocidad, hay una disminución disminuci n de la<br />
competencia, y en consecuencia, de la<br />
granulometría granulometr a de los sedimentos. A través trav s<br />
de la deposición deposici n y del entallamiento, el<br />
perfil controla la velocidad necesaria para<br />
efectuar el trasporte de detritos.
e) La granulometría granulometr a de la carga detrítica detr tica<br />
abastecida a los cursos de agua por la<br />
cuenca de drenaje se va alterando con el<br />
transcurrir del ciclo de erosión, erosi n, a medida<br />
que ocurre la suavización suavizaci n de las<br />
vertientes.<br />
f) El perfil longitudinal no precisa ser<br />
siempre una curva cóncava c ncava regular.<br />
Dependiendo de la carga detrítica detr tica y el<br />
cauce, se pueden ocasionar modificaciones<br />
en el perfil longitudinal del río. r o.
g) Hay solidaridad intrínseca intr nseca entre todos<br />
los puntos del perfil. Sin considerar el<br />
nivel de base, todos los demás dem s niveles son<br />
variables.<br />
h) El perfil de equilibrio se establece en<br />
función funci n de las grandes inundaciones,<br />
cuando el río r o llega a su mayor poder de<br />
abrasión abrasi n en virtud de la elevada carga<br />
detrítica detr tica que posea.
El perfil longitudinal resulta, pues,<br />
del trabajo que el río r o ejecuta para<br />
mantener el equilibrio entre la<br />
capacidad y la competencia, competencia,<br />
por<br />
un lado, y la cantidad y tamaño tama o de<br />
la carga detrítica detr tica, , por el otro, a lo<br />
largo de toda su extensión.<br />
extensi n.<br />
*El El perfil longitudinal surge<br />
como respuesta al control<br />
ejercido por éstos stos factores*.
El equilibrio fluvial.<br />
La idea de equilibrio fluvial fue<br />
inicialmente propuesta en el siglo<br />
XIX, con Guglielmi, Guglielmi,<br />
quien decía dec a que<br />
el río r o modificará modificar su canal,<br />
erosionando o depositando, hasta<br />
que haya alcanzado un equilibrio<br />
entre la energía energ a y la resistencia.
Grove K. Gilbert (1887) fue el<br />
primero que empleó emple el término t rmino “río o<br />
equilibrado”, equilibrado , señalando se alando el<br />
ajustamiento entre los sectores de<br />
un mismo río r o y los elementos de la<br />
red de drenaje.<br />
W. M. Davis utilizó utiliz el concepto,<br />
definiéndolo defini ndolo en función funci n de la teoría teor a<br />
cíclica clica de erosión, erosi n, considerando que<br />
el equilibrio surge cuando hay un<br />
ajuste entre la erosión erosi n y la<br />
sedimentación.<br />
sedimentaci n.
Con la aplicación aplicaci n de las teorías teor as de<br />
sistemas en los estudios<br />
geomorfológicos, geomorfol gicos, a partir de 1950, 1950,<br />
se<br />
empezó empez a emplear el concepto de<br />
“estado estado de estabilidad” estabilidad en sistemas<br />
abiertos en el estudio de la dinámica din mica<br />
fluvial. En esta teoría, teor a, el sistema es<br />
auto-regulador, auto regulador, cualquier alteración alteraci n<br />
en las condiciones ambientales<br />
modifica el sistema.
M. Morisawa, en 1968, 1968,<br />
expone la siguiente<br />
definición definici n de río r o equilibrado:<br />
equilibrado:<br />
“un un río r o<br />
equilibrado es aquél aqu l que llegó lleg al estado de<br />
estabilidad de modo que, sobre determinado<br />
período per odo de tiempo, el agua y la carga detrítica detr tica<br />
que entran al sistema son compensadas por<br />
las que de él l salen. El estado de estabilidad<br />
alcanzado y mantenido por la interacción<br />
interacci n<br />
mutua de las características caracter sticas del canal, tales<br />
como la pendiente, la forma del perfil<br />
transversal, rugosidad y padrón padr n del canal. Es<br />
un sistema auto-regulador<br />
auto regulador; ; cualquier<br />
alteración alteraci n en los factores controladores<br />
causará causar un descolocación descolocaci n en cierta dirección, direcci n,<br />
que tendrá tendr que absorber el efecto del<br />
cambio.”<br />
cambio.
Sistemas en <strong>Geomorfología</strong><br />
Geomorfolog<br />
Atmósfera<br />
Precipitación<br />
Vertiente<br />
Infiltración<br />
Capa de agua<br />
subterránea<br />
Alimentación<br />
Vegetación<br />
Evaporación<br />
Escurrimiento<br />
Escurrimiento<br />
Ríos<br />
Escurrimiento<br />
Sistema en secuencia<br />
Mar
Sistemas en <strong>Geomorfología</strong><br />
Geomorfolog<br />
Capacidad de<br />
infiltración<br />
(Negativo)<br />
(Negativo)<br />
Pendiente de las<br />
Vertientes<br />
Sistema Proceso- Respuesta<br />
Densidad de<br />
Drenaje<br />
(Positivo)
Volumen<br />
Desmontamiento<br />
Mecanismos de retroalimentación<br />
retroalimentaci<br />
Velocidad<br />
(Negativo)<br />
Capacidad de<br />
Infiltración<br />
(Negativo)<br />
(Positivo)<br />
Ancho<br />
(Negativo)<br />
Erosión de<br />
Vertientes<br />
Erosión<br />
(Positivo)<br />
Escurrimiento<br />
Superficial<br />
(Positivo)
Estudios morfológicos<br />
morfol gicos<br />
Morfometría Morfometr del canal de<br />
escurrimiento. El ancho (L)<br />
y la profundidad (h) del<br />
canal se refieren a las<br />
crecidas ocupadas por las<br />
aguas. El perímetro per metro mojado<br />
(P) es la línea l nea externa que<br />
señala se ala el encuentro del nivel<br />
del agua y el lecho.<br />
La sección secci n transversal (A)<br />
.es el área rea del perfil<br />
transversal de un río. r o.<br />
Dividiendo el área rea por el<br />
perímetro per metro mojado se<br />
obtiene el radio hidráulico<br />
hidr ulico<br />
(R=A/P), cuyo valor es<br />
aproximado a la profundidad<br />
media. La pendiente del<br />
canal es la diferencia<br />
altimétrica altim trica entre dos puntos<br />
(Al y A2) dividida por la<br />
distancia horizontal<br />
proyectada entre ellas (C).<br />
La velocidad es la descarga<br />
por unidad de área. rea.
Las cuencas y los padrones de<br />
drenajes<br />
El drenaje fluvial es compuesta por un<br />
conjunto de canales de escurrimiento<br />
interrelacionados que forman la Cuenca de<br />
Drenaje, definida como el área rea de drenaje<br />
por un determina do río r o o por un sistema<br />
fluvial.<br />
La cantidad de agua que alcanza los<br />
cursos fluviales está est en dependencia de<br />
tamaño tama o de área rea ocupada por la cuenca, de<br />
precipitación precipitaci n total y su régimen, r gimen, y de las<br />
pérdidas rdidas debidas a la evapotranspiración evapotranspiraci y<br />
la infiltración.<br />
infiltraci n.
Relación Relaci n al escurrimiento global<br />
Exorreicas: cuando el escurrimiento es<br />
continuo, alcanza el mar ó el océano. oc ano.<br />
Cuando las cuencas desembocan<br />
directamente al mar.<br />
Endorreicas: cuando los drenajes son<br />
internos y no poseen escurrimiento hasta<br />
el mar, desembocan en lagos o se disipan<br />
en arenas del desierto.<br />
Arreicas: Arreicas:<br />
Cuando no hay ninguna<br />
estructuración estructuraci n en cuencas hidrográficas,<br />
hidrogr ficas,<br />
como las áreas reas deserticas.<br />
deserticas<br />
Criptorreicas: Criptorreicas:<br />
Cuando las cuencas<br />
subterráneas, subterr neas, como las áreas reas carsticas.<br />
carsticas
Clasificación Clasificaci n según seg n Davis<br />
Considera el escurrimiento de los cursos de agua en<br />
relación relaci n a la inclinación inclinaci n de los estratos geológicos<br />
geol gicos<br />
(clasificación (clasificaci n descriptiva)<br />
A- Consecuentes: curso determinado por la pendiente de la<br />
superficie terrestre. Los ríos r os forman cursos de lineamiento<br />
recto en dirección direcci n a la bajada, con un drenaje paralelo.<br />
B- Subsecuentes: dirección direcci n del flujo controlada por la<br />
estructura rocosa, acompañado acompa ado siempre por una zona de<br />
debilidad, tal como una falla.<br />
C- Obsecuentes: son aquellas que corren en sentido inverso<br />
a la inclinación inclinaci n de los estratos. Generalmente descienden<br />
las escarpas<br />
D- Ressecuentes: Ressecuentes:<br />
Son aquellas que fluyen en la misma<br />
dirección direcci n que los subsecuentes, pero en un nivel más m s bajo.<br />
E- Insecuentes: Insecuentes:<br />
son cuando no hay ninguna razón raz n<br />
aparentemente por seguir una orientación orientaci n general<br />
preestablecida.
Padrones de Drenaje<br />
Los padrón padr n de drenaje se refiere al<br />
arreglo espacial de los cursos<br />
fluviales, que están est n influenciados en<br />
su actividad morfogenéticas<br />
morfogen ticas: :<br />
- por la naturaleza y la disposición disposici n de<br />
los estratos geológicos.<br />
geol gicos.<br />
- la variable litológica litol gica<br />
- las diferencias de pendientes<br />
- la evolución evoluci n geomorfológica geomorfol gica de la<br />
región. regi n.
Criterio de clasificación clasificaci<br />
Se propone un criterio geométrico geom trico en función funci n de la<br />
disposición disposici n de los cursos fluviales, sin sentido genéticos.<br />
gen ticos.<br />
a- Drenaje Dentrítico Dentr tico: : es designada como arborescente. Se<br />
unen los cursos en formado ángulos ngulos agudos y las<br />
rectangulares son de origen tectónica. tect nica.<br />
b- Drenaje Treliza: Treliza:<br />
Tipo de drenaje es compuesto por ríos r os<br />
consecuentes, corriendo paralelamente, recibiendo cursos<br />
subsecuentes.<br />
c- Drenaje Rectangular: Es una modificación modificaci n del treliza, treliza,<br />
de<br />
aspecto ortogonal<br />
d- Drenaje Paralelo: Se localiza en áreas reas con vertientes<br />
fuertes con control estructural<br />
e- Drenaje Radial: Cursos dispuestos radialmente desde un<br />
punto central.<br />
f- Drenaje Anular: Son drenajes anulares son típicos t picos de<br />
áreas reas dómicas micas.<br />
e- Drenajes irregulares: desorganizadas por un bloque de<br />
erosión. erosi n.
Jerarquización Jerarquizaci de redes hidrográficas<br />
hidrogr ficas
Morfometría Morfometr de cuencas y redes de drenaje<br />
R. N. Horton, Horton,<br />
en 1945, en su tratado "Erosional<br />
" Erosional<br />
development of streams and their drainage basins: basins:<br />
hidrophysical approach to quantitative morphology",<br />
morphology",<br />
propone que la estructuración estructuraci n de las redes de drenaje<br />
estaría estar a plenamente desarrollada si se asemejaran con los<br />
patrones previstos por las siguientes leyes de la<br />
composición composici n del drenaje:<br />
-ley ley del número n mero de canales: -en en una cuenca determinada,<br />
la suma de los totales de canales de cada orden forma una<br />
serie geométrica geom trica inversa, cuyo primer término t rmino es la unidad<br />
y la razón raz n es la relación relaci n de bifurcación;<br />
bifurcaci n;<br />
-ley ley del tamaño tama o de los canales: -en en una cuenca<br />
determinada, las dimensiones medias de los canales de<br />
cada orden se ordenan siguiendo una serie geométrica<br />
geom trica<br />
directa, cuyo primer término t rmino es la dimensión dimensi n media de los<br />
canales de primer orden y la razón raz n es la relación relaci n entre las<br />
dimensiones medias;
-ley ley de las áreas: reas: -en en una cuenca hidrográfica hidrogr fica determinada,<br />
el área rea media de las cuencas de drenaje de los canales de<br />
cada orden se ordenan aproximadamente siguiendo una<br />
serie geométrica geom trica directa, en la cual el primer término t rmino es el<br />
área rea media de las subcuencas de primer orden;<br />
<br />
-ley ley de la pendiente: -en en una determinada cuenca hay<br />
relación relaci n definida entre la pendiente media de los<br />
segmentos de cierto orden y la de los segmentos del orden<br />
inmediatamente superior que puede ser expresada por una<br />
serie geométrica geom trica inversa, en la cual el primer término t rmino es la<br />
pendiente media de los segmentos de primer orden y la<br />
razón raz n es la relación relaci n entre los gradientes de los segmentos.<br />
En cada segmento de determinada hoya hidrográfica hidrogr fica se<br />
debe, por tanto, obtener los datos sobre la dimensión,<br />
dimensi n,<br />
área rea y pendiente del canal y calcular la dimensión dimensi n media,<br />
el área rea media y la pendiente media de cada orden. Los<br />
valores obtenidos deben ser representados en gráficos gr ficos<br />
dibujados en papel semilogarítmico<br />
semilogar tmico, , con líneas l neas que unan<br />
los puntos (figuras 5,6 y 7).
Bibliografía:<br />
Bibliograf a:<br />
Christofoletti, Antonio,<br />
“Geomorfolog<br />
<strong>Geomorfología</strong>”, , Editora Edgard<br />
Blucher LTDA., Sao Paulo, Brasil,<br />
1980.