11.7: Agua superficial

Un arroyo o río es un cuerpo de agua superficial que fluye confinada a un canal. Términos como arroyos y arroyos son términos sociales no utilizados en geología. Los arroyos son los agentes más importantes de erosión y transporte de sedimentos en la superficie terrestre. Crean gran parte de la topografía superficial y son un importante recurso hídrico. La mayor parte de esta sección se centrará en la ubicación de arroyos, procesos, accidentes geográficos y peligros de inundaciones. Los recursos hídricos y los procesos de aguas subterráneas se discutirán en secciones posteriores.

Descarga

Varios factores hacen que las corrientes se erosionen y transporten sedimentos, pero los dos factores principales son el gradiente del canal de la corriente y la velocidad. El gradiente del arroyo es la pendiente del cauce del río. Un gradiente más pronunciado promueve la erosión descendente de la corriente. Cuando las fuerzas tectónicas levantan una montaña, el gradiente aumentado del arroyo hace que el arroyo se erosione hacia abajo y forme un valle. La velocidad de la corriente es la velocidad del agua que fluye en el canal. La velocidad puede aumentar aumentando el gradiente, disminuyendo el área de la sección transversal (estrechamiento) del canal (reduciendo la fricción) o aumentando la descarga.

El tamaño de la corriente se mide en términos de descarga, es decir, el volumen de agua que fluye más allá de un punto en la corriente durante un intervalo de tiempo definido. Las corrientes más pequeñas tienen una descarga menor, por lo tanto generalmente la descarga de corriente aumenta aguas abajo El volumen se mide comúnmente en pies cúbicos (largo x ancho x profundidad), que se muestra como pies ³ o pies ³. Por lo tanto, las unidades de descarga son pies cúbicos por segundo (ft ³ /seg o cfs). Las corrientes más pequeñas tienen menos descarga que las corrientes más grandes. Por ejemplo, el río Mississippi es el río más grande de América del Norte, con un flujo promedio de alrededor de 600,000 cfs [19]. A modo de comparación, la descarga promedio para el río Jordán en el lago Utah es de aproximadamente 574 cfs [20] y para el río Amazonas (el río más grande del mundo), la descarga anual es de aproximadamente 6,200,000 cfs [21].

La descarga se puede expresar mediante la siguiente ecuación:

Q = V A

• Q = descarga (ft ³ /seg),
• A = área transversal del canal de la corriente [ancho por profundidad promedio] (en pies ²),
• V = velocidad promedio (pies/seg).

Cuando el canal se estrecha pero la descarga permanece constante, el mismo volumen de agua fluye a través de un espacio más estrecho haciendo que la velocidad aumente, similar a poner un pulgar sobre el extremo de una manguera de agua del patio trasero. Además, durante tormentas pluviales o fuertes deshielo, las escurrimientos aumentarán lo que aumenta la descarga de la corriente y, por lo tanto, la velocidad.

La velocidad también varía dentro del canal de la corriente. Generalmente, cuando el canal es recto y uniforme en profundidad, la velocidad más alta se encuentra en el centro del canal a lo largo de la parte superior del agua donde está más alejado del contacto de fricción con el fondo y los lados del canal. Cuando el canal se curva, la velocidad más alta estará en el exterior de la curva.

Figura\(\PageIndex{1}\): Thalweg de un río. En una curva de río, las partículas que se mueven más rápido están en el exterior de la curva, cerca de la orilla de corte. La velocidad de la corriente es mayor en la curva exterior y la superficie que está más alejada de la fricción del lecho de corriente. Las flechas más largas indican una velocidad más rápida (Earle 2015).

Escurrimiento vs. infiltración

Existen muchos factores que dictan si el agua se infiltrará en el suelo o escurrirá sobre la tierra después de la precipitación. Estos incluyen pero no se limitan a la cantidad, tipo e intensidad de la precipitación, el tipo y cantidad de cobertura vegetativa, la pendiente del terreno, la temperatura y aspecto del terreno, las condiciones preexistentes y el tipo de suelo en la zona de infiltración. La precipitación de alta intensidad como lluvia provocará más escorrentía que la misma cantidad de lluvia extendida a lo largo de una mayor duración. Si la lluvia cae más rápido de lo que las propiedades del suelo le permiten infiltrarse, entonces el agua que no puede infiltrarse se convierte en escurrimiento. La vegetación densa puede aumentar la infiltración, ya que la cubierta vegetativa ralentiza el flujo terrestre de partículas de agua, dándoles más tiempo para infiltrarse. Si una parcela de tierra tiene más radiación solar directa y/o temperaturas estacionales más altas, probablemente habrá menos infiltración y escorrentía, ya que las tasas de evapotranspiración serán mayores. A medida que aumenta la pendiente del terreno, también lo hace la escorrentía, ya que el agua está más inclinada a moverse cuesta abajo que infiltrarse en el suelo. Ejemplos extremos son una cuenca y un acantilado, donde el agua se infiltra mucho más rápido en una cuenca que un acantilado que tiene las mismas propiedades del suelo. Debido a que el suelo saturado no tiene la capacidad de tomar más agua, la escorrentía es generalmente mayor suelo sobresaturado. Los suelos ricos en arcilla no pueden aceptar la infiltración tan rápido como los suelos ricos en grava.

Patrones de drenaje

El patrón de afluentes dentro de una región se llama patrón de drenaje. Dependen en gran medida del tipo de roca debajo, y de las estructuras dentro de esa roca (como pliegues y fallas). Los principales tipos de patrones de drenaje son dendríticos, enrejados, rectangulares, radiales y trastornados. Los patrones dendríticos son los más comunes y se desarrollan en áreas donde la roca o sedimentos subyacentes son de carácter uniforme, en su mayoría planos, y pueden erosionarse igualmente fácilmente en todas las direcciones. Ejemplos son sedimentos aluviales o rocas sedimentarias planas. Los patrones de enrejado generalmente se desarrollan donde las rocas sedimentarias han sido plegadas o inclinadas y luego erosionadas en diversos grados dependiendo de su resistencia. Los Montes Apalaches en el este de Estados Unidos tienen muchos buenos ejemplos de drenaje de enrejado. Los patrones rectangulares se desarrollan en áreas que tienen muy poca topografía y un sistema de planos de cama, juntas o fallas que forman una red rectangular. Un patrón radial se forma cuando los arroyos fluyen lejos de un punto alto central, como la cima de una montaña o un volcán, con los arroyos individuales típicamente teniendo patrones de drenaje dendrítico. En lugares con extensos depósitos de piedra caliza, los arroyos pueden desaparecer en el agua subterránea a través de cuevas y drenaje subterráneo y esto crea un patrón trastornado.

Figura\(\PageIndex{1}\): Diversos patrones de drenaje de arroyos.

Procesos Fluviales

Los procesos fluviales son los mecanismos que dictan cómo funciona una corriente e incluyen factores que controlan la producción, el transporte y la deposición de sedimentos fluviales. Los procesos fluviales incluyen velocidad, pendiente y gradiente, erosión, transporte, deposición, equilibrio de corriente y nivel base.

Los arroyos se pueden dividir en tres secciones principales: los muchos afluentes más pequeños en el área de origen, el arroyo troncal principal en la llanura aluvial y los distributarios en la desembocadura del arroyo. Estas pueden definirse como zonas de producción de sedimentos (erosión), transporte y deposición. La zona de producción de sedimentos se ubica en las cabeceras del arroyo. Aguas abajo de las cabeceras, el arroyo erosiona menos sedimento pero transporta el sedimento proporcionado desde las cabeceras en la zona de transferencia de sedimentos. Por último, la mayoría de los arroyos finalmente desembocan en el océano por un delta que es una zona de deposición de sedimentos ubicada en la desembocadura de un arroyo [6]. El perfil longitudinal de un arroyo es una gráfica de la elevación del canal del arroyo en todos los puntos a lo largo de su curso e ilustra la ubicación de las tres zonas [22].

Zona de Producción de Sedimentos (Erosión)

La zona de producción de sedimentos se ubica en las cabeceras de un arroyo donde los arroyos y barrancos erosionan los sedimentos y contribuyen a arroyos tributarios más grandes. Estos afluentes transportan sedimentos y agua más abajo hasta el tronco principal del arroyo. Los afluentes en las cabeceras tienen el gradiente más empinado y la mayor producción de sedimentos y erosión, especialmente la erosión descendente, ocurren en la zona de cabecera. Los arroyos de cabecera tienden a ser estrechos y rectos con llanuras aluviales pequeñas o inexistentes adyacentes al canal. Dado que la zona de producción de sedimentos es generalmente la parte más empinada del arroyo, muchas cabeceras se encuentran en elevaciones relativamente altas. Por ejemplo, las Montañas Rocosas de Wyoming y Colorado contienen gran parte de las cabeceras del río Colorado que luego fluye desde Colorado a través de Utah, Arizona, hasta México.

Zona de Transferencia de Sedimentos (Transporte)

Figura\(\PageIndex{1}\): Una corriente transporta carga disuelta, carga suspendida y carga de cama.

Los arroyos transportan sedimentos a grandes distancias desde la cabecera hasta el océano, las cuencas depositacionales definitivas. El transporte de sedimentos está directamente relacionado con el gradiente y la velocidad del arroyo. Las corrientes más rápidas y empinadas pueden transportar granos de sedimentos más grandes. Cuando la velocidad disminuye, los sedimentos más grandes se asientan en el fondo del canal. Cuando la velocidad aumenta, esos sedimentos más grandes son arrastrados y se mueven de nuevo.

Los sedimentos transportados se agrupan en carga de cama, carga suspendida y carga disuelta. Los sedimentos movidos a lo largo del lecho del canal son la carga de cama y generalmente son los más grandes y densos. La carga de cama se mueve por saltación (rebote) y tracción (siendo empujada o enrollada por la fuerza del flujo). Cuando la velocidad de la corriente aumenta, los sedimentos de carga de cama más pequeños se pueden recoger mediante el flujo de agua y mantenerse en suspensión como carga suspendida. Las corrientes más rápidas pueden transportar granos más grandes como carga suspendida. La carga disuelta en una corriente es la suma de los iones en solución de la intemperie química. La carga disuelta incluye iones como bicarbonato (HCO ₃ ^-), calcio (Ca ^{2 +}), cloruro (Cl ^-), potasio (K ⁺) y sodio (Na ⁺). La solubilidad de estos iones no se ve afectada por la velocidad de flujo.

Figura\(\PageIndex{1}\): Perfil del canal de corriente en la etapa de banco lleno, etapa de inundación y deposición de dique natural

La inundación de arroyos es un proceso natural que agrega sedimentos a las llanuras aluviales. Una llanura aluvial es el área generalmente plana de tierra ubicada adyacente a un canal de arroyo que se inunda con agua de inundación de manera regular. Una corriente generalmente alcanza su mayor velocidad cuando está cerca de inundaciones, conocida como la etapa de banco lleno. Tan pronto como el arroyo inundante sobrepasa sus orillas y ocupa la amplia superficie de su llanura aluvial, la velocidad disminuye. En este punto, el sedimento que estaba siendo transportado por el agua que se mueve rápidamente se deposita cerca del borde del canal, formando una cresta baja o levée natural. Además, se agregan sedimentos a la llanura aluvial durante este proceso de inundación.

Zona de Disposición

El proceso de deposición ocurre cuando la carga de lecho y la carga suspendida descansan en el fondo de la columna de agua en un canal de corriente, lago u océano. Los dos factores principales que causan la deposición son la disminución del gradiente de la corriente y la reducción de la velocidad. Estos pueden estar asociados con una disminución en la descarga o aumento en el área de la sección transversal. La deposición ocurre temporalmente en la zona de transporte, como a lo largo de barras serpenteantes, llanuras aluviales y abanicos aluviales (discutidos más adelante), sin embargo, la deposición final ocurre en la desembocadura del arroyo donde llega a un lago u océano. Estos depósitos en la desembocadura de un arroyo forman accidentes geográficos llamados deltas. La deposición en la desembocadura de un arroyo es generalmente del sedimento más fino, como arena fina, limo y arcilla, ya que a medida que la corriente sale de su canal, la energía del agua se dispersa completamente, provocando la deposición de todas las partículas en la corriente.

Equilibrio y Nivel Base

Figura\(\PageIndex{1}\): Ejemplo de perfil longitudinal de un arroyo; Halfway Creek, Indiana

Las tres zonas de arroyos están presentes en el perfil longitudinal típico de un arroyo que traza la elevación del canal en todos los puntos a lo largo de su curso (ver figura). Todas las corrientes tienen un perfil largo, algunas de las cuales han sido medidas, trazadas y publicadas. El perfil largo muestra el gradiente del arroyo de cabecera a boca y representa el equilibrio entre erosión, transporte, gradiente, velocidad, descarga y características del canal en cada punto a lo largo del curso del arroyo. A este equilibrio se le llama equilibrio. Cuando las montañas se elevan, los arroyos se vuelven más pronunciados lo que erosiona hacia abajo cortando un valle. Esta elevación se equilibra contra la erosión descendente del arroyo. Finalmente, los arroyos se erosionan lo suficiente hacia abajo como para reducir el gradiente, la erosión descendente se ralentiza y el río comienza a erosionarse de lado a lado. Este punto se caracteriza generalmente por un arroyo con una llanura aluvial [6].

Otro factor que influye en el equilibrio es el nivel base, la elevación de la boca del arroyo. El nivel base representa el nivel más bajo al que una corriente puede erosionarse. El nivel base definitivo es, por supuesto, el nivel del mar. Un lago o embalse también puede representar el nivel base de un arroyo que entra en él. La Gran Cuenca del oeste de Utah, Nevada y partes de algunos estados circundantes no contiene salidas al mar y proporciona niveles de base internos para los arroyos dentro de ella. El nivel base de un arroyo que ingresa al océano puede cambiar si el nivel del mar sube o baja o si se agrega una presa natural o artificial a lo largo de su perfil. Cuando se baja el nivel base, un arroyo bajará y profundizará su canal, tal vez en un cañón. Cuando se eleva el nivel base, la deposición aumenta a lo largo del perfil del arroyo a medida que el río se ajusta al cambio y establece un nuevo estado de equilibrio. El equilibrio fluvial es dinámico a medida que el río se ajusta a los cambios en el nivel base, tectónica, clima, precipitación, nivel del mar y actividades humanas a lo largo de su curso.

Formas de relieve

Los accidentes geográficos de los arroyos son las características terrestres formadas en la superficie por erosión o deposición. Los accidentes geográficos principalmente relacionados con la corriente descritos aquí están relacionados con los tipos de canales.

Tipos de canales

Figura\(\PageIndex{1}\): Patrón trenzado de corrientes en el río Waimakariri en Nueva Zelanda.

Figura\(\PageIndex{1}\): Foto aérea del río serpenteante, Río Cauto, Cuba.

Los canales de corriente pueden ser rectos, trenzados, serpenteantes o atrincherados. El gradiente, la carga de sedimentos, la descarga y la ubicación del nivel base influyen en el tipo de canal. Los canales rectos son relativamente rectos, ubicados cerca de las cabeceras, tienen pendientes pronunciadas, baja descarga y valles estrechos en forma de V. Buenos ejemplos de estos se encuentran en zonas montañosas. Los arroyos anastomosantes, formando una red de canales de ramificación y reconexión son una variedad de canales rectos, formados en áreas de alta vegetación donde el crecimiento de la planta mantiene el canal recto.

Los canales trenzados tienen múltiples canales más pequeños dividiendo y recombinando aguas abajo creando numerosas barras de canal medio. Estos se encuentran en terrenos amplios con gradientes bajos cerca de áreas fuente de sedimentos como montañas o frente a glaciares, por ejemplo en Alaska.

Los canales serpenteantes están compuestos por un solo canal que se curva hacia adelante y hacia atrás como una serpiente dentro de su llanura aluvial. Los canales serpenteantes tienden a tener una amplia llanura aluvial, alta descarga, diques naturales e inundan regularmente. Los canales serpenteantes suelen ubicarse en pendientes de baja pendiente donde el arroyo emerge de sus cabeceras hacia la zona de transporte y se extiende cerca de la zona de deposición en la desembocadura del arroyo. En áreas de elevación, como ha ocurrido en la meseta de Colorado, los meandros que se formaron en las tierras altas pueden atrincherarse o incidirse a medida que el arroyo corta su patrón serpenteante hasta convertirse en lecho rocoso.

Figura\(\PageIndex{1}\): Vista panorámica de meandros incisos del río San Juan en Gooseneck State Park, Utah.

Abanicos aluviales

Figura\(\PageIndex{1}\): Abanico aluvial en Irak visto por un satélite de la NASA. Un arroyo emerge del cañón y crea este depósito en forma de cono.

Los abanicos aluviales son una forma de relieve deposicional creada donde los arroyos emergen de cañones de montaña hacia un valle. El canal que había sido confinado por las paredes del cañón y de repente ya no está confinado se ralentiza y se extiende, dejando caer su lecho de todos los tamaños, formando un delta en el aire del valle. A medida que los canales distributivos se llenan de sedimentos, la corriente se desvía lateralmente y el abanico aluvial se desarrolla en forma de cono con distributarios que irradian desde la boca del cañón. Los abanicos aluviales son comunes en los climas secos de Occidente donde arroyos efímeros emergen de cañones en las cordilleras de la Cuenca y Cordillera.

Llanuras aluviales, niveles serpenteantes y diques naturales

Figura\(\PageIndex{1}\): Imagen Landsat de la llanura aluvial inferior del río Mississippi

Muchos accidentes geográficos fluviales ocurren en una llanura aluvial cerca de un arroyo serpenteante. Una llanura aluvial es el área amplia, en su mayoría plana, junto a un río serpenteante que se inunda regularmente. Un arroyo crea su llanura aluvial mientras el canal serpentea de un lado a otro durante miles, incluso millones de años. Las inundaciones regulares contribuyen a crear la llanura aluvial al erosionar las tierras altas junto a la llanura aluvial. Los canales del arroyo están confinados por pequeños diques naturales que se han acumulado durante muchos años de inundaciones regulares. Los diques naturales pueden aislar el flujo de los canales contribuyentes para que no lleguen inmediatamente al canal principal en la llanura aluvial. Las corrientes aisladas más pequeñas, llamadas corrientes yazoo, fluirán paralelas a la corriente troncal principal hasta que haya una abertura en el dique para permitir una confluencia tardía [23].

La ubicación y el ancho de las llanuras aluviales varían naturalmente, sin embargo, los humanos construyen diques artificiales en las llanuras aluviales para limitar las inundaciones. El sedimento que atraviesa los diques durante la etapa de inundación se llama hendiduras que entregan limo y arcilla en la llanura aluvial. Las llanuras aluviales son ricas en nutrientes de los depósitos de grano fino y, por lo tanto, a menudo son buenas tierras de cultivo. Las llanuras aluviales también son fáciles de construir debido a su naturaleza plana, sin embargo, cuando las inundaciones se ciernen sobre los diques hechos por el hombre, los diques se erosionan rápidamente con impactos potencialmente catastróficos. Debido a los buenos suelos, los agricultores regresan regularmente después de las inundaciones y reconstruyen año con año.

Figura\(\PageIndex{1}\): Barra punteada y banco cortado en el Cirque de la Madeleine en Francia.

Los ríos serpenteantes crean accidentes geográficos adicionales a medida que el canal migra dentro de la llanura aluvial. Los ríos serpenteantes se erosionan de lado a lado porque el agua de mayor velocidad que tiene la mayor capacidad de erosionarse se encuentra en el exterior de la curva. La erosión del exterior de la curva de un canal de arroyo se llama banco de corte y el meandro extiende su bucle por esta erosión. El talweg del arroyo es la parte más profunda del canal del arroyo. En las partes rectas del canal, el thalweg y la velocidad más alta se encuentran en el centro del canal. Pero en la curva de un arroyo serpenteante, el thalweg se mueve hacia el banco cortado. Frente al banco de corte en la curva interior del canal se encuentra la velocidad de corriente más baja y por lo tanto se convierte en un área de deposición llamada barra de puntos.

Figura\(\PageIndex{1}\): Meandro a punto de corte en el río Nowitna en Alaska

A través de la erosión en el exterior de los meandros y la deposición en el interior, los canales de corrientes serpenteantes se mueven de un lado a otro a través de su llanura aluvial con el tiempo. A veces, en llanuras aluviales muy amplias con gradientes muy bajos, las curvas de meandro pueden llegar a ser tan extremas que se cortan a través de un cuello estrecho (ver figura). El canal anterior se aísla del flujo de corriente y forma un lago de arco de buey visto a la derecha de la figura. Finalmente, el lago de arco buey se llena de sedimentos y se convierte en un humedal y eventualmente en una cicatriz de meandro. Los meandros de arroyo pueden migrar y formar lagos de arco buey en un período de tiempo relativamente corto. Donde los canales de flujo forman límites geográficos y políticos, este cambio de canales puede causar conflictos.

Deltas

Figura\(\PageIndex{1}\): Ubicación de la cuenca de drenaje del río Mississippi y delta del río Misisipi.

Cuando una corriente alcanza un cuerpo de agua de baja energía como un lago o algunas partes del océano, la velocidad disminuye y el sedimento de carga de lecho y carga suspendida llegan a descansar, formando un delta. Si la erosión por olas del cuerpo de agua es mayor que la deposición del río, la deposición no ocurrirá y no se formará un delta. El delta más grande y famoso de Estados Unidos es el delta del río Mississippi formado donde el río Mississippi desemboca en el Golfo de México. La cuenca de drenaje del río Mississippi es la más grande de América del Norte, drenando 41% de los Estados Unidos contiguos [24]. Debido a la gran área de drenaje, el río transporta una gran cantidad de sedimento que se suministra al delta. El río Mississippi es una importante ruta de navegación y la ingeniería humana ha asegurado que el canal ya no serpentee significativamente dentro de la llanura aluvial. Además, el río ha sido enderezado artificialmente para que serpentee menos y ahora es 229 km más corto de lo que era antes de que los humanos comenzaran a diseñarlo [24]. Debido a estas restricciones, el delta ahora está enfocado únicamente en un área y, por lo tanto, ha creado un patrón de “pie de pájaro”. Estas dos imágenes de la NASA del delta (siga el enlace) muestran cómo la costa se ha retrocedido y la tierra se inundó de agua mientras que la deposición de sedimentos se ubicó al final del delta. Estas imágenes han cambiado a lo largo de un periodo de 25 años de 1976 a 2001. Estos son cambios marcados que ilustran el aumento del nivel del mar y el hundimiento de la tierra por la compactación de la turba debido a la falta de reabastecimiento de sedimentos [25].

Figura\(\PageIndex{1}\): Antes (izquierda) vs. Después (derecha)

La formación del delta del río Mississippi comenzó hace unos 7500 años cuando el nivel del mar posglacial dejó de subir. En los últimos 7000 años, previo a las modificaciones antropogénicas, el delta del río Mississippi tenía varios lóbulos que fueron creados secuencialmente por el río, abandonados por una ruta más corta hacia el Golfo de México, luego reelaborados por las olas oceánicas del Golfo de México [26]. Después de que los lóbulos fueron abandonados por el río, la depresión isostática y la compactación de los sedimentos provocaron el hundimiento de la cuenca (por ejemplo, la masa y compactación de los nuevos sedimentos provocaron que la tierra se hundiera).

Figura\(\PageIndex{1}\): Delta en Quake Lake Montana. La deposición de este delta comenzó en 1959 cuando el río Madison fue represado por el deslizamiento de tierra causado por el terremoto de magnitud 7.5.

Un claro ejemplo de cómo se forman los deltas provino de una fuente poco probable, un terremoto. Durante el terremoto de magnitud 7.5 del Madison Canyon de 1959 en Montana, un gran deslizamiento de tierra represó el río Madison formando Quake Lake [27], que todavía está ahí hoy en día. Un pequeño arroyo tributario que una vez fluyó hacia el río Madison ahora desemboca en Quake Lake, donde se ha estado formando un delta desde entonces. Este es un ejemplo moderno de un delta tipo Gilbert, que es un delta compuesto principalmente por material grueso erosionado activamente desde el bloque montañoso levantado hacia el norte.

Los deltas representan depósitos de arroyos que sobresalen en un cuerpo de agua silencioso y se pueden clasificar además como dominados por olas o dominados por las mareas. Los deltas dominados por olas ocurren donde las mareas son pequeñas y la energía de las olas domina. Un ejemplo es el delta del río Nilo en el mar Mediterráneo que tiene la forma clásica como el carácter griego (Δ) del que se nombra el relieve. Un delta dominado por las mareas es cuando las mareas oceánicas son poderosas e influyen en la forma del delta. Por ejemplo, el Delta de Ganges-Brahmaputra en la Bahía de Bengala (cerca de la India y Bangladesh) es el delta y manglar más grande del mundo llamado el Sundarban.

Delta de Sundarban en Bangladesh, un delta dominado por las mareas del río Ganges Las fuerzas mareales crean segmentos lineales en la costa del delta por intrusión oceánica en los depósitos del delta. Este delta también alberga el pantano de manglares más grande del mundo, y por cierto es el único lugar donde el tigre de Bengala todavía caza activamente a los humanos como presa.

Figura\(\PageIndex{1}\): Delta del Nilo mostrando su forma clásica de “delta”.

Tema especial: Deltas antiguos en el lago Bonneville

Figura\(\PageIndex{1}\): Mapa del Delta Logan

El lago Bonneville era un lago grande y pluvial que ocupó la mitad occidental de Utah y partes del este de Nevada desde hace unos 30 mil a 12 mil años [30]. El lago se llenó a una elevación máxima de aproximadamente 5100 pies sobre el nivel medio del mar, cubriendo las cuencas, dejando las montañas expuestas, muchas como islas. La presencia del lago permitió la deposición de lodo y limo del lago de grano fino, así como gravas gruesas arrastradas por arroyos de montaña que perdieron su carga de sedimentos y energía a las aguas abiertas del lago. La elevación media de la superficie del lago varió a lo largo de su existencia. Las variaciones en el nivel del lago fueron controladas por el clima regional y una falla catastrófica de la salida principal del lago Bonneville, Red Rock Pass [31]. Los largos períodos de tiempo donde el nivel del lago se mantuvo estable provocaron terrazas onduladas que se pueden ver hoy en los flancos de muchas montañas de la región y permitieron el desarrollo de grandes depósitos deltaicos en las desembocaduras de los principales cañones en Salt Lake, Cache y otros valles. A medida que el lago regresaba a su remanente, el Gran Lago Salado, los ríos que crearon los depósitos deltaicos incidieron valles de arroyos a través de los mismos depósitos.

Figura\(\PageIndex{1}\): Depósitos deltaicos del lago Bonneville cerca de Logan, Utah.

Meandros atrincherados

Figura\(\PageIndex{1}\): Meandro atrincherado del río Colorado, aguas abajo de Page, Arizona.

En algunos casos raros, el levantamiento ocurrirá en un paisaje de baja pendiente con un río serpenteante. Esto efectivamente aumenta el gradiente de la corriente haciendo que se erosione hacia abajo en lugar de lado a lado. Un ejemplo de este proceso es donde el río Colorado y otros arroyos cruzaron la meseta de Colorado como arroyos serpenteantes. A medida que la meseta de Colorado se ha elevado en los últimos millones de años, el río Colorado ha incidido en las rocas planas de la meseta por cientos de pies.

Figura\(\PageIndex{1}\): El Rincón es un bucle meaner abandonado en el atrincherado río Colorado en el lago Powell.

Los meandros atrincherados continúan experimentando erosión lateral. El Rincón en el atrincherado río Colorado en el lago Powell es un lago de arco de buey inciso. Otro excelente ejemplo de meandros atrincherados es Goosenecks State Park, Utah, donde el río San Juan está profundamente arraigado en la meseta de Colorado.

En resumen, un canal atrincherado ocurre cuando un canal serpenteante rápidamente baja debido a una caída en el nivel base. Esto hace que la forma serpenteante original se conserve dentro de un canal profundamente arraigado. Este tipo de canal es raro en todo el mundo, pero es común en la región de la meseta de Colorado, que es una amplia área plana cerca de cuatro esquinas donde se encuentran Utah, Colorado, Arizona y Nuevo México. Por ejemplo, los ríos Verde, Colorado y San Juan forman famosos canales atrincherados.

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Figura\(\PageIndex{1}\): El río San Juan ha incidido meandros en la meseta plana de Colorado en el Parque Estatal Goosenecks, sureste de Utah.

Terrazas

Las terrazas de arroyos son restos de llanuras aluviales más antiguas ubicadas sobre la llanura aluvial y el río existentes. Al igual que los meandros atrincherados, las terrazas de arroyos se forman cuando ocurre el levantamiento o el nivel de la base cae y los arroyos se erosionan hacia abajo, dejando atrás sus En otros casos, las terrazas de arroyos pueden formarse a partir de eventos extremos de inundaciones asociados con el retroceso de los glaciares. Un ejemplo clásico de múltiples terrazas de arroyos es a lo largo del río Snake en el Parque Nacional Grand Teton en Wyoming [32, 33].

Figura\(\PageIndex{1}\): Terrazas a lo largo del río Snake, Wyoming.

Figura\(\PageIndex{1}\): Terrazas en Glen Roy, Escocia

Referencias

6. Charlton R (2007) Fundamentos de geomorfología fluvial. Taylor y Francisco

20. Cirrus Ecological Solutions (2009) Río Jordán TMDL. División de Calidad del Agua del Estado de Utah

21. Servicio Geológico de Estados Unidos (1967) La Amazonía: Medición de un río poderoso. Servicio Geológico de Estados Unidos

22. Brush LM Jr (1961) Cuencas de drenaje, canales y características de flujo de arroyos seleccionados en el centro de Pensilvania. pubs.er.usgs.gov

23. Fairbridge RW (1968) Yazoo ríos o arroyos. En: Geomorfología. Springer Berlín Heidelberg, pp 1238—1239

24. Turner RE, Rabalais NN (1991) Cambios en la calidad del agua del río Mississippi este siglo. Biociencia 41:140 —147

25. Törnqvist TE, Wallace DJ, Tormentas JEA, et al (2008) Subsidencia del Delta del Mississippi causada principalmente por la compactación de estratos del Holoceno. Nat Geosci 1:173 —176

26. Galloway WE, Whiteaker TL, Ganey-Curry P (2011) Historia de la evolución de la cuenca de drenaje cenozoico de América del Norte, rendimiento de sedimentos y acumulación en la cuenca del Golfo de México. Geosfera 7:938 —973

27. Myers WB, Hamilton W (1964) El lago Hebgen, Montana, sismo del 17 de agosto de 1959. US Geol Surv Prof Pap 435:51

30. Oviatt CG (2015) Cronología del lago Bonneville, 30,000 a 10,000 años B.P. Quat Sci Rev 110:166 —171

31. Gilbert GK (1890) Lago Bonneville. Servicio Geológico de Estados Unidos, Washington, D.C.

32. Reed JC, Love D, Pierce K (2003) Creación del paisaje de Teton: una crónica geológica de Jackson Hole y la Cordillera Teton. pubs.er.usgs.gov

33. Marston RA, Mills JD, Wrazien DR, et al (2005) Effects of Jackson lake dam on the Snake River y su llanura aluvial, Parque Nacional Grand Teton, Wyoming, EUA. Geomorfología 71:79 —98