Retroceso de laderas
El retroceso de laderas es un proceso geológico por el cual la ubicación de una ladera o escarpe avanza cerro andentro a cause de la erosión. En el caso existir un acantilado este se socava, las rocas caen y forman un talud, el talud se erosiona química o mecánicamente y luego se elimina mediante la erosión hídrica o eólica, y el proceso de socavación se reanuda. Los escarpes pueden retroceder decenas de kilómetros de esta manera en lapsos geológicos relativamente cortos, incluso en lugares áridos.
Perfiles de escarpes
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Un escarpe es una línea de acantilados que generalmente se ha formado por fallas o erosión. Si está protegido por una roca de cubierta fuerte, o si contiene fracturas verticales, puede mantener su perfil empinado a medida que retrocede.[1] Los escarpes en climas secos suelen tener una faceta superior casi vertical, que puede representar entre el 10% y el 75% de la altura total, con una muralla en pendiente cubierta de talud que forma la sección inferior. La roca de cubierta se socava a medida que el glacis y la faceta se erosionan, y finalmente una sección se derrumba.[1] Una roca de cubierta resistente a la erosión normalmente creará un acantilado relativamente alto, ya que se necesita más socavación para provocar su colapso.[2] Otros factores que determinan la facilidad con la que un acantilado colapsará son la estratificación y las juntas, la dirección de la inclinación y el grosor de la roca de cubierta. Una roca de cubierta delgada dará lugar a acantilados bajos que retroceden rápidamente.[3]
Sin embargo, una roca de cubierta no es esencial para que se produzca el retroceso del escarpe, ya que una mayor humedad y la erosión en la base garantizan que la erosión en la base impulse (o se mantenga al ritmo de) la erosión de la faceta libre.[4][5]
Mecanismo de retroceso
[editar]La forma más común en que un escarpe retrocede es a través de desprendimientos de rocas, donde bloques individuales se desprenden del acantilado o grandes secciones de la cara del acantilado colapsan a la vez. En algunas situaciones de alta energía, gran parte de la roca puede pulverizarse en un desprendimiento de rocas y erosionarse fácilmente. Sin embargo, por lo general, los escombros caídos deben erosionarse y la muralla erosionarse antes de que el escarpe pueda continuar retrocediendo.[6] La erosión mecánica y química seguida de la erosión eólica puede operar en regiones áridas, donde los acantilados pueden retroceder por grandes distancias.[1] En tales regiones, grandes áreas de tierras baldías de esquisto (shale) pueden quedar atrás a medida que el escarpe retrocede.[3] La erosión puede ser causada por el mar si el escarpe corre a lo largo de una costa, o por arroyos en áreas húmedas.[1]
Tasa de retroceso
[editar]La tasa de retroceso depende de los tipos de roca y de los factores que provocan la erosión. Un estudio publicado en 2006 determinó que la tasa de retroceso del escarpe en la meseta de Colorado en la actualidad varía de 0,5 a 6,7 kilómetros por millón de años dependiendo del grosor y la resistencia a la erosión de la roca de cobertura.[7] El retroceso de la Gran Escarpa en Australia a lo largo de los valles fluviales en la región de Nueva Inglaterra se estima estar progresando unos 2 kilómetros por millón de años.[8] Un estudio del retroceso de escarpes en el sur de Marruecos arrojó una tasa media de 1,3 kilómetros por millón de años en zonas con rocas de cobertura de conglomerado delgadas. El mismo estudio muestra que donde había rocas de cobertura de piedra caliza más gruesas y resistentes, la tasa de retroceso era más lenta, alrededor de 0,5 kilómetros por millón de años.[9]
Véase también
[editar]Referencias
[editar]- ↑ a b c d Chorley, Schumm y Sugden, 1985, p. 273.
- ↑ Chorley, Schumm y Sugden, 1985, p. 273-274.
- ↑ a b Chorley, Schumm y Sugden, 1985, p. 274-275.
- ↑ Twidale, C.R. (2007). «Backwearing of slopes - the development of an idea». Revista C & G 21 (1–2): 135-146.
- ↑ King, Lester (1968). «Scarps and Tablelands». Zeitschrift für Geomorphologie 12: 114-115.
- ↑ Parsons, 2009, p. 202.
- ↑ Moore y Blenkinsop, 2006.
- ↑ Johnson, 2009, p. 205.
- ↑ Schmidt, 1988.
Bibliografía
[editar]- Chorley, Richard J.; Schumm, Stanley Alfred; Sugden, David E. (1985). Geomorphology. Taylor & Francis. p. 273. ISBN 978-0-416-32590-4. Consultado el 2 December 2012.
- Johnson, David (4 de noviembre de 2009). The Geology of Australia. Cambridge University Press. p. 202. ISBN 978-0-521-76741-5. Consultado el 29 de noviembre de 2012.
- Moore, Andy; Blenkinsop, Tom (December 2006). «Scarp retreat versus pinned drainage divide in the formation of the Drakensberg escarpment, southern Africa». South African Journal of Geology 109 (4): 599-610. Bibcode:2006SAJG..109..599M. doi:10.2113/gssajg.109.4.599. Consultado el 2 de diciembre de 2012.
- Parsons, Anthony J. (1 de enero de 2009). Geomorphology of Desert Environments. Springer. ISBN 978-1-4020-5719-9. Consultado el 2 de diciembre de 2012.
- Schmidt, Karl-Heinz (1988). «Rates of scarp retreat: A means of dating Neotectonic activity». The Atlas System of Morocco. Lecture Notes in Earth Sciences 15. pp. 445-462. ISBN 978-3-540-19086-8. doi:10.1007/bfb0011604.
- Schmidt, Karl-Heinz (March 1989). «The significance of scarp retreat for cenozoic landform evolution on the Colorado Plateau, U.S.A.». Earth Surface Processes and Landforms 14 (2): 93-105. Bibcode:1989ESPL...14...93S. doi:10.1002/esp.3290140202.