1.

Introducción

Modelado fluvial, forma de paisaje originado por la acción fluvial, esto es, de las aguas de los cauces de la red de drenaje de una cuenca fluvial, que erosionan, transportan y depositan sedimentos. El término ‘río’ se emplea como convención en este artículo, pero hay que recordar que el modelado fluvial afecta a todos los canales de drenaje, cualquiera que sea su tamaño, desde los más pequeños arroyuelos hasta los ríos más caudalosos del mundo. De hecho, aunque los efectos sobre el paisaje de las cuencas de los grandes ríos tienden a ser los más espectaculares, gran parte del conocimiento de cómo se produce el modelado fluvial deriva del estudio detallado de los pequeños riachuelos.

Todos los ríos constan de una corriente tanto de agua como de sedimentos —materiales procedentes de rocas y productos orgánicos cuyo tamaño varía desde finas partículas arcillosas hasta enormes cantos rodados—. De este modo, el relieve que genera un río concreto depende no sólo de las características de la corriente, en especial de su caudal de su distribución en el tiempo y de la energía, sino también de la cantidad y tamaño de los sedimentos que arrastre. El tercer elemento que contribuye en el modelado es la geología de la cuenca, que determina el tipo y cantidad de sedimentos y que afecta también a la acción erosiva del río, ya que algunas rocas son más duras que otras.

2.

Acción fluvial

Los principales factores responsables de la formación y evolución de los ríos y su modelado son la erosión, el acarreo de sedimentos y la deposición. Los ríos pueden modificar el paisaje, puesto que la energía potencial del agua se transforma, en su recorrido descendente, en energía cinética responsable de la erosión, el transporte y la deposición. La cantidad de energía potencial que dispone un río es proporcional a su altitud inicial sobre el nivel del mar. Con el fin de minimizar la conversión de energía potencial en energía térmica (o calor) como consecuencia de la fricción y, por tanto, aumentar la energía cinética, el río sigue el curso que menos resistencia presente. Incluso así, se estima que el 95% de la energía potencial de un río se usa para salvar la fricción, que tiene lugar, de forma especial, en el lecho y en los márgenes del cauce, aunque también es importante la fricción interna del agua y la resistencia del aire sobre la superficie.

Hay dos tipos principales de flujos: laminar y turbulento. El primero es un movimiento horizontal, en el que las aguas fluyen en capas muy definidas sobre los sedimentos del lecho, sin arrastrarlos. Se considera que la corriente laminar es más teórica que real en los ríos. El flujo turbulento, que es predominante, consiste en una serie de erráticos remolinos verticales y horizontales que se desplazan río abajo. Las turbulencias varían en relación directa con la velocidad de la corriente, que, a su vez, depende de la cantidad de energía cinética existente. Cuanto mayor sea la energía cinética, mayor será la velocidad (y viceversa) y la turbulencia de la corriente.

1.

Erosión

La erosión es el proceso por el cual los ríos ensanchan y alargan su cauce. Existen diversos tipos de erosión.

La acción hidráulica se produce cuando la energía del flujo de agua que choca con los márgenes y el lecho del río es suficiente para separar fragmentos rocosos. Esta fuerza hidráulica desintegradora tiene su origen al introducirse el agua en las grietas de lecho rocoso. El aire que hay en ellas se comprime y aumenta la presión. Con el tiempo, se debilita la roca y se van desprendiendo fragmentos. Una forma extrema de acción hidráulica asociada a las cascadas y a los rápidos es la cavitación. Es consecuencia del estallido de las burbujas de aire. Las olas que se producen golpean y erosionan los márgenes del canal y, con el paso del tiempo, acaban por desmoronarlos. La acción hidráulica se mide en términos de la relación entre la fuerza de fractura por unidad de superficie, denominada presión desintegradora sobre los márgenes. Además de actuar sobre el lecho rocoso del río, las aguas pueden erosionar elementos previamente desgajados que se depositan en la base de las laderas fluviales después de ser arrancadas de la rocas —acumulaciones denominadas canchales o coluviones— mediante procesos de meteorización como la gelivación, la cristalización de la sal o la acción de plantas y animales. Este proceso se denomina aporte de sedimentos.

La efectividad de la corriente como agente erosivo queda aumentada por el efecto del choque de los sedimentos disueltos en el agua contra el lecho rocoso del canal, fenómeno denominado corrosión. Éste es responsable en gran parte de la entalladura que crea y ahonda el cauce y es muy importante en épocas de inundaciones. Las marmitas de gigante, una peculiar forma geomorfológica, son una cavidad en el lecho del río producida por la acción de torbellinos de agua que arrastran cantos rodados y otros sedimentos ahondando la depresión. Pero este proceso no sólo erosiona el cauce; los materiales que acarrea la corriente también sufren un desgaste al colisionar las partículas entre sí y con las márgenes del canal. Este fenómeno, denominado en ocasiones atrición, reduce el tamaño de los sedimentos y origina la típica forma redondeada de los cantos de río. Muchas rocas resultan erosionadas mediante la corrosión o solución, por el cual el agua las va disolviendo. Las calizas y las cretas son especialmente susceptibles a la corrosión, aunque hay numerosos componentes químicos solubles, sobre todo si se hallan a la intemperie, por lo que existe un amplio abanico de rocas vulnerables a este proceso.

2.

Transporte

La corriente transporta el material erosionado río abajo, acompañado de los sedimentos arrastrados al cauce por las escorrentías —el flujo que surca la superficie, cuando el suelo ya no puede absorber más el agua de las precipitaciones—. Todo este material recibe el nombre de carga fluvial. Se puede clasificar esta carga fluvial en tres categorías, según su origen. Los productos disueltos son los sedimentos derivados de la corrosión y de la meteorización química. Las partículas arrastradas por las escorrentías constituyen el sedimento lavado, mucho más fino que el del lecho del cauce. El último tipo de carga lo forma el material erosionado de los márgenes del cauce, de tamaño similar al sedimento del lecho.

La mecánica y velocidad del desplazamiento de la totalidad de sedimentos y materiales transportados varía según el tamaño de las partículas. El movimiento de los sedimentos disueltos, transportados en suspensión, corresponde al de la corriente. Esta carga y las partículas más finas procedentes del lecho se mezclan en el agua gracias a la serie de remolinos que se producen al chocar el agua con los márgenes del cauce. Tales remolinos transportan en suspensión, a grandes distancias, partículas de limo y de arena, por encima del fondo del río. Sin embargo, los materiales de mayor tamaño (como grava, guijarros y cantos rodados) son demasiado pesados para ser levantados por dichos remolinos, por lo que se deslizan, ruedan o dan pequeños saltos por el fondo del cauce. Los cantos más pesados sólo pueden ser arrastrados durante periodos de arroyadas. El porcentaje de sedimentos acarreados por estos diversos mecanismos varía enormemente según los ríos y puede cambiar incluso en un mismo río según las épocas. No obstante, como norma general, la carga en suspensión se sitúa entre el 70% y el 85% del total de la carga.

Existe una estrecha relación entre la velocidad de la corriente, la presión de desgaste sobre los márgenes y el tamaño de las partículas erosionadas, transportadas o depositadas. A comienzos de la década de 1930, el científico sueco Filip Hjulström llevó a cabo experimentos para establecer la velocidad necesaria para iniciar el proceso de erosión, transporte y deposición de sedimentos de diverso tamaño. Presentó sus resultados en 1935 mediante un gráfico en el que se mostraba la relación entre la velocidad (eje Y) y el diámetro de los sedimentos (eje X) a través de dos curvas; la primera trazaba la velocidad crítica de erosión, es decir, la velocidad a la que las partículas de un tamaño determinado pueden ser erosionadas de un lecho de sedimentos sueltos, y, por tanto, el inicio del transporte; la segunda mostraba la velocidad crítica de caída o de deposición, esto es, la velocidad a la que se inicia ésta. Entre ambas curvas tiene lugar el transporte del material. Hjulström descubrió que no se requiere que las partículas, una vez en movimiento, tengan una elevada velocidad para continuar su desplazamiento. La velocidad de erosión es más baja para las partículas de arena. Sin embargo, se necesita una velocidad más elevada para arrastrar otros tipos de sedimentos. Las partículas más finas, como arcilla o limo, necesitan una mayor velocidad para su erosión, dada su cohesión. La elevada velocidad crítica de los sedimentos más gruesos, como cantos, grava y guijarros, es mera consecuencia de su mayor peso.

El tamaño máximo de las partículas que puede transportar un río se denomina competencia y está en relación con la velocidad y la presión de desgaste. El incremento máximo de las partículas es directamente proporcional al de la presión sobre las márgenes. No obstante, la relación entre el aumento de la velocidad de erosión y el tamaño de las partículas está regida por la llamada ley de la sexta potencia. Según ésta, el incremento de la masa de las partículas será equivalente al de la velocidad elevada a la sexta potencia. Por ejemplo, si la velocidad se incrementa en cuatro, la masa de la partícula mayor que puede ser arrastrada, aumentará en 4 elevado a la sexta, es decir, 4.096 veces. Esta relación proporcional se emplea para determinar la competencia de un río, para cualquier velocidad crítica de erosión.

3.

Deposición

Cuando la velocidad de la corriente y la erosión disminuyen, el río ya no posee capacidad para seguir arrastrando su carga, por lo que comienza a depositarla. La deposición de los materiales se produce por varias causas: algunas están en relación con alteraciones del cauce; otras son resultado de específicas condiciones locales. El ensanchamiento del cauce, por lo general en su curso medio e inferior, es un ejemplo del primer caso. La causa de este hecho reside en que al aumentar el caudal (suponiendo que éste se mantenga constante) que entra en contacto con las márgenes, la fricción aumenta y reduce la velocidad hasta llegar al umbral de la velocidad crítica de deposición de algunas partículas. La velocidad también se reduce en los meandros, en las zonas de menor profundidad o cuando el río desemboca en el mar o en un lago.

Otras causas de las deposiciones pueden estar motivadas por un brusco desnivel de la vertiente, como cascadas, o por un repentino aumento de carga, a causa de un corrimiento de tierras. La curva de deposición de Hjulström indica la velocidad a partir de la cual las partículas de diferente tamaño empiezan a depositarse. Los materiales en hacerlo primero son los más pesados. Éstos recorren pequeñas distancias, excepto en el caso de importantes inundaciones. Ésta es la razón por la que los cauces de arroyos montañosos están a menudo bloqueados por cantos. Los materiales más pequeños arrastrados del lecho del cauce y los sedimentos más vastos se depositan en zonas próximas y forman pequeñas barras en el fondo del cauce. Éstas son una especie de cordillera a pequeña escala, de mayor longitud que las rizaduras. Adoptan diversas formas y se clasifican de diversos modos. A veces se produce cierta confusión, ya que el mismo tipo recibe diversos nombres. Existen tres criterios principales para su ordenación, atendiendo a su forma, a la orientación respecto a la corriente y a su posición en el cauce.

Tres ejemplos de estos tres tipos son: barras en forma de luna creciente, barras transversales y longitudinales y, por último, barras medianeras y laterales. Uno de los tipos de barras más conocido, debido a que suele encontrarse emergida y no sumergida, es el depósito en punta de flecha, que se forma en la margen interior de un meandro. Dada su similitud con determinados modelados eólicos, las grandes formas sumergidas reciben el nombre de dunas. Los sedimentos más finos se desplazan a grandes distancias y, por lo general, se depositan en brazos estancados y en los bordes interiores del cauce donde forman ondulaciones (ripples) y estrechos rebordes (bermas). La deposición de la carga de sedimentos fluviales se denomina aluvión.

La clasificación hidráulica de las partículas en razón de su tamaño, río abajo, es posible por el hecho de que los sedimentos más finos se desplazan más lejos y con mayor rapidez que los materiales pesados. La mayor parte de los ríos muestran una separación de los materiales del lecho, según su tamaño: en el curso superior aparecen cantos rodados, en el curso medio gravilla y en el inferior se deposita arena. Un caso especial de esta ordenación da origen a la denominada capa blindada (o capa de cantos), de superficie tosca, en fondos de grava, que se produce tras la remoción de los elementos más ligeros de un lecho de partículas de diversos tamaños. Como Hjulström demostró, la velocidad de suspensión que se requiere para mantener a las partículas más finas (limos y arcillas), una vez en movimiento, es prácticamente nula. Así pues, para que se depositen finos limos y granos arcillosos es necesario que las partículas se compacten para formar conjuntos más grandes denominados flocs. Este proceso de agregación, llamado floculación, tiene lugar en el estuario, donde las aguas fluviales, con sus correspondientes sedimentos, se mezclan con el agua salina del mar y donde la velocidad es mínima. Ésta es la razón que explica por qué los estuarios se caracterizan por la existencia de elevados montículos de barro y de marismas de limo y arcilla.

3.

Sección y perfil longitudinal del río

La distribución del caudal a lo largo del tiempo y del espacio define el régimen hidrográfico de un río. El régimen medio, representado por la media mensual del flujo de agua, viene determinado por variables climáticas e hidrológicas, como la cantidad y distribución de las precipitaciones y de las temperaturas, de las tasas de evapotranspiración y de las características de la cuenca de drenaje. La estacionalidad del régimen puede ser simple, esto es, con tan sólo un periodo álgido de la corriente, o compleja, con diversos momentos cumbre.

El flujo de las aguas, junto con la geología subyacente y el tamaño de las partículas de la carga de transporte, determina el tamaño, forma y longitud del cauce. Su perfil longitudinal se denomina gradiente del cauce (pendiente), cuya expresión gráfica es la distancia entre su nacimiento y el nivel de base. Éste es el punto más bajo en el que un río tiene capacidad de erosión. En términos generales, el nivel base es el nivel de mar y es el más usado en los diagramas de perfiles longitudinales. Sin embargo, existen muchos niveles base de carácter local, como el de lagos o el de afluentes que se unen al río principal. Además, puede estar sometido a modificaciones si se altera el nivel terrestre como resultado de procesos tectónicos o isostáticos o hay cambios en el nivel del mar debido a procesos eustáticos. El perfil de un cauce es, por lo general, cóncavo y muy pocas veces llano; está formado habitualmente por segmentos individuales, asociados a la existencia de niveles de base locales.

Hay una rama en los estudios sobre los ríos, dedicada al análisis del régimen fluvial, que intenta predecir la forma de los cauces, mediante la relación entre los procesos fluviales y la morfología de los cauces. Estos estudios han establecido la forma en que la corriente y la forma del cauce cambian de acuerdo a su posición en el perfil longitudinal, es decir, a su localización entre el nacimiento del río y su nivel de base.

El caudal aumenta río abajo, por lo general, porque la cuenca de drenaje también aumenta y, por tanto, el volumen de agua que llegan al cauce, a través de afluentes, arroyadas y aguas subterráneas, es también mayor. Lo mismo sucede con los sedimentos, cuyo volumen asciende, de forma más notable aún, con la ampliación de la zona de drenaje. Este aumento del caudal y de la carga de sedimentos provoca que el cauce crezca río abajo, tanto en profundidad como en anchura. Al mismo tiempo, la pendiente y aspereza del cauce disminuye a medida que avanza. El aspecto quebrado sirve para medir el grado de fricción, que origina una pérdida de energía de la corriente. La principal causa de este aspecto es la desigualdad de las márgenes del cauce, incluido el tamaño y forma de los depósitos de sedimentos, pero existen otros factores que contribuyen, como la presencia de meandros y vegetación.

A medida que desciende el río, el cauce se suaviza, ya que la erosión pule las márgenes y el lecho del río, y las partículas más finas depositadas en el curso inferior del río (consecuencia de la distribución hidráulica de los sedimentos) ofrecen menos resistencia que los cantos rodados y otros materiales rocosos depositados en el curso superior. En ese primer tramo, no sólo el canal es abrupto, sino que el caudal es menor. Como resultado, las vertientes necesitan ser más escarpadas para generar la energía necesaria para que el río siga su curso. La cantidad de energía cinética disponible está en relación no sólo a los niveles de fricción y a la velocidad de la corriente, sino también a la masa de agua. Al tiempo que desaparece el aspecto agreste del río y el caudal aumenta, esta energía es más eficaz y la vertiente se hace cada vez más suave.

Las investigaciones, dirigidas por Luna B. Leopold, del US Geological Survey, establecieron, por primera vez, que se pueden predecir los cambios río abajo en las dimensiones y geometría de la sección del cauce, a través de ecuaciones que reflejan la anchura, la profundidad y la velocidad media como resultado del caudal, de la carga fluvial y de la resistencia a la erosión del lecho y de las márgenes. Los trabajos de Leopold mostraron: por un lado, que, en la mayoría de los ríos, la disminución del relieve agreste compensa la reducción del gradiente del cauce, de tal modo que la energía cinética es mayor; y, por otro, que la velocidad media más que descender, como se podría pensar, aumenta, muy ligeramente en realidad, entre la cabecera del río y el curso inferior.

Hay, por supuesto, excepciones a estas reglas generales del régimen hidrológico y de cambios en el cauce durante su recorrido. Por ejemplo, una banda rocosa, dura y resistente a la erosión, puede actuar como nivel de base local y constituir una protuberancia o knipunt en el cóncavo perfil longitudinal del río; un afluente que aporte sedimentos gruesos puede interrumpir, en el río principal, la ordenación hidráulica de la carga fluvial.

Los ríos que surcan la superficie del desierto pueden perder, por evaporación y filtración, más agua de la que capturan a través de las escorrentías u otras fuentes, por lo que el caudal disminuye desde su cabecera y crea un característico perfil longitudinal convexo. El río Nilo es un ejemplo de ello. La acción del hombre puede producir efectos similares cuando extrae agua para irrigación u otros fines. Esto sucede en el río Colorado (Norteamérica) y en los ríos que desembocan en el mar de Aral (Asia central). En este último caso, la extracción para esa actividad ha hecho disminuir tanto el caudal que el volumen del Aral se ha reducido casi en un 70% y lo ha seccionado en dos partes. No obstante, los estudios realizados en diversos ríos del mundo apoyan la idea de que los modelados producidos por la acción fluvial se pueden clasificar en tres grandes categorías, en relación a los cursos superior, medio e inferior de los ríos.

1.

Curso superior

En el curso superior, la acción fluvial consiste en la producción de sedimentos y el tallado del cauce en el paisaje. El río cae verticalmente por la ladera hacia el nivel base, creando un estrecho valle con un único cauce, de márgenes relativamente abruptas y espolones entrelazados. Éstos se forman cuando los ríos, que siguen el trazado que menos resistencia ofrece el suelo, envuelve los promontorios de la zona. Este encajonamiento tiene lugar porque el proceso de erosión se suele concentrar en periodos en los que se incrementa el caudal, por ejemplo en los deshielos o tras intensas precipitaciones. Sólo en estas ocasiones, el río tiene suficiente energía cinética (y, por tanto, velocidad y turbulencias) para mover los sedimentos, en su mayoría de gran peso.

La forma en V está en relación, por una parte, con la velocidad del rehundimiento y de los efectos de la remoción de los sedimentos llevado a cabo por el río y, por otra parte, con la efectividad de la acción de la vertiente, como la reptación y el movimiento en masas, junto a la intensidad de la meteorización (que a su vez está condicionada por factores como el clima, la vegetación y la estructura química de la roca). En el curso superior, la meteorización y el movimiento de derrubios en la ladera, son los responsables del ensanchamiento del valle, así como de la aportación de materiales al cauce, en forma de coluvios y canchales. La capacidad erosiva del río se concentra en el tallado del cauce, aunque también puede contribuir al engrandecimiento del valle al socavar sus laderas, lo que incrementa la erosión de las cuestas y provoca el corrimiento de tierras que proporcionan nuevos sedimentos a la corriente. Se puede producir el ensanche del cauce gracias a la erosión de sus márgenes si se produce el fenómeno denominado agradación, que consiste en una afluencia masiva de sedimentos gruesos que elevan el nivel del cauce. El perfil en V será más abrupto si el río erosiona las laderas del valle con mayor rapidez que la meteorización y los derrubios y si puede desplazar los sedimentos con la misma fuerza con la que llegan hasta él.

La remoción de los sedimentos y el labrado de la roca son importantes en el caso de que las laderas estén compuestas por rocas resistentes a la erosión, y pueden formarse gargantas o cañones, de paredes abruptas y escarpadas. Las gargantas también son resultado de la elevación del nivel base, consecuencia de un reajuste isostático, producido por una glaciación, actividad tectónica (como un levantamiento de la corteza terrestre tras un movimiento de las placas tectónicas), o actividad volcánica. El río obtiene una gran energía de esta elevación tectónica, que emplea en su encajonamiento, a fin de recuperar sus antiguas laderas, proceso denominado rejuvenecimiento. El Gran Cañón, en el oeste de los Estados Unidos, es, sin duda, la garganta fluvial más famosa del mundo, resultado de este fenómeno. El levantamiento tectónico de la meseta de Kaibab, en sus alrededores, igualó el nivel de encajonamiento del río Colorado y creó un cañón de más de 1,6 km de profundidad.

Cuando un río encajonado encuentra en su recorrido una zona de roca dura o un valle secundario que aporta sedimentos gruesos, el grado de desnivel de su lecho se ralentiza, aunque se incrementa de nuevo, río abajo, dando origen, entre ambos puntos, a las cataratas o rápidos, tramos de cauce escarpado, con corrientes veloces y profundas, con grandes remolinos. Las cataratas del Nilo, en Egipto, son un excelente ejemplo de este tipo de modelado. Las cascadas son otro tipo de modelado, originado por el ajuste vertical del perfil longitudinal del cauce. Se forman en un punto donde un río, tras surcar una zona de roca relativamente dura, se encuentra con una banda de roca menos resistente (cataratas del Niágara, América del Norte), una falla (Gordale Scar, Reino Unido), o donde el río surca el borde de una meseta (cataratas Livingston, República Democrática del Congo) o donde la erosión glaciar ha abierto una brecha entre el valle principal y el valle afluente, a modo de valle colgante (cataratas Bridal, en el Parque nacional Yosemite, Estados Unidos).

2.

Curso medio

El curso medio de un río se caracteriza por una erosión lateral, más que vertical, y por el transporte de sedimentos. La mayor parte de éstos son transportados en la modalidad de suspensión y se hacen cada vez más finos. La mayoría de los cantos y gravas, procedentes de la erosión de tierras altas, quedan depositados, y el material más fino (arena y limo) forma el aluvión y coluvión. El valle es más ancho que en el curso superior, las laderas menos abruptas y el cauce está rodado por una llanura aluvial (área de escaso relieve que es inundada cuando el río se desborda y queda cubierta por el aluvión). El río adopta, por lo general, un perfil sinuoso en su recorrido por la llanura aluvial, formando recodos que reciben el nombre de meandros, término que procede del río Büyük Menders, en el suroeste de Turquía. Éstos se hallan separados por un corto tramo recto denominado cruce.

La causa exacta de la formación de los meandros es, todavía, incierta, pero es probable que tenga su origen en el movimiento sinuoso natural de las corrientes (incluso en cauces rectilíneos), lo que propicia la formación de irregularidades en el perfil longitudinal del río, denominadas barreras y pozos. Estos accidentes se hallan espaciados de forma regular, alternando zonas de agua poco profunda con otras profundas. Los pozos son cavidades modeladas en el lecho, colmatadas por limos y gravilla; las barreras son acumulaciones de cantos y materiales más gruesos. La secuencia de pozos y barreras tiene su origen, probablemente, en las diferentes velocidades del flujo de agua, que provoca que los materiales más pesados se depositen en aquellos puntos donde la velocidad decrece.

Una vez que estas barreras han comenzado a formarse, se acentúa más aún la diferencia de velocidad, lo que provoca una deposición selectiva de los materiales arrastrados. Durante los periodos en los que el cauce está lleno, pero sin rebosarlo, el agua fluye con mayor velocidad sobre los pozos, por lo que arrastra los sedimentos más pesados, que se depositan en las barreras, río abajo, donde la velocidad es menor. En cambio, cuando el caudal es más reducido ocurre lo contrario. El curso de agua fluye sobre las barreras, zonas de menor profundidad, y alcanza la velocidad de erosión suficiente para arrastrar los sedimentos más finos, cuya deposición tiene lugar en los pozos, donde la corriente es más lenta. Esta secuencia, pozos-barreras, se inicia en zonas relativamente rectas del río, pero a medida que la sinuosidad de la corriente aumenta por la alternancia de zonas profundas y zonas poco profundas, el cauce comienza a tomar formas sinuosas hasta originar los meandros, en los cuales los pozos se sitúan en el recodo mismo, mientras que las barreras se localizan en el cruce (o tramo recto).

Los pozos son formas muy asimétricas. Una sección transversal mostraría un lecho inclinado, con su punto más profundo situado en la margen exterior del meandro, y un resalte interior, a poca profundidad, originado por la deposición de materiales. Esta asimetría es consecuencia del flujo helicoidal o en espiral del agua. Como la línea de las aguas más profundas (el talweg) coincide, normalmente, con la línea de mayor velocidad, la corriente oscila de lado a lado, acumulando la superficie de la corriente más rápida en la margen exterior del meandro. Esto inicia una presión desigual sobre el cauce, lo que origina que el agua más rápida descienda y cruce el fondo del lecho, desplazando de este modo la corriente lenta del fondo, que se ve forzada a ascender hacia el margen interior del meandro. La corriente circular generada de este modo se superpone sobre la principal, creando un flujo en espiral.

El movimiento hacia abajo del agua provoca una importante acción de desgaste que, combinada con las altas velocidades, erosiona la margen exterior del recodo, produciendo un abrupto escarpe fluvial. Los meandros no son estáticos. Avanzan río abajo y se desplazan lateralmente, ya que la erosión y la retirada de la margen exterior es contrarrestada por el avance de la margen interior del meandro, gracias a la deposición de sedimentos (acreción lateral) en forma de punta de flecha. Con el paso del tiempo, los meandros se extienden por la llanura aluvial, en un proceso denominado traslación lateral, que rehace el aluvión y genera una topografía de cadenas onduladas separadas por zonas bajas, denominadas surcos de playa. En ocasiones, una gran inundación o un cambio en la alineación aguas arriba pueden destruir un meandro, ya que el río destruye las barras de la margen inferior del meandro y crea un estrecho canal en el que el agua fluye con gran rapidez, denominado corte de tolva. Como resultado de esta acción, un tramo de cauce queda abandonado con la forma del meandro. La mayoría de los cursos medios, por ejemplo el de los ríos Severn y Trent del Reino Unido, presentan zona de meandros, con su aspecto característico.

No obstante, no todos los ríos poseen meandros en su curso medio; también son normales los cauces en forma de trenza, o corriente anastomosada. Este tipo de río es muy ancho y relativamente poco profundo, con multitud de canales que se unen y se separan en las llamadas barras de anastomosis. Esta red de brazos se crean y abandonan con gran frecuencia, en tanto que las barras se desplazan continuamente, por lo que la estructura de estos ríos es impredecible. La razón de la anastomosis en el curso medio es desconocida. No obstante, se sabe que está asociada a ríos con una gran energía, que arrastran una carga de arena y grava. En consecuencia, estos ríos anastomosados del curso medio se encuentran en regiones de drenaje glaciar (por ejemplo, el sandur de Sólheimajökull) y en plegamientos montañosos recientes (por ejemplo, el río Rakaia, que recorre los Alpes Meridionales de Nueva Zelanda). Ambos ríos transportan una gran cantidad de sedimentos gruesos.

Cuando un río, cargado con pesados sedimentos, sale de un curso superior abrupto y entra en una extensa llanura, deposita una gran cantidad de este material hasta formar un cono de deyección. El río Kosi, en la India, tiene uno de los mayores conos de deyección del mundo, ubicado en el punto donde el río abandona el Himalaya y entra en la enorme llanura del Ganges.

3.

Curso inferior

El curso inferior se caracteriza por la deposición de los sedimentos y la aparición de la llanura aluvial. Los sedimentos se acumulan durante la traslación lateral del cauce (o cauces, en el caso de los ríos anastomosados) y durante las inundaciones. Si éstas se repiten, de forma sucesiva, se forman a lo largo del tiempo sucesivas capas de aluvión en la llanura aluvial. Este proceso se denomina acreción vertical. Durante muchos años se ha pensado que la traslación lateral era la principal causa en la génesis de la llanura aluvial. Sin embargo, estudios recientes en estratigrafías de estas llanuras sugieren que la formación reciente de la mayoría de las llanuras aluviales es una respuesta a la elevación del nivel base originada por el crecimiento del nivel del mar durante el holoceno. Si el nivel base desciende, por algún motivo, pero en especial a causa de movimientos isostáticos, tras el fin de la glaciación, el curso inferior se rejuvenecerá y comenzará a formarse de nuevo, creando una nueva llanura aluvial. Las terrazas, estructuras amesetadas que bordean las nuevas llanuras, son restos de anteriores llanuras. Parte de estas terrazas aluviales son destruidas por la traslación lateral, por lo que, en ocasiones, no presentan continuidad. Las sucesivas alteraciones del nivel base, como las ocurridas desde y durante el pleistoceno, pueden forman una serie de terrazas abruptas. Las del valle del Támesis, en el sur de Inglaterra, son unas de las más conocidas. Hyde Park, por ejemplo, se asienta sobre la primera de sus terrazas.

Los ríos en su curso inferior pueden ser anastomosados o poseer meandros, según los niveles de energía y de la carga de sedimentos. Los meandros son, en el curso inferior, más sinuosos aún que en el medio, y los cauces pueden llegar a ser tan tortuosos que, durante una inundación, el río se encauza a través del estrecho cuello de tierra que separa los extremos del meandro. Este proceso recibe el nombre de estrangulación. Como el río ha enderezado (al menos de forma temporal) su cauce, la corriente principal regresa al centro del río, mientras que el meandro se queda aislado y se rellena de sedimentos. Estos meandros abandonados presentan la característica forma de herradura de caballo y perduran en el paisaje con el nombre de lagos oxbow (collera de buey). Estos oxbow capturan agua del drenaje de la zona y también reciben agua y finos sedimentos con inundaciones. Con el paso del tiempo se colmatan y forman zonas pantanosas en el seno de la llanura aluvial.

La velocidad de la corriente desciende de forma notable cuando ésta abandona el cauce durante las inundaciones. Por esta razón, el grado de sedimentación en la llanura aluvial disminuye en periodo de inundaciones (acreción del cauce) de forma exponencial respecto a la distancia del río. A lo largo del tiempo, las zonas próximas a los bordes del cauce se elevan más rápido que las zonas interiores, dando origen a un terraplén aluvial, o levée (del francés levare, ‘alzar’). Estos terraplenes bloquean el drenaje al río desde las zonas más bajas de la llanura aluvial, que se convierten en el denominado pantano trasero. La riqueza y diversidad de ambientes y hábitats que poseen estas zonas fluviales dan origen a variados ecosistemas, desde los bosques galería, situados en los relativamente secos levée hasta zonas comunidades de tierras humedad en los pantanos traseros. Es frecuente que estas zonas desarrollen un sistema de drenaje prácticamente independiente de la corriente principal. Los ríos de este tipo reciben el nombre de ríos yazoo, derivado del río Yazoo en el estado de Mississippi (Estados Unidos). En términos más amplios, el curso bajo del río Mississippi está considerado como uno de los mejores ejemplos en el mundo de este sistema de meandros en tierras bajas.

Los ríos de tierras bajas con cargas muy grandes de sedimentos adoptan la forma de ríos anastomosados (en forma de trenza) con barras de arena y no de grava procedente de los sistemas anastomosados de curso medio. Estos ríos trenzados de tierras bajas se caracterizan por una serie de brazos de traslación lateral y altas tasas de erosión en sus márgenes. Algunos de estos ramales no se vuelven a unir al cauce principal. Por el contrario, se convierten en ríos difluentes que toman su propia ruta para llegar al mar. Algunas de estas barras anastomosadas permanecen en el mismo lugar durante largos periodos. El florecimiento de vegetación y, en ocasiones, su cultivo puede hacer que se conviertan en elementos semipermanentes del paisaje fluvial. Las charlands del río Brahmaputra, en Bangladesh, son, probablemente, el ejemplo más famoso. Más de 6.000 personas viven en islas (char) formadas por los diversos ramales de este río anastomosado, que supera los 17 km de anchura. No obstante, la naturaleza cambiante de estos ramales y la consiguiente destrucción de estas islas supone que los habitantes de estas charlands tienen que cambiar, como media, 20 veces de lugar de residencia a lo largo de toda su vida.

La forma de un río en su desembocadura depende de la historia geológica de los levantamientos o alteraciones del nivel del mar y de los procesos geomorfológicos costeros. Los deltas aparecen en las desembocaduras de los ríos, en mares o lagos, cargados de sedimentos. Su nombre deriva de su forma triangular que recuerda a la letra griega delta. Se forman cuando los sedimentos fluviales se depositan en la desembocadura, de tal modo que se bloquea y la corriente busca una nueva salida. Cuando esta situación se repite de forma continuada el delta aumenta de tamaño. El estuario es el resultado de la acción de las mareas en la desembocadura de un río, ensanchada por el incremento del nivel del mar durante el holoceno, consecuencia del deshielo tras la época glacial del pleistoceno.

4.

Concepto de equilibrio y cambio del cauce

El estudio del modelado fluvial ha dado lugar a una serie de importantes teorías y conceptos en el campo de la geomorfología. Los primeros estudios se centraron en el ciclo de la erosión, la secuencia de dicho proceso y de sus formas fueron popularizados a finales del siglo XIX por el geógrafo estadounidense William Morris. Con posterioridad, el interés se dirigió hacia el concepto de equilibrio dinámico y de la relación entre erosión y deposición. En los últimos años, este concepto ha sido sustituido por un mayor aprecio hacia los ajustes dinámicos continuos que tienen lugar en la mayoría de los ríos y hacia la complejidad de la evolución del cauce.

Davis introdujo por vez primera (en 1899) la idea de que las formas de relieve eran producto de la evolución en el tiempo de un proceso estructural. Usó el ejemplo del sistema fluvial para ilustrar un modelo general del cambio del relieve, que denominó ciclo geográfico, más conocido como ciclo erosivo o ciclo de Davis. Según este modelo, los ríos jóvenes tallan los valles en forma de V, en montañas levantadas recientemente, mientras que los ríos maduros ensanchan sus valles a través de la formación de meandros y de la llanura aluvial. En su fase de vejez, los ríos se aproximan al nivel base y serpentean de forma muy amplia, depositando sedimentos a lo largo de enormes llanuras bajas, denominadas penillanuras. La aplicación de los conceptos de juventud, madurez y ancianidad para las formas de relieve, generadas por la acción fluvial, condujo a Davis a escribir: “Una forma de relieve joven posee ríos jóvenes con una actividad torrencial, mientras que un relieve viejo tendría una vieja corriente de caudal lento o incluso débil”. Lo que Davis no podía saber, ya que en esa época todavía no se había hecho medición alguna, era que los grandes ríos de tierras bajas, como el Mississippi o el Brahmaputra, lejos de ser débiles, alcanzan velocidades que superan a la de sus afluentes en tierras altas. Muchos investigadores posteriores, como el influyente geomorfólogo alemán Walter Penck, criticaron el modelo de Davis por su excesiva simplificación y por no ser, de hecho, un modelo cíclico, sino un proceso unidireccional que altera las formas de relieve, pasando de las tierras altas a la penillanura. Es difícil que la formación de los paisajes fluviales sea un proceso unidireccional, ya que los niveles base han cambiado muchas veces, consecuencia de ajustes asociados a la glaciación y posterior deshielo en los últimos dos millones de años. El rejuvenecimiento, por ejemplo, es más común de lo que Davis pensaba. No obstante, a pesar de estos errores, el modelo de Davis sigue siendo un importante marco teórico con el que los geógrafos pueden explicar el desarrollo de las formas de relieve.

Durante las décadas de 1940 y 1950, los geomorfólogos lanzaron la idea de que los ríos en su curso medio podrían mantener, durante cierto tiempo, el mismo tamaño y forma, siempre que el volumen de sedimentos arrastrados hacia la zona de deposición en tierras bajas fuera equivalente al volumen de sedimentos procedentes del curso superior. Se pensaba que este concepto, denominado equilibrio dinámico, se lograba gracias a finos ajustes de la vertiente del cauce, de tal modo que la carga de sedimentos era igual a su suministro. El geomorfólogo estadounidense J. Hoover Mackin (1948) señaló que cuando la vertiente estuviera perfectamente ajustada según este equilibrio, el río tendría un perfil nivelado, de ahí el nombre alternativo que, en ocasiones, se emplea en vez de equilibrio dinámico: el concepto de nivel.

No obstante, con posterioridad se reconoció que los ríos raramente tenían su pendiente nivelada, puesto que una amplia serie de factores, especialmente los cambios en el clima, el nivel base, el crecimiento de vegetación y el uso del suelo, distorsionan el sistema. No sólo estas perturbaciones imposibilitan las condiciones de equilibrio necesarias para lograr el equilibrio, sino que también dictan continuos ajustes en el seno del sistema fluvial.

El trabajo de campo y de laboratorio llevado a cabo por el geomorfólogo estadounidense Stanley Schumm durante las décadas de 1970 y 1980 mostraron que la tasa y dirección del ajuste no son lineales. También demostró, usando las ideas de la teoría de sistemas, que si se rebasa el umbral de estabilidad de las formas de relieve (o umbrales geomorfológicos) como consecuencia de cambios intrínsecos del propio relieve (en este caso, un sistema fluvial), entonces es probable que produzca lo que él denominó como una respuesta compleja —que implica una amplia inestabilidad en el sistema y cambios irreversibles en los cauces. Los geomorfólogos han observado, recientemente, que esos cambios en los cauces no sólo afectan a su inclinación, sino también a su anchura, profundidad, fondo del lecho y morfología. En la actualidad, se está prestando un mayor interés a la amplia extensión y complejidad de las alteraciones dinámicas en los modernos estudios de ingeniería fluvial y en la gestión hidrológica. Tal actitud intenta cooperar, más que combatir, con la acción fluvial y buscar la conservación del paisaje natural de los ríos.