Análisis geomorfológico aplicado a obras COUSSA

“SECRETARÍA DE AGRICULTURA, GANADERÍA,
DESARROLLO RURAL, PESCAY ALIMENTACIÓN”
Subsecretaría de Desarrollo Rural
Dirección General de Producción Rural Sustentable en Zonas
Prioritarias
ANÁLISIS GEOMORFOLÓGICO
APLICADO A OBRAS COUSSA

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CONTENIDO
1. INTRODUCCIÓN ....................................... 1
2. OBJETIVO ................................................ 1
3. ASPECTOS GEOLOGICOS........................... 1
3.1 TECTÓNICA.......................................... 2
3.2 CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS............ 3
Rocas ígneas.............................................................. 3
Rocas sedimentarias.................................................. 6
Rocas metamórficas.................................................. 7
3.3 ESTRUCTURAS PLEGADAS ................... 8
3.4 ESTRUCTURAS FALLADAS.................... 9
Falla normal............................................................... 9
Falla horizontal........................................................ 10
Falla inversa............................................................. 10
4. CUENCAS HIDROGRAFICAS..................... 11
4.1 FALLAS Y CUENCAS............................ 11
4.2 PATRONES DE DRENAJE .................... 13
Drenaje Dendrítico.................................................. 13
Drenaje en Enrejado o Trenzado............................. 14
Drenaje Rectangular................................................ 14
Drenaje Radial centrifugo........................................ 14
Drenaje Radial centrípeto ....................................... 15
Drenaje Anular ........................................................ 15
Drenaje Paralelo...................................................... 15
Drenaje Meándrico ................................................. 16
Drenaje Anastomosado........................................... 16
Drenaje con forma Entrecruzada ............................ 17
Drenaje con forma Dicotoma (Distributiva)............ 17
Drenaje con formas Retorcidas............................... 17
Drenaje con formas Asimétricas ............................. 18
4.3 INDICADORES DE CONTROL
ESTRUCTURAL ............................................... 18
4.4 DENSIDAD DE DRENAJE..................... 19
4.5 LAS LADERAS ..................................... 19
5. PROCESOS DE FORMACIÓN DEL RELIEVE 20
5.1 INTEMPERISMO................................. 20
Intemperismo físico .................................................21
Intemperismo químico.............................................21
Estructura de las rocas y su intemperismo ..............22
Intemperización de rocas ígneas.............................23
5.2 EROSIÓN............................................ 23
Erosión hídrica .........................................................24
Erosión Eólica...........................................................25
Movimiento en masas..............................................25
5.3 TRANSPORTE..................................... 26
5.4 DEPOSITACIÓN.................................. 27
Depósitos glaciares ..................................................27
Depósitos coluviales.................................................28
Depósitos aluviales ..................................................28
Depósitos eólicos .....................................................30
6. SUELOS ..................................................32
6.1 SUELOS RESIDUALES.......................... 33
Características del suelo residual.............................34
Suelos residuales de rocas volcánicas......................34
Suelos residuales de rocas metamórficas................35
Suelos residuales de rocas sedimentarias................36
6.2 SUELOS TRANSPORTADOS ................ 37
Suelos aluviales........................................................37
Suelos eólicos...........................................................38
Suelos glaciares........................................................38
7. AGUA SUBTERRANEA .............................38
7.1 LOS ACUÍFEROS ................................. 39
7.2 AGUAS SUBALVEAS ........................... 39
7.3 MANANTIALES................................... 40
8. VEGETACIÓN..........................................41
9. OBRAS ASOCIADAS.................................47
10. BIBLIOGRAFÍA ........................................48

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ANÁLISIS GEOMORFOLÓGICO APLICADO A OBRAS COUSSA
1. INTRODUCCIÓN
La base fundamental para la implementación de
proyectos de Conservación de Suelo y Agua
óptimos, parte de analizar los recursos naturales
base (clima, roca, suelo) en relación con la
vegetación y más específicamente con las
actividades productivas del sector rural.
Un adecuado análisis del paisaje permite la
correcta valoración de los recursos naturales
disponibles para la implementación de las
mejores acciones conservacionista, en términos
de suelo, agua y fertilidad. En este sentido, un
análisis territorial, con bases geomorfológicas,
permite al técnico especialista entender los
procesos (hidrológicos, climáticos, edáficos,
geológicos, biológicos) que condicionan el
relieve, los suelos, la cobertura vegetal y la
disponibilidad de agua. Además de entender los
procesos que conforman el paisaje, dicho análisis
ayuda identificar las mejores acciones de manejo
en término de los de los recursos que ofrece el
entorno (materiales de construcción,
disponibilidad de agua, potencial productivo) y
los objetivos hidrológicos buscados (recarga de
acuíferos, captación de agua, conservación de
suelos, etc.).
2. OBJETIVO
Conocer el origen de las geoformas, para
entender los elementos físicos y los procesos
que se desarrollan dentro de una cuenca.
Realizar un diagnóstico integral, que sirva en
la planeación de obras y prácticas de
conservación de los recursos naturales a fin
de implementar las mejores acciones, en
términos económicos y de funcionalidad,
acorde a los fines planteados.
3. ASPECTOS GEOLOGICOS
Los proyectos Conservación de Suelo y Agua
COUSSA se circunscriben dentro de estructuras
geológicas que presentas diferentes condiciones
topográficas (relieve, pendiente, aspecto,
longitud de cauces) que son producto de
movimientos tectónicos de la corteza terrestre y
que impactan en la formación de montañas,
cordilleras o valles (graben).
Esta situación es particularmente importante en
México donde el cinturón de fuego, que flanquea
la costa del pacífico, a creando, a través de
subducción, las Sierras Madre de Chiapas, del Sur
y la Occidental. Estas áreas de subducción,
donde las placas convergen, se caracterizan por
sus vestigios volcánicos del periodo terciario. Por
otro lado, los empujes deferenciales entre
distintas sub-placas tectónicas, en el fondo el
Océano Pacífico durante el periodo cuaternario,
han conformado el paisaje del Eje Volcánico
Transversal con sus aparatos volcánicos y
grabenes tectónicos. Estos puntos de contacto
geológico han puesto en superficie el magma
interno de la tierra en forma de lava, toba y
ceniza (consolidada y no consolidada). La
intemperización, arrastre y depositación de estos

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materiales volcánicos, a través del ciclo de las
rocas, han condicionado el paisaje sedimentario
y metamórfico de la mayor parte del país. Tales
procesos tectónicos y geomorfológicos, ligados al
clima, han determinado las diversas
características físicas, usos de suelo y potencial
productivo de las distintas cuencas del país. La
comprensión de dicho procesos permite al
técnico elaborar proyectos COUSSA que retrase
la erosión (natural o acelerada por acción del
hombre) de forma más eficiente y económica.
3.1 TECTÓNICA
La configuración geográfica y geología de la
República Mexicana es el resultado de múltiples
procesos tectónicos entre el bloque continental
y las provincias oceánicas que lo circundan. En la
región del Pacífico, la Península de Baja
California se está separando del resto del
continente con un movimiento hacia el noroeste;
en el Pacífico sur de México, desde Cabo
Corrientes en el estado de Jalisco hacia
Centroamérica, la placa oceánica de Cocos es
asimilada por el continente; tal subducción
ocurre a lo largo de una fosa oceánica a la que se
conoce como Trinchera de Acapulco o
Mesoamericana.
Por otro lado, en las provincias geológicas del
Golfo de México y del Caribe, se tienen esfuerzos
tectónicos de separación cortical, identificados
también como de tensión o distensivos, que
están actuando en los márgenes continentales;
éstos, a su vez, avanzan sobre los fondos más
profundos de las cuencas oceánicas, como
consecuencia del desplazamiento de la placa
tectónica continental de Norteamérica hacia el
poniente, y de la del Caribe hacia el oriente
(Figura 1).
Figura 1. La configuración actual de México se debe al movimiento simultáneo de las cuatro placas tectónicas: a) la de
Norteamérica, con desplazamiento hacia el suroccidente; b) la del Pacífico oriental, hacia el noroeste; c) la de Cocos,
hacia el noreste, y d) la del Caribe, hacia el oriente franco.

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La corteza terrestre es sólida, deformándose por
las enormes fuerzas producidas en su interior
generando porciones nuevas y la destrucción de
otras. Estos procesos de deformación o fractura
de las rocas madres produce la formación de
rocas sedimentarias o metamórficas.
3.2 CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS
Las estructuras geológicas controlan la
topografía ya que la pendiente viene
influenciada por el buzamiento de los estratos y
la influencia de fallas y fracturas. En la tierra
ocurren una serie de procesos que alteran las
rocas y producen los distintos tipos de suelo. Por
ejemplo, los feldespatos, presentes en las rocas
ígneas, forman arcillas impermeables cuando se
descomponen.
Dependiendo de su origen geológico (Figura 3),
las rocas pueden clasificar en tres tipos de rocas:
Ígneas o magmáticas
Metamórficas
Sedimentarias
Para presas de gravedad se prefiere la edificación
en rocas duras como granitos, dioritas, basaltos,
diabasas, porfiritas, andesitas, gneis, cuarcitas.
Figura 2. Fallas y drenaje.
Rocas ígneas
Estas rocas se originan a partir de material
fundido en el interior de la corteza terrestre
conocido como magma, el cual está sometido a
temperatura y presión muy elevada. El magma
(solución compleja de silicatos con agua y gases a
elevada temperatura), se forma a una
profundidad de la superficie terrestre de entre
25 a 200 km. Los minerales fundamentales en
las rocas ígneas son: cuarzo, feldespatos, micas,

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augita, hornblenda, olivino y óxidos de hierro. La
composición mineralógica promedio de las rocas
ígneas es: 59% feldespatos, 12% cuarzo, 17%
anfíboles y piroxenos, 4% micas y 8% otros
minerales.
Rocas ígneas intrusivas
Cuando la corteza terrestre se debilita en algunas
áreas, el magma asciende y penetra en las capas
cercanas a la superficie, pero sin salir de ésta,
lentamente se enfría y se solidifica en el
subsuelo dando lugar a la formación rocas ígneas
intrusivas o rocas plutónicas (Figura 3) de grano
grueso1
o en forma de grandes masas
llamadas batolitos.
Las rocas plutónicas son muy sólidas y con
frecuencia no presentan fracturas. Entre las más
conocidas esta la familia de los granitos, que
están constituidos fundamentalmente por
cristales de cuarzo, feldespatos y micas, en
distintas proporciones, lo que determina su
clasificación y les confiere una textura granulada,
gran dureza, resistencia a los esfuerzos y
alteraciones.
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La característica principal de las rocas plutónicas es la
formación de cristales grueso, observables a simple vista.
Mientras que en las rocas extrusivas los cristales solo se
pueden ver por medio de una lupa.
Figura 3. Ciclo de formación de rocas.
Las rocas graníticas producen un relieve
homogéneo, uniforme, sin direcciones
preferentes de estructuras y suave. Presenta
suelos poco profundos, si la precipitación es
suficiente, desarrolla vegetación arbórea. Se
caracteriza por una red de drenaje dendrítica, en
las zonas de poca fracturación, y angular en las
zonas con control estructural por fracturación.
En general las rocas intrusivas producen un
drenaje dendrítico o radial y puede variar con el
desclasamiento y la composición. Puede ser
radia-anular en hipoabisales2
.
Las rocas basálticas presentes a lo largo de las
costas de la Sierra Madre de Sur y Sierra Madre
de Chiapas y su intemperización produce suelos
areno-arcillosos de color amarillento que suele
producir movimientos en masa cuando el suelo
se satura y la vegetación se remueve. Este tipo
de arenas suelen presentar altos contenidos de
2
Término aplicado a rocas ígneas intrusivas que han
cristalizado bajo condiciones intermedias entre las
plutónicas y las volcánicas.

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micas por lo su uso en la construcción requiere
de lavado previo de las mismas.
Rocas ígneas extrusivas
Cuando el magma emerge a la superficie, en
forma de lava, a través de fisuras o conductos
(volcán), se genera un enfriamiento rápido y una
solidificación conocida como roca ígneas
extrusivas o roca volcánica (Figura 4).
Figura 4. Roca ígnea extrusiva.
Rocas volcánicas producen un drenaje paralelo
en basaltos, dendrítico en tobas y depósitos
piroclásticos, anular en domos, radial en
volcanes, anómalo en lagunas y canales
discordantes.
Las rocas ígneas extrusivas (basaltos, riolitas y
andesitas) son muy abundantes en la región
central de México, (Eje Neovolcánico) que se
utilizan como piedras de cantería o como
tableros serrados a partir de grandes bloques
dimensionados.
Otro aspecto importante en la construcción es el
uso de escorias volcánicas conocidas como
puzolanas3
. Las puzolanas tienen la ventaja de
ser muy reactivas con la cal y pueden reemplazar
del 15 al 40% del cemento portland sin reducir
significativamente la resistencia del concreto. Las
puzolanas volcánicas son esencialmente cenizas
de exhalaciones recientes que se localizan
básicamente en los conos volcánicos. La
puzolana es de estructura amorfa con presencia,
mayor del 70%, de los tres principales óxidos
(SiO2, Al2O3, Fe2O3). Las buenas puzolanas a
menudo se encuentran como cenizas finas, pero
también en forma de grandes partículas o tufos
(ceniza volcánica solidificada), que deben ser
triturados para emplearse como puzolana (Figura
5). Entre más violento haya sido el lanzamiento
de magna fundido a la atmósfera, más reactiva
es la puzolana con la cal, que aquellas cenizas
formadas por erupciones menos violentas.
Otro material de origen volcánico utilizado en la
construcción es el yeso (sulfato cálcico, CaSO4)
que es un aglomerante pétreo que resulta de la
deshidratación de la piedra pómez.
3
La Puzolana recibe su nombre de la población de
Pozzuoli, en las faldas del Vesubio, donde era explotada,
desde la antigua Roma, para la fabricación de cemento
puzolánico. Posteriormente, el término fue extendiéndose
a todos aquellos materiales sustitutos con propiedades
similares a la Puzolana de origen natural.

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Figura 5. Puzolana de origen volcánico (lapilli).
Figura 6. Materiales volcánicos y su distribución.
Rocas sedimentarias
Las rocas sedimentarias, tal como su nombre lo
indica, se forman de sedimentos. Esto es, de
materiales de distintas procedencias, que se van
acumulando en forma de capas o lechos
superpuestos. Con el paso del tiempo, estas
capas se van comprimiendo hasta formar una
masa sólida estratificada.
Sedimentarias epiclásticas
Los rocas sedimentarias pueden originarse a
partir del intemperismo, erosión y depositación
de rocas preexistentes, en este caso se conoce
como Epiclásticas. Entre ellas sobresalen las
areniscas (Figura 7) que son rocas detríticas
constituidas fundamentalmente por arenas; las
cuales tienen buenas características para su
trabajo y talla.
Figura 7. Roca sedimentaria epiclástica, arenisca.
Los conglomerados y las areniscas maduras
producen un drenaje rectangular paralelo y
subparalelo, en areniscas inmaduras suele ser
subparalelo, y en lodolitas subparalelo o
subdendritico. En pizarras y filitas se produce un
drenaje dendrítico o rectangular.
Sedimentarias químicas

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Cuando las rocas se originan por la precipitación
de minerales en cuerpos de agua marinos o
continentales se les conoce como sedimentarias
químicas. Entre las rocas más importantes se
tiene las rocas: carbonatadas, silicias,
carbonosas, ferruginosas y evaporíticas. Las
calizas son rocas mayoritariamente conformadas
por carbonato cálcico, en forma de precipitados
y partículas. Las calizas son muy usadas en la
construcción por su facilidad de corte y talla.
Cuando en su composición hay cierta proporción
de carbonato magnésico se les denomina
dolomías. Las rocas calizas casi nunca se
encuentran puras (CO3Ca) en la naturaleza, sino
que van acompañadas de arcilla, óxidos, e
impurezas que al calcinarse producen distintos
tipos de cal.
Figura 8. Roca sedimentaria química, caliza.
Las rocas sedimentarias producen relieves
suavemente ondulados con valles casi planos.
Las distancias entre colinas están generalmente
muy espaciadas (varios kilómetros) lo que
permite el desarrollo de planicies intermedias
con depósitos más modernos (planicies
aluviales). Generalmente estas rocas producen
suelos profundos con alto contenido de
humedad. En climas áridos desarrollan un
drenaje dendrítico y en climas húmedos un
drenaje paralelo de bajas pendientes.
La morfología de las areniscas depende de su
grado de cementación. Las areniscas con
cemento silíceo o ferruginoso desarrollan
escarpes abruptos hacia las laderas y en la zona
de interfluvios desarrolla estructuras de terrazas
de tipo mesetiforme. Sus suelos son poco
desarrollados. Presentan una importante
densidad de fracturas y la red de drenaje
frecuentemente sigue los planos de fracturas.
Las areniscas con cemento calcáreo o arcilloso
producen un relieve cóncavo-convexo, lobulado,
puede formar planos aluviales estrechos en los
valles. Sus suelos tienen buen desarrollo que se
refleja en una vegetación natural más uniforme.
Su drenaje es de tipo dendrítico y subdendrítico
con abundantes cursos secundarios.
Las rocas sedimentarias son las más abundantes
de la corteza terrestre, por tanto su uso en la
construcción es muy extensivo. En México se
encuentran casi en todo el territorio, sobresale la
Sierra Madre Oriental, el altiplano septentrional
y la península de Yucatán. Es frecuente
encontrarlas en los fondos antiguos de grabenes
tectónicos, de provincias ígneas, donde los
materiales del fondo se compactan por la
acumulación.
Rocas metamórficas
Las rocas metamórficas experimentan un
proceso mediante el cual su composición mineral
y textura cambian, por efectos de presión o

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temperatura, para dar lugar a una nueva (Figura
9) roca. En su origen las rocas metamórficas
pueden ser ígneas y/o sedimentarias. Las altas
temperaturas de los magmas afectan las rocas
originales mediante la transformación de sus
minerales o recristalización; como sucede a las
rocas calizas que al estar en vecindad con
magmas origina el mármol. Otros ejemplos son
las cuarcitas (se explotan en lajas) que son la
consecuencia de un proceso de recristalización
de areniscas ricas en cuarzo o las pizarras que
provienen de rocas sedimentarias arcillosas,
sometidas a altas presiones; las cuales tienen
buen comportamiento ante la acción
meteorológica, alta impermeabilidad y flexión.
Las rocas metamórficas conforman un paisaje
bandeado en la dirección de las estructuras
tectónicas que las afectaron. Generalmente se
presentan en un relieve de moderado a
pronunciado, controlado en el sentido de la
esquistosidad. Su presencia se asocia a suelos
poco desarrollo a pobres, pero con mayor
profundidad y vegetación en las zonas con
alteraciones. Generalmente produce una red de
drenaje con control estructural y angular en las
zonas de fractura.
Estas rocas se encuentran presentes en la Sierra
Madre Oriental y Sierra Madre del Sur y periferia
del Eje Volcánico Transversal. Su utilización, en
las obras de infraestructura rural, ha suido muy
amplia.
Figura 9. Rocas metamórficas, cuarcita y pizarra.
3.3 ESTRUCTURAS PLEGADAS
Las fuerzas tectónicas, actuando durante
millones de años, hacen que la corteza se ondule
y forme pliegues, en un lugar se levanta el
terreno, en otro se hunde. Estos procesos de
plegamiento pueden producirse a gran
profundidad y son los responsables de la
formación de las grandes cordilleras de la Tierra,
tal como ocurre con la Sierra Madre Oriental y
los Altos de Chiapas.
La cantidad de tiempo en que las rocas están
sometidas a tensión es también importante. Las
rocas que se someten a tensiones largas y
continuas, se pliegan. Si sufren procesos de
deformación rápida, o la elasticidad de los
materiales no puede soportarlas, el pliegue se
rompe, ocurre una falla (Figura 10) y se producen
un terremoto.
Los pliegues superiores con forma abovedada se
llaman anticlinales y tienen una cresta y dos
laderas inclinadas que descienden hacia el
sinclinal (Figura 10). El pliegue sinclinal es de
forma cóncava y su núcleo contiene materiales
geológicamente recientes mientras que el
pliegue anticlinal es de forma convexa, y el
núcleo contiene materiales más antiguos.

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Figura 10. Pliegues sinclinal y anticlinal.
La mayoría de las rocas estratificadas visibles en
ríos, canteras o costas eran, en su origen,
sedimentos depositados en capas o lechos
horizontales, que hoy suelen estar inclinados en
una u otra dirección (Figura 11).
Figura 11. Pliegue en la superficie terrestre.
3.4 ESTRUCTURAS FALLADAS
Uno de los accidentes del terreno que se puede
observar más fácilmente son las fallas o rupturas
de un plegamiento, especialmente si el terreno
es de tipo sedimentario (Figura 12). Las fallas son
un tipo de deformación de la corteza terrestre
que finaliza en ruptura, dando lugar a una gran
variedad de estructuras geológicas.
Figura 12. Falla en la superficie terrestre.
Cuando esta ruptura se produce de forma
brusca, se produce un terremoto. En ocasiones,
la línea de falla permite que, en ciertos puntos,
aflore el magma de las capas inferiores y se
forme un volcán.
El plano de falla puede ocurrir en forma vertical,
horizontal u oblicuo. Si las fracturas son frágiles,
tienen superficies lisas y pulidas por efecto de la
abrasión. Durante el desplazamiento de las rocas
fracturadas se pueden desprender fragmentos
de diferentes tamaños.
Falla normal
La falla vertical o normal se produce por
tensiones (estiramiento o alargamiento de los
materiales) lo que propicia que un segmento de
la corteza (Figura 13) se hunda por efecto de la
fuerza de gravedad.

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Figura 13. Falla normal.
Este tipo de fallas son típicas en los grabenes
tectónicos (Figura 14) donde la tensión da lugar a
una región deprimida entre dos bloques
levantados. Estas fosas tectónicas se producen
en áreas en las que se agrupan al menos dos
fallas normales. Las fosas forman valles que
pueden medir decenas de kilómetros de ancho y
varios cientos de kilómetros de longitud, como
ocurre en los grabenes de Chapala-Acambay o
Tehuacan-Oaxaca. Los valles se rellenan con
sedimentos que pueden alcanzar cientos de
metros de espesor.
Figura 14. Formación de un graben.
Si pasa tiempo suficiente, la erosión puede
allanar las paredes destruyendo cualquier traza
de ruptura, pero si el movimiento es reciente o
muy grande, puede dejar una cicatriz visible o un
escarpe de falla con forma de precipicio.
Falla horizontal
En las fallas horizontales o de desgarre, además
del movimiento horizontal también se desplazan
los bloques (Figura 15) verticalmente. Un
ejemplo especial de este tipo de fallas son
aquellas que desplazan a las dorsales oceánicas.
Figura 15. Falla de desgarre.
Falla inversa
La falla inversa se produce por las fuerzas que
comprimen la corteza terrestre, haciendo que un
bloque ascienda sobre el plano de falla. En esta
tipo de falla las rocas de los estratos más
antiguos aparecen colocados sobre los estratos
más modernos, dando lugar así a los llamados
cabalgamientos (Figura 16).
Figura 16. Falla inversa.

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4. CUENCAS HIDROGRAFICAS
En su definición más amplia, la cuenca
hidrográfica es el territorio que concentra los
escurrimientos hacia un punto de interés de un
cauce (Figura 17). Esto es, a medida que nos
movemos aguas arriba de un cauce el área de
drenaje natural, delimitada por un parte aguas,
disminuye.
Figura 17. Cuenca hidrográfica.
Las características físicas de una cuenca están
determinadas por interacciones geológicas y
climáticas que son del ámbito de estudio de la
geomorfología. En este sentido, los proyectos
Conservación de Suelo y Agua (COUSSA) se
circunscriben dentro procesos geomorfológicos
que necesitan ser comprendidos a fin de
elaborar planes de manejo eficientes.
4.1 FALLAS Y CUENCAS
Cuando existen fallas normales se puede dar una
deformación lenta o rápida de cuencas (Figura
18). En el desplazamiento rápido provocado por
las fallas normales se observan frentes lineares,
facetas amplias, abanicos aluviales pequeños y
ríos transversales próximos. En la deformación
lenta existen abanicos de poca pendiente,
facetas pequeñas, cabezas de abanicos
atrincherados y ríos transversales alejados.
Figura 18. Deformación lenta y rápida en cuencas con
fallas normales (Burbank y Anderson , 2011).
El espaciamiento medio y longitudinal de los
causes está en función de la actividad de las
fallas tectónicas. Los cauces más cortos y
escarpados se encuentran comúnmente en el
flanco más activo de la cordillera, mientras que
los cauces largos y de menor pendiente en el
lado menos activo de esta. Entre más cercanos
sean los cauces sus longitudes serán más cortas
(lado más activo) y entre más lejos se
encuentren serán más largos, lado menos activo
(Figura 19). Estas correlaciones se ven con mayor
claridad de los paisajes sedimentarios.

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Figura 19. Espaciamiento y longitud de cauces (Burbank y
Anderson, 2011).
La geometría de drenaje también está
determinada por la acción de las fallas. En la
Figura 20 se observa que las fallas normales
activas 3, 8 y 13 del lado de la falla, tienen cauces
cortos y escarpados. Pero al otro lado de la
cordillera sus cauces son más largos y de menor
pendiente. Las cuencas grandes y oblicuas se
observan donde terminan las fallas 3 y 8 ó 2 y 6.
Las cuencas grandes y oblicuas A y B marcan la
terminación de la falla 9, la cual se ha vuelto
inactiva debido a la propagación de las fallas 4 y
10. La inactividad de la falla 2 y la activación de la
falla 1 produce cuencas grandes. El eje de los ríos
tiende a desplazarse hacia el margen
tectónicamente más activo. Cuencas cerradas se
desarrollan cerca de las fallas 5 y 11.
Figura 20. Geometría de drenaje determinado por fallas
(Burbank y Anderson , 2011).
Finalmente, en la zona de traslape en fallas
normales se observa que conforme avanza la
falla nueva disminuye el relieve topográfico de la
pared baja; conforme avanza la falla nueva se
atrincheran o se socavan los abanicos aluviales
que estaban asentados en la pared colgante de
la falla antigua; la cuenca oblicua, dentro de la
falla joven, marca el extremo de la falla antigua
(Figura 21).

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Figura 21. Zona de traslape en fallas normales (Burbank y
Anderson, 2011).
4.2 PATRONES DE DRENAJE
Se define como patrón o forma que tiene una red
de drenaje de un área determinada. La forma de
la red nos indica el tipo de roca dominante y su
resistencia litológica, la pendiente de las laderas,
de la permeabilidad del suelo, y la intensidad de
las lluvias.
La correcta interpretación de la red de drenaje
suministra la información inicial sobre la
dinámica de los escurrimientos y la erosión de un
área determinada. Los patrones de drenaje
pueden ser variados y a continuación se
menciona aquellos que tienes mayor relevancia
en proyectos COUSSA.
Drenaje Dendrítico
Está formado por cauces pequeños, cortos e
irregulares, que siguen muchas direcciones y
llegan al río principal formando ángulos muy
variados (Figura 22).
Figura 22. Drenaje dendrítico.
Se forman en áreas con litología de baja
permeabilidad no afectada fallas, en pendientes
moderadas, caudales reducidos, baja cobertura
vegetal. La red dendrítica se observa en el fondo
de grabemenes tectónicos, donde alguna vez
existió un fondo de lago. Por ello generalmente
se observan en sedimentos sueltos arcillosos con
superficies homogéneas sobre rocas
sedimentarias horizontales o poco inclinadas, no
fracturadas o diaclasadas.
La densidad de los cursos de agua de una red
dendrítica depende de las precipitaciones y del
escurrimiento (infiltración).
Una red dendrítica fina se desarrolla en un
subsuelo relativamente impermeable y poco
resistente con respecto a la erosión (en arcillas,
arenas finas, margas, tufitas por ejemplo).

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Una red dendrítica gruesa se desarrolla en
areniscas de grano grueso, de alta
permeabilidad, en rocas intrusivas de grano
grueso no fracturadas o solo ligeramente
fracturadas, en regiones húmedas en carbonatos
y dolomías, donde el agua se infiltra el subsuelo.
Drenaje en Enrejado o Trenzado
En este tipo los tributarios de primer orden son
largos y de trazado recto, siendo a menudo
paralelos a un curso principal. Los tributarios
cortos confluyen con los canales mayores
formando ángulos aproximadamente rectos
(Figura 23).
Figura 23. Drenaje en Enrejado o Trenzado.
Estas formas que indican un importante control
estructural (fallas, diaclasas, fracturas, diques),
se desarrollan sobre zonas que han sido
fuertemente plegadas, y puede indicar una
alternancia de estratos subyacentes de rocas
resistentes y no resistentes a la erosión. Los
tributarios cortos se deslizan sobre los lados de
las capas más resistentes levantadas.
Normalmente se desarrollan en los flancos de
anticlinales.
Drenaje Rectangular
Es cuando entre los tributarios y el cauce
principal se generan ángulos rectos. En éste
esquema no hay paralelismo perfecto, los
tributarios menores generalmente son cortos y
presentan una uniformidad entre los ángulos
generados (90°) (Figura 24).
Figura 24. Drenaje rectangular.
La red rectangular refleja un control estructural
(fallas, fracturas, discontinuidades) ortogonal
entre las rocas subyacentes. Se desarrolla en
altiplanicies cubiertas de rocas sedimentarias,
más o menos horizontales, de zonas áridas o
semiáridas.
Drenaje Radial centrifugo
En éste patrón radial los cauces inician en un
punto central y elevado dentro del paisaje y
fluyen hacia la periferia (Figura 25). Es típico de
las montañas de base redondeada que terminan
en forma de pico definido; como son los
plegamientos en domo, los cerros aislados
esculpido por la erosión (testigo), o los conos
volcánicos. Su desarrollo es denso e indica una
litología con baja permeabilidad y laderas de
pendiente pronunciada

15
15
Figura 25. Drenaje radial centrífugo.
Drenaje Radial centrípeto
Las formas radiales centrípetas se forman
cuando el agua corre hacia el interior de una
cuenca cerrada o depresión cerrada, por
ejemplo: cráteres, calderas volcánicas, cuencas
endorreicas, valles o domos colapsados (Figura
26). Estos últimos, pueden indicar litologías
calcáreas de tipo kárstico.
Figura 26. Drenaje centrípeto en cuenca cerrada.
Drenaje Anular
Es muy similar al radial pero no es tan denso.
Indica, al igual que el anterior, un punto central
alto y un valle periférico más bajo (Figura 27).
Figura 27. Drenaje anular.
Éste sistema de drenaje se presenta en
plegamientos en domo con estratos
sedimentarios de diferente dureza y variada
permeabilidad; lo que hace los terrenos
inestables.
Drenaje Paralelo
Se presenta cuando varias corrientes corren
paralelas entre sí, sin importar el orden o la
importancia en el conjunto total de tributarios
(Figura 28). Se presenta cuando las pendientes
son altas, los materiales son de baja
permeabilidad, cobertura vegetal reducida y
existe un tipo de control estructural que mueve
los escurrimientos en una dirección.
Figura 28. Drenaje paralelo y subparalelo.

16
16
El paralelismo de los cauces puede modificarse
por fallas normales que intercepten los cauces y
la densidad tiende a disminuir en la medida que
la permeabilidad aumenta. Cuando el material
superficial es muy permeable o es atravesado
por canales de disolución. Los cauces pueden
aparecer y desaparecer de manera intermitente.
Drenaje Meándrico
En este patrón, se presenta en ríos que poseen
llanuras de inundación, donde se generan curvas
pronunciadas conocidas como meandros. Para
que se genere un comportamiento de este tipo
es necesario que el caudal involucrado sea de
una gran magnitud.
Figura 29. Drenaje meándrico.
La sinuosidad de los meandros está determinada
por la pendiente del terreno y la magnitud de las
avenidas. Así, pendientes menores reducen la
velocidad del flujo, incrementan la depositación
de partículas finas y se incrementa la sinuosidad
de los meandros (Figura 29). Por esta razón los
meandros más tortuosos se ubican en las
llanuras costeras, donde sus llanuras de
inundación presentan de texturas limosas.
Drenaje Anastomosado
Este tipo de drenaje es típico de zonas
semiáridas y áridas donde las corrientes son
efímeras. Se presenta a lo largo de amplias
llanuras de depositación, por lo que el cauce
generalmente subyace sobre depósitos arenosos
con altas capacidades de infiltración. Su
conformación se asocia a fuerte avenidas, que
hacen migrar las arenas del lecho del cauce, y su
condición anastomosada obedece a altas tasas
de sedimentación y caudales moderados
intermitentes (Figura 30).
Figura 30. Drenaje anastomosado.
Es importante tener en cuenta que ningún
drenaje superficial se presenta en sedimentos
sueltos de arenas gruesas o en gravas, que se
observan en terrazas fluviales, sedimentos fluvio-
glaciales o eólicos.

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17
Drenaje con forma Entrecruzada
Estas formas se componen de una red de cauces
poco profundos y se desarrollan en llanuras o
terrazas aluviales compuestas de materiales
gruesos y permeables (Figura 31).
La arena gruesa transportada durante las
crecidas y depositada en el curso de los ríos
puede permitir que gran parte del agua fluya a
través de ella. La parte del caudal que no se
infiltra a través de la arena puede distribuirse en
cauces que derivan entre barras arenosas.
Los terrenos con esta forma de drenaje pueden
ser objeto de intensa explotación de arena y
grava, así como fuente de importantes de
aprovechamientos de agua a través de o galerías
filtrantes4
o presas subálveas 5
.
Figura 31. Drenaje con forma entrecruzada
4
La galería filtrante es un conducto adyacente a una
fuente de recarga superficial que permite interceptar
el flujo natural del agua subsuperficial.
5
Presas subálveas interceptan el escurrimiento
subsuperficial de los aluviones de ribera. Se
construyen dentro de los estratos del aluvión arenoso
de una corriente efímera.
Drenaje con forma Dicotoma (Distributiva)
En este tipo de drenaje los cursos se disponen en
forma de abanico para distribuir el agua del
cauce principal. El drenaje dicótomo se observa
en los deltas de los ríos y en los abanicos
aluviales; en el primer caso, se asocia a ríos
perenes los cuales al desembocar al mar se
reduce la pendiente del cauce y se favorece la
depositación de partículas finas, que a su vez
produce estratos de escasa permeabilidad. En el
caso de abanicos aluviales, estos se asocian a
cauces intermitentes de pendiente abrupta que
al desembocar en un valle interior (grabenes
tectónicos o cuencas cerradas) se produce una
reducción brusca de la pendiente (Figura 32) y en
consecuencia se conforma conos aluviales que se
ramifican sobre estratos permeables de grano
grueso.
Figura 32. Drenaje con forma dicótoma (distribitiba).
Drenaje con formas Retorcidas
Un patrón de drenaje con cambios bruscos de
dirección, su presencia indica un absoluto
control estructural asociado a una barrera de
roca resistente (Figura 33); como aparatos

18
18
volcánicos o estratos sedimentarios con
discontinuidades.
Figura 33. Drenaje con formas retorcidas.
Drenaje con formas Asimétricas
Este tipo de drenaje tiene la forma de peine ya
que la mayor parte de los tributarios ocurren de
un lado del curso principal (Figura 34). Este
patrón se desarrolla en estructuras plegadas
compuesta de capas sedimentarias
impermeables (arcillas, esquistos) sobre capas
permeables de areniscas. En estos casos, los
cursos más largos se alojan sobre las laderas del
material más fino y los causes más cortos sobre
las laderas de areniscas permeables; este
material más permeable limita el crecimiento
del cauce ya que gran parte del escurrimiento se
infiltra.
Figura 34. Drenaje con formas asimétricas.
4.3 INDICADORES DE CONTROL
ESTRUCTURAL
Cuando la forma, densidad o dirección de los
cursos de agua o el ancho, la profundidad o las
características de las terrazas de un valle varían
con respecto al esquema general del área de
estudio indica la presencia de controles
estructurales. Entre las principales anomalías en
las redes de drenaje, que indican la presencia de
controles estructurales, tenemos:
Un estrechamiento del lecho de inundación
de un río indica cambios litológicos debidos
al plegamiento o fractura de la zona.
Un ensanchamiento del lecho de inundación
indica una influencia estructural en la parte
baja del río.
Un cambio brusco en la dirección de un
cauce expresa obstáculos locales por
plegamiento, falla o vulcanismo.
Un recorrido rectilíneo de secciones de los
cursos de agua puede indicar fallas,
diaclasas, fracturas o cambios en la dureza
de las rocas.
Un cambio brusco en la densidad de la red
de drenaje puede indicar un cambio brusco
de la litología asociados a la permeabilidad.
Un cambio repentino en las características
de un valle puede indicar cambios
litológicos.
Un cambio brusco en la periodicidad de los
meandros indica fallas locales o pliegues
perpendiculares a la dirección del
escurrimiento.
Cauces paralelos escarpados, como sucede
en los grabenes tectónicos, indican la

19
19
presencia de una falla normal o vertical. El
desplazamiento perpendicular de uno o
varios cauces generalmente se asocia con
fallas horizontales (Figura 35).
Figura 35. Fallas y drenaje.
4.4 DENSIDAD DE DRENAJE
La densidad de drenaje es producto de diversos
factores (clima, litología, permeabilidad del
suelo, estructura geológica, relieve y condiciones
biológicas) que actúan en una cuenca (Figura 36)
y que tienen efecto directo en producción de
agua, sedimentos y biomasa.
Figura 36. Densidad de drenaje (baja, media y alta).
Valores altos de densidad refleja una cuenca
muy bien drenada que debería responder de una
manera relativamente rápida al influjo de la
precipitación, es decir, las precipitaciones
influyen inmediatamente en la descarga de los
ríos (tiempos de concentración cortos).
Una cuenca con baja densidad de drenaje refleja
un área pobremente drenada con respuesta
hidrológica muy lenta. En cuencas donde
predominan areniscas y gravas la densidad del
drenaje es más pequeña que aquellas cuencas
cubiertas de arcilla o esquistos.
Una baja densidad de drenaje es favorecida en
regiones donde el material del subsuelo es
permeable, bajo una cubierta de vegetación
densa y relieve ondulada. La densidad de drenaje
disminuye en ciertas regiones desérticas de
topografía plana y terrenos arenosos, y aumenta
en cuencas húmedas, montañosas y de terrenos
impermeables.
4.5 LAS LADERAS
En los terrenos de una cuenca hidrográfica, se
presentan tres tipos básicos de formas de ladera:
divergente, paralelo y depresivo (Figura 37). La
forma de la ladera condiciona el tipo de
aprovechamientos hídricos, así, en las laderas
paralelas se captan los escurrimientos a través de
jagüeyes con una cortina en forma de media
luna, mientras que en las laderas depresivas se
construyen bordos de tierra con cortina recta.
Figura 37. Forma geométrica de las laderas.

20
20
5. PROCESOS DE FORMACIÓN DEL
RELIEVE
El proceso de formación del relieve tiene que ver
con tres procesos geológicos: meteorización,
transporte y sedimentación.
La denudación (proceso de degradación de la
superficie terrestre) contempla dos fenómenos:
la meteorización y la erosión. La principal
diferencia entre ambos radica en que la
meteorización solo desintegra y descompone las
rocas en su mismo sitio; mientras que la erosión,
además de desmenuzarlas, las transporta y
deposita en otro lugar.
Figura 38. Meteorización, transporte, deposición y litificación.
Los materiales transportados se depositan en las
áreas bajas de la superficie terrestre, o sobre la
plataforma continental. Esta etapa se conoce
como depositación o sedimentación.
En la superficie de la Tierra actúa el ciclo
geológico externo que se compone de
meteorización química y meteorización física,
erosión, transporte, deposición y litificación
volviendo de nuevo al principio (Figura 38).
5.1 INTEMPERISMO
El proceso de desintegración física y química de
los materiales sólidos de la superficie de la tierra
bajo la acción de los agentes atmosféricos se
denomina intemperización o meteorización.
Existen dos tipos de meteorización: la mecánica
o física, y la química. Las rocas se desintegran,
mediante la acción física, en fragmentos cada vez
más pequeños; mientras que por la acción
química se descomponen los complejos
minerales que forman las rocas.

21
21
Intemperismo físico
Los principales agentes mecánicos de la
meteorización son los cambios de temperatura,
la congelación y descongelación del agua, los
cristales de sal y las raíces de las plantas. Estos
agentes inciden más fuertemente en aquellos
lugares de clima seco y en las montañas altas,
donde las condiciones de temperaturas extremas
exfolian las rocas en sus capas exteriores.
Por otra parte, en las regiones donde la
temperatura baja a menos de cero grados, el
agua contenida en las grietas se congela, y como
su volumen aumenta, la presión ejercida sobre
las rocas es muy grande y termina
desintegrándolas.
En zonas donde el viento es fuerte, el transporte
de partículas de rocas y arena labra la superficie
de las rocas.
Intemperismo químico
La meteorización química se desarrolla por
acción del agua, los gases presentes en ella, las
plantas y los animales (Figura 39). Estos agentes
se potencian en climas tropicales, donde inciden,
por ejemplo, hidratando las rocas y liberando
ácidos que actúan químicamente en estas
estructuras.
Figura 39. Distribución latitudinal del intemperismo.
Los agentes atmosféricos que intervienen
principalmente son el aire y el agua. El agua
juega un rol importante en los mecanismos de
intemperismo químico del suelo debido a que el
agua es un solvente polar; donde la parte
positiva y negativa de las moléculas del agua se
adhiere a los aniones y cationes de sólidos,
respectivamente, neutralizando sus cargas,
dando origen reacciones químicas de los
minerales. Los procesos de la meteorización

22
22
química son: disolución, hidratación, oxidación,
hidrólisis, carbonatación y la acción bilógica.
La meteorización está ligada con las condiciones
climáticas, esta se observa principalmente en los
climas donde la precipitación anual es superior
1000 mm y la temperatura media por encima de
los 10°C (Figura 40), es decir, en regiones del país
por debajo del trópico de capricornio, donde el
clima va del templado subhúmedo al cálido
húmedo.
Figura 40. Meteorización química de las rocas en función
del clima.
Estructura de las rocas y su intemperismo
Diaclasas: La intemperización en diaclasas ocurre
en grietas que presentan los mantos de roca
homogéneas. En las diaclasas las fisuras
generalmente se encuentran más abiertas en la
superficie que en el fondo (Figura 41). El agua al
pasar a través de la junta produce meteorización
de sus paredes y adicionalmente puede llevar
arcilla en suspensión. Si las juntas se encuentran
rellenas de arcilla, en ciertas excavaciones, se
corre el riesgo de desprendimientos de rocas.
Figura 41. Intemperización en diaclasas.
Foliaciones: la intemperización en foliaciones
ocurre en superficies generalmente paralelas, de
baja cohesión y por las cuales las rocas se
pueden partir. Esto se debe principalmente, a los
efectos de metamorfismo y son conocidas como
pizarrosidad, esquistosidad o foliación.
Figura 42. Intemperización en foliaciones.
Estratificación: la intemperización en estratos
obedece a cambios de material, y es a partir de
dichos planos que se debilita el material
parental. Este fenómeno genera una zona de
meteorización. Así, la estratificación entre
areniscas y lutitas se produce por la
concentración de agua en la interfase y por flujo
dentro del material más permeable.
-10
0
10
20
200 150 100 50
Precipitación anual (cm)
Temperaturaanual(°C)
Regionesdemeteorización
mecánica
moderada
m
ecánica
fuerte
mecánica
mecánicaligera
m
oderada
química moderada
con accion helada
química
fuerte
química
moderada
meteorizaciónmuyligera
decualquiertipo
Oblicua
Longitudinal
Transversal
Tensión

23
23
Figura 43. Intemperización en estratos.
Intemperización de rocas ígneas
Las rocas ígneas ácidas (con más de un 66% de
SiO2) se meteorizan más rápidamente que las
rocas ígneas básicas. Es común que el material
producto de la meteorización, quede dentro de
la masa de bloques meteorizados
esferoidalmente. La descomposición ocurre a lo
largo de diaclasas dejando en el centro
volúmenes de granito inalterado. La alteración
química afecta los feldespatos y micas
convirtiéndolos en arcilla, mientras el cuarzo
permanece como arena.
Las rocas ígneas intrusivas ácidas, como el
granito, forman perfiles profundos de textura
areno-arcillosa, mientras las rocas ígneas básicas
forman perfiles menos profundos y más
arcillosos. La profundidad del perfil de
meteorización depende no sólo de las
características de la roca y del medio ambiente,
sino también, de la pendiente del terreno; en las
zonas de pendiente alta, los perfiles son poco
profundos y los materiales tienden a ser
granulares, mientras en las zonas dependiente
suave, los perfiles son más profundos y los
materiales más arcillosos (Figura 44). Este
fenómeno controla los movimientos en masa
que se genera en las áreas escarpadas de las
cuencas. En las zonas de pendiente fuerte
predominan los deslizamientos de traslación y
flujos de tierra y en las de pendiente suave los
deslizamientos de rotación (Figura 49).
Figura 44. Intemperización química de rocas ígneas.
5.2 EROSIÓN
La erosión se define como la remoción de
partículas de suelo debido a la acción de
fenómenos climatológicos, como son la lluvia, el
viento y el oleaje. La magnitud del material
removido depende principalmente de la
pendiente del terreno, la profundidad del suelo y
la intensidad de la lluvia o viento.
El fenómeno de erosión se considera como un
proceso lento, cuando es en forma natural, y sus
manifestaciones no se identifican a corto plazo
sino cuando se encuentra en una fase final,
desgraciadamente cuando se ha perdido la
mayor cantidad de suelo fértil. Al intervenir el
hombre, para abrir caminos, desmontar áreas
para campos de cultivo, explotar los bosques,
ampliar las zonas urbanas, etc., entonces, se
altera el equilibrio natural y se acelera el
proceso.

24
24
Este fenómeno implica dos problemas
importantes: por un lado es la pérdida de suelo
en la cuenca (erosión), sobre todo la pérdida de
suelo fértil en los campos de cultivo inclinados y
por otro lado el depósito del sedimento en
embalses o en sitios donde no se desea que
ocurra.
Los agentes erosivos como el agua y el viento
actúan principalmente bajo condiciones
específicas en regiones con alto porcentaje de
humedad como en regiones muy secas. Así, la
erosión hídrica es superior en climas semiáridos
que en los húmedos ya la cobertura vegetal no
se desarrolla lo suficiente para interceptar la
energía cinética de la lluvia y por otro lado
eventos de lluvia, aunque más esporádicos,
suelen ser más intensos (Figura 45). Pero no solo
los factores naturales pueden aumentar el riesgo
erosivo, el hombre al intervenir el paisaje
natural, tiene gran responsabilidad a este
respecto, especialmente cuando se deforestan o
sobrepastorean amplias zonas de vegetación o
se construye en lugares inapropiados.
Figura 45. La producción de sedimentos en función del
clima y la vegetación.
Figura 46. Erosión por causas antropogénicas.
Erosión hídrica
Esta se define como la remoción del suelo por el
efecto del agua, sea causada por las gotas de
lluvia o por el escurrimiento superficial. Al
impactar las gotas de lluvia el suelo, se rompe su
estructura superficial salpicando el material
sólido que lo compone en todas direcciones. El
material ya suelto es transportado por el flujo
superficial, el cual también produce una fuerza
de arrastre sobre el suelo, llegando incluso a
formar pequeños canalillos, que colaboran en
gran medida a la pérdida de suelo (Figura 47). Al
disminuir la velocidad del flujo, debido a los
cambios de pendiente, el material transportado
se deposita formando zonas de sedimentación.
Figura 47. Proceso erosivo hídrico de suelos.

25
25
Erosión Eólica
Esta se define como la remoción del suelo por el
efecto del viento (Figura 48). La fuerza de
arrastre del viento sobre una partícula de suelo
está en función de las fuerzas cortantes
(tangenciales) que favorecen la erosión y de las
fuerzas normales (verticales) sobre la superficie
del terreno que ayudan a evitar la erosión. La
cantidad de material erosionado depende de las
características del suelo a ser erosionado, de la
cobertura vegetal que lo protege y de las sumas
de las fuerzas antes mencionadas.
Figura 48. Erosión eólica.
Movimiento en masas
Los movimientos en masa son procesos donde
una parte de la masa del terreno se desplaza
cuando las fuerzas gravitacionales superan la
resistencia al cortante tangencial (fuerzas
estabilizadoras); causados por alguno de los
siguientes fenómenos:
Elevación de la presión del agua intersticial.
Vibraciones causadas por terremotos.
Socavación de acantilados por olas y de
bancos por la erosión del río.
Eliminación de la vegetación.
Modificación de ángulos de reposo por
erupciones volcánicas, construcción vías de
comunicación o edificios, y actividades en
minas y canteras.
Por lo general los movimientos en masa toman
nombres diversos (deslizamientos, derrumbes,
coladas de barro, solifluxión, hundimientos
desprendimientos y desplomes), los cuales
dependen del grado de saturación del terreno, el
volumen de la masa desplazada y grado y
longitud de la pendiente del terreno (Figura 49).
Figura 49. Movimiento en masas.
Para el control de los movimientos en masa por
deslizamiento se recurre a acciones que
disminuyan la humedad en el suelo a través de
cunetas de guarda, galerías filtrantes, zanjas
interceptoras, pozos de infiltración, distribuidas
de tal modo que el círculo de falla intercepte
materiales más estables (Figura 50).

26
26
Figura 50. Control de movimientos en masa.
En caso de caídas y volcamientos se recurre a
muros de contención, contrafuertes, mallas
anclajes para estabilizar cortes de terreno y
anclar rocas que afecten excavaciones, cortes,
terraplenes, áreas de cultivo, infraestructura
hidroagrícola y caminos (Figura 51).
Figura 51. Control de volcamientos y caídas.
5.3 TRANSPORTE
El transporte es la transferencia de masa de un
punto a otro y es el resultado de la interacción
dinámica entre las partículas de suelo y un fluido
en movimiento (agua o aire). Para que tenga
lugar el transporte es necesario que la energía
cinética del fluido en movimiento (Q.
S) venza
peso de las partículas sólidas (Qs.
D50)6
.
En la balanza de Lane (Figura 52) se muestra la
relación del producto del caudal y la pendiente
del cauce con el producto entre la cantidad de
partículas en suspensión y su tamaño.
Figura 52. Analogía de la balanza de Lane (1955).
El equilibrio (no se produce degradación ni
depositación) se produce cuando las cuatro
variables se encuentran en balance. El resultado
final es que un caudal dado, con una cierta
6
Según la ecuación de Lane, los productos de Q
.
S y
Qs
.
D50 son proporcionales entre sí aunque no iguales
entre ellos. Donde: Q es el caudal de la de corriente,
S es la pendiente del cauce, Qs es la concentración
de sedimentos y D50 el diámetro medio del sedimento
en suspensión.

27
27
velocidad, sólo es capaz de transportar
sedimento de un cierto tamaño. A partir de una
situación de equilibrio sin erosiones ni
depositaciones, cualquier variación de algunos
de los factores antes mencionados dará lugar a
un proceso de erosión o de sedimentación
dentro del cauce. Por otro lado, una pendiente
de equilibrio es aquella que compensa los
caudales líquidos y sólidos. El equilibrio depende
también del tamaño del material. Por ejemplo, el
mismo caudal sólido de partículas más gruesas y
el mismo caudal de agua se equilibra con una
mayor pendiente (erosión de fondo), y viceversa
(depositación).
La balanza Lane nos muestra que manteniendo
constante la pendiente del cauce, a mayor
caudal le corresponde una mayor concentración
y/o diámetro de los sedimentos que es capaz de
transportar el caudal. Ahora bien, manteniendo
constante el caudal, la menor pendiente
disminuye la cantidad de sedimentos y/o el
diámetro de las partículas que puede transportar
y por tanto estas depositaran.
El transporte dentro del cauce exhibe tres tipos:
1) suspensión, 2) saltación y 3) por carga de
fondo. En el transporte en suspensión, la
partícula transportada se mantiene en el seno
del fluido y es capaz de recorrer largas distancias
sin tener contacto con el sustrato. En el
transporte de saltación, la partícula en principio
se eleva de una a mil veces su diámetro y cae
hasta que se detiene. El transporte por carga de
fondo consiste en que la partícula se eleva una
pequeña fracción de su diámetro para caer, se
desplaza pocas veces su diámetro.
Para evitar el asolvamiento de la infrastructura
aguas abajo es conveniente, en las áreas de
transporte de la cuenca, la intercepción del
material de arrastre. Para corrientes con
escurrimientos de baja energía cinética se
emplean presas filtrantes de: costales rellenos de
tierra, piedra acomodada y de troncos con
ramas. Estas acciones, además de retener los
sedimentos, incrementan la infiltración en el
cauce, disminuyen la velocidad del agua, y
estabiliza lechos de los cauces.
Para cauces con mayor energía cinética, donde
se requiera evitar el azolvamiento de
infraestructura hidroagrícola o controlar una
cárcava, se recure a la instalación de presas
filtrantes de gaviones transversal a una corriente
turbulenta.
5.4 DEPOSITACIÓN
La depositación se refiere al proceso de
acumulación de los sedimentos transportados
cuando la velocidad del fluido no es suficiente
para continuar su arrastre. El agua, el viento y el
hielo transportan los fragmentos rocosos que
acaban por depositarse sobre la superficie
terrestre. Esta acumulación se produce por el
transporte de materia a través de corrientes de
agua, por el viento, o hielo y se deposita en
cualquier espacio terrestre, formando otras
formas de relieve.
Depósitos glaciares
El escombro arrastrado por un glaciar (granos
sub-angulosos a sub-redondeados) se deposita
cuando la masa de hielo que lo transportaba se

28
28
funde. Los depósitos glaciales están formados
por granulometrías heterogéneas que van desde
grandes bloques, hasta materiales muy
finamente granulados a causa de las grandes
presiones desarrolladas y de la abrasión
producida por el movimiento de las masas de
hielo (Figura 53).
Figura 53. Valle glaciar y distribución de morrenas.
En México las partes altas del eje volcánico
transversal y Sierra Madre Occidental se
encuentra vestigios de morrenas de la última
glaciación (Figura 54). Estos sitios son objeto de
intensa explotación de arena y grava para todo
tipo de hormigón.
Figura 54. Banco de material en depósito glacial.
Depósitos coluviales
El coluvión es un depósito de ladera de
granulometría heterogénea compuesto de
piedra y tierra transportado por gravedad. Estos
depósitos de acomodo irregular, que no sufren
desgaste por transporte, están conformados con
materiales de forma angulosa. Cuando la
acumulación es únicamente de piedras se les
conoce como talus.
Figura 55. Depósitos tipo talus y coluvión.
Depósitos aluviales
Son depósitos de materiales heterogéneos
arrastrados por las aguas y sedimentados en
forma graduada a lo largo de su curso. Los ríos
acarrean materiales de muy diversas
graduaciones que se precipitan a lo largo de su
perfil, según la velocidad del agua. Al ir
disminuyendo la velocidad la capacidad de
arrastre del cauce también disminuye y deposita
en encapas (espesores pequeños) los materiales
según sus tamaños decrecientes,
correspondiendo las rocas al pie del monte y las
partículas más finas (limos arcillas) a los
depósitos próximos a la desembocadura. Los

29
29
depósitos alíviales según se presenten se
clasifican en torrenciales, de terrazas y lacustres.
Abanicos aluviales
Los abanicos aluviales son depósitos de detritos
clásticos, que vistos en planta presentan formas
característicamente cónicas. Este tipo de
sistemas se desarrollan en las zonas aledañas a
escarpes altos, producto de fallas normales
(Figura 56), donde las corrientes desembocan en
valles angostos. Son particularmente comunes
en regiones áridas o semiáridas en donde el
transporte de sedimentos ocurre
esporádicamente pero con gran fuerza durante
las tormentas.
En general, el tamaño de abanico aluvial es
directamente proporcional al área de la cuenca e
inversamente proporcional a la pendiente del
abanico. La sedimentación se debe a que los
materiales sólidos transportados resultan
demasiado pesados cuando la corriente fluvial
pierde fuerza al encontrarse con la pendiente del
valle. Generalmente los sedimentos más gruesos
se hallan localizados en las zonas proximales,
mientras que los más finos se hallan en las zonas
distales del abanico.
Figura 56. Abanicos aluviales.

30
30
En México, en algunas ocasiones, se denominan
“bajadas” al talud continuo que resulta de la
coalescencia lateral de varios abanicos aluviales
que se suceden uno al lado del otro en una
llanura de pie de monte. Cuando el abanico es
suficientemente amplio da lugar a un terreno de
vocación agrícola y con posibilidades de riego
por aguas extraídas del subsuelo.
Los abanicos suelen presentar problemas de
formación de cárcavas por el arrastre del
material previamente depositado, sobre todo
cuando se presentan avenidas superiores a las
que originalmente depositaron el material en
riesgo. Para el control de este tipo de cárcavas se
recomienda la construcción de presas de
filtrantes de gaviones que reduzcan la velocidad
del flujo.
Torrenciales
Se presentan en pendiente fuertes y sus
depósitos son de granos desde muy grueso hasta
muy fino. Son un excelente suministro de
materiales gruesos de construcción tales como
áridos para hormigón o materiales permeables
para el relleno de pozos de absorción, o presas
de concreto ciclópeo (Figura 57).
Figura 57. Depósitos aluviales de tipo torrencial
Terrazas
Los depósitos aluviales de terrazas se
caracterizan por tener granulometría
heterogénea. Cuando en una terraza observamos
una erosión en escarpes tenemos una terraza
formada de grava gruesa muy compacta (Figura
58).
Figura 58. Terrazas aluviales
Lacustres
Los depósitos lacustres, al reducirse la velocidad
del agua que fluye a un lago, generalmente son
de granulometría fina y muy fina. Estos suelos
presentan una buena estratificación, excepto en
sus límites o periferia, en donde es frecuente
encontrar lentes arenosos.
El carácter generalmente arcilloso de los
depósitos lacustres los hace que sean malos para
la construcción.
Depósitos eólicos
Los suelos eólicos son aquellos que han sido
transportados por la acción del viento largas
distancias y precipitados por la lluvia o por una
reducción de la velocidad del viento (Figura 59).

31
31
Figura 59. Proceso erosivo eólico de suelos
La disminución en la velocidad del viento puede
deberse a obstáculos que existen en el suelo
como árboles (Cortinas Rompevientos), edificios,
altos topográficos naturales, etc., o también el
hecho de haber cesado las causas que provocan
el movimiento de aire.
El viento transporta sus materiales de tres
maneras, por suspensión, saltación, y
rodamiento, según sea el tamaño de material y
la velocidad del viento.
Entre los depósitos eólicos de interés, en la
conservación del suelo, se tienen las cenizas
volcánicas (arenas finas a muy fina), los loess
(arenas muy finas, arcillas y limos) y las dunas
(arenas medianas a gruesas).
Cenizas volcánicas
Una fuente importante de material depositado
ocurre en las regiones donde se observan
erupciones volcánicas, principalmente de tipo
pliniano7
o freato-pliniano (Figura 60). Los
depósitos de cenizas volcánicas jóvenes, bajo
7
Las erupciones plinianas se caracterizan por la
emisión de potentes columnas eruptivas de
piroclastos pumíticos de tamaño variable y pueden
alcanzar extensas áreas de dispersión o dar origen a
la formación de flujos piroclásticos en las faldas del
cono volcánico
condiciones húmedas, producen suelos tipo
andosol. Entre más antiguo el depósito el
intemperismo lo transforma en un luvisol de
textura arcillo-limosa de color rojiso. En la Figura
61 se muestra el perfil, con control topográfico,
de la depositación de cenizas volcánicas a
barlovento y sotavento.
Figura 60. Distribución de materiales eruptivos.
Figura 61. Depositación de las cenizas volcánicas.
Loes
Los loes son producto del transporte y
depositación de limos eólicos que pueden ser
retransportados y redepositados por las
tormentas de polvo a lo largo de miles de años.
El polvo generalmente proviene del
desprendimiento de partículas finas de los
depósitos de cenizas volcánicas (no confundir las
cenizas no cementadas con loess), de los bancos
de limo fluvioglaciares de los períodos glaciares
del cuaternario o de regiones desérticas vecinas.

32
32
Estos depósitos de limos de color amarillento a
gris oscuro se presentan donde la velocidad el
viento desciende y las condiciones climáticas
permiten el desarrollo de la vegetación que
facilite su fijación. Los loess se depositan en
mantos lo que les confiere una ligera
compactación y baja permeabilidad. No
presentan nivel freático pero en zonas húmedas
son suelos de labor profunda.
Estas acumulaciones de polvo pueden ser
primarias cuando no sufren mucha
descomposición química, principalmente en
zonas semiáridas, o secundarias cuando
experimentan una descomposición química
profunda. Entre más antiguos y húmedos los
depósitos tienden a ser de textura arcillo limosa.
Las acumulaciones primarias carecen de
estratificación por lo que su comportamiento
geotécnico, en la presencia de agua, suele ser
colapsable (ángulo de fricción interna nula) y
muy erodable. Este comportamiento en
presencia del agua (hidroconsolidación) lo hace
un material peligroso para cimentación ya que
produce asentamientos. Su uso en la ingeniería
está condicionado a una cuidadosa
compactación que aumente su resistencia al
esfuerzo cortante y a la erosión. Cuando
presentan arcilla son apropiados para la
conformación de terraplenes.
Dunas
Las dunas se presentan en climas áridos donde la
ausencia de vegetación permite que el viento
arrastre las arenas. La depositación en forma de
dunas ocurre cuando algún obstáculo reduce la
velocidad del viento. Son suelos sueltos de color
gris claro, de granulometría arenosa
(redondeada) y permeabilidad media o baja.
Estos depósitos son poco estables (ángulo de
fricción nulo) para la construcción de
cimentaciones, por lo tanto no se debe excavar
las arenas más bien apisonar in situ con vibración
o hincar pilotes hasta profundidades superiores
al movimiento de las dunas.
Las dunas presentan deposición en forma
longitudinal o media luna (Figura 62). Las dunas
costeras se presentan en las costas o próximas a
ellas.
Figura 62. Formación de dunas.
6. SUELOS
Los proyectos COUSSA envuelven la construcción
de obra y la implementación de prácticas
vegetativas lo que requiere conocer las
características de los suelos desde un punto de
vista civil y agronómico.
Cuando el suelo se emplea como material de
construcción (presas en tierra, terraplenes de
vías, terrazas, cimentaciones) se debe buscar el

33
33
suelo adecuado al tipo de infraestructura a
desarrollar. Para presas de tierra el suelo para la
conformación de la cortina será de texturas
arcillosas y traídas fuera del vaso de
almacenamiento. Para tanques de
amortiguamiento se remueve el suelo no
consolidado hasta encontrar lecho firme o en
caso de ollas de agua se requiere la
conformación de terraplenes y secciones de
corte en ladera.
Un estudio previo del origen de los suelos
disponibles permite al técnico conocer de
manera general su comportamiento en términos
de compactación, estabilidad, permeabilidad y
método de colocación.
Cuando los suelo son utilizados con fines
agronómicos interesan aspectos relacionados a
su capacidad de almacenamiento de humedad,
fertilidad, profundidad, erosionabilidad, etc. En
este sentido, el INEGI reporta en las cartas
edafológicas los distintos tipos suelo que cubren
el territorio nacional. Entre los suelos con mayor
frecuencia y proporción reportados, en rocas
ígneas intrusivas se tiene: cambisol crómico,
feozem háplico, regosol eútrico, litosol, vertisol
crómico y andosol. En rocas metamórficas y
sedimentarias se tiene: luvisol crómico, vertisol
pélico, regosol calcárico, rendzina y xerosol
háplico. El Anexo 2 se hace referencia a la
descripción, manejo y uso de los principales
suelos de México.
Desde un punto de vista geomorfológico los
suelos en una cuenca se tipifican como residual y
transportados (Figura 63). A continuación se da
una breve descripción de los procesos de
formación de estos suelos y sus características en
la construcción y la productividad.
Figura 63. Tipos de formaciones de suelos.
6.1 SUELOS RESIDUALES
Los suelos residuales se forman cuando los
productos del intemperismo no son
transportados sino que se acumulan en el sitio
donde se van formando. Si la velocidad de
descomposición de la roca supera a la erosión
del suelo se produce una acumulación del
material intemperizado.
Los suelos residuales se desarrollan
principalmente, en condiciones tropicales
húmedas. Entre los factores que influyen en la
velocidad de acumulación de un suelo residual,
se tienen:
Material Parental: dureza, pH y minerales
propios de la roca madre y el drenaje
interno.
Topografía: Las pendientes que influyen
sobre el drenaje superficial, la orientación de
la ladera y las barreras topográficas.
Clima: tiempo de exposición e intensidad de
la temperatura y la humedad.

34
34
Formadores biológicos: Micro y macro fauna
y flora.
Características del suelo residual
El perfil de un suelo residual puede dividirse en
tres zonas: a) la zona superior, en la que existe
un elevado grado de meteorización, pero
también cierto arrastre de materiales; b) la zona
intermedia en cuya parte superior se presenta
una cierta meteorización, pero también cierto
grado de deposición hacia la parte inferior de la
misma; y, c) la zona parcialmente meteorizada
que sirve de transición del suelo residual a la
roca original inalterada (Figura 64).
Figura 64. Perfil del suelo indicando la zona de
meteorización.
Los suelos residuales muestran en su perfil zonas
de lixiviación, acumulación y meteorización. Son
difíciles de reconocer en el campo por la
vegetación que crece en ellos, entre estos suelos
sobresalen los Cambisoles.
Son suelos que no sufren transporte lo que los
hace poco compactos (sueltos), de granulometría
heterogénea (principalmente angulosa),
permeables y propensos a los asentamientos. No
son suelos aptos para fundaciones.
Suelos residuales de rocas volcánicas
La intemperización química de los diferentes
materiales producto de las erupciones
volcánicas, incluyendo las cenizas volcánicas, se
da a través de reacciones de hidratación,
hidrólisis, disolución, y oxidación de silicatos,
feldespatos y micas. La formación de los suelos
residuales de origen volcánico está controlada
por las condiciones climáticas y su antigüedad.
Se caracterizan por ser poco resistentes y tener
una coloración tendiente al rojo.
Cenizas Volcánicas
Este tipo de suelos residuales se desarrollan a
través de procesos de alteración física y química
de los depósitos de cenizas volcánicas
(disolución, lixiviación y precipitación de
compuestos). Los mecanismos de disolución y
lixiviación impactan su formación y conducen a
través de sus zonas superficiales, altamente
porosas, las soluciones necesarias para la síntesis
de minerales secundarios.
La intemperización “in situ” descompone las
cenizas volcánicas en partículas finas de sílice o
alúmina que le otorgan a estos suelos una
textura arcillosa (Figura 65). Los movimientos en
masa de estos depósitos ocurren sobre una
superficie de deslizamientos ligeramente curva y
de forma irregular. La superficie está definida

35
35
por el contacto entre la capa de suelos derivados
de cenizas volcánicas y la capa que la subyace,
compuesta por materiales de origen vulcano-
detrítico ligeramente meteorizados (Figura 46).
Cuando se presentan una concentración de
humedad en el contacto entre ambos estratos se
reducen la resistencia del suelo y se incrementa
la inestabilidad.
En México estos depósitos de cenizas, que han
ocurrido durante el periodo cuaternario, se
observan principalmente en el Eje Volcánico
Transversal Mexicano y en los Altos de Chiapas.
En áreas volcánicas más antiguas, como las
Sierras Madre del Sur o Madre Occidental, son
difíciles de encontrar ya que la erosión hídrica ha
dejado solo vestigios de esos depósitos antiguos
(terciario). Esta situación debe alertarnos sobre
la fragilidad de este tipo de depósitos y la
necesidad de implementar proyectos de
conservación de suelos agresivos en los Luvisoles
y Andosoles ya que son muy propensos a la
formación de cárcavas y dejar en el paisaje
afloramientos de rocosos. Sobre todo hay que
tener en cuenta que gran parte de la agricultura
de temporal, en climas templados del país, se
desarrolla principalmente en este tipo de suelos.
Figura 65. Cenizas volcánicas intemperizadas sobre roca
caliza, Altos de Chiapas.
Suelos residuales de rocas metamórficas
Las rocas metamórficas la meteorización genera
micro fisuramiento de la roca, lo cual contribuye
a cambios fuertes en las propiedades
ingenieriles.
Neises
Los neises meteorizan generalmente a arenas de
grano medio, micáceas, en perfiles menos
profundos que los de un granito, pero de
comportamiento muy similar (Figura 66). En los
neises, los feldespatos y los piroxenos tienden a
meteorizarse rápidamente, los anfíboles se
meteorizan a una tasa intermedia y el cuarzo
trata de permanecer. Los minerales son
segregados en bandas y esta meteorización por
bandeamiento afecta su manejo ingenieril. La
intemperización de este tipo de rocas produce
suelos tipo Cambisol de coloración rojisa.

36
36
Figura 66. Comparación entre gneis y granito.
Esquistos
Los esquistos son extremadamente divisibles a lo
largo de los planos de esquistosidad por donde
ocurre la meteorización química por oxidación
de forma relativamente fácil
Figura 67. Rocas metamórficas: gneis y esquisto.
Suelos residuales de rocas sedimentarias
Los procesos de meteorización son menos
complejos en las rocas sedimentarias de grano
grueso.
Areniscas
La mayoría de las areniscas están compuestas de
granos de cuarzo cementados. La textura de la
roca afecta la porosidad y ésta a su vez, a la
meteorización. Las areniscas se meteorizan a
arenas, limos y arcillas. Como resultado, se
forman capas intercaladas o manchas de varios
colores. Se pueden formar capas blancas de
partículas de caolinita originadas por la
meteorización de los feldespatos.
Los suelos residuales de areniscas presentan una
resistencia menor en la dirección de las capas
ovetas blancas de arcilla y una resistencia mayor
en las concentraciones de arenas y limos
oxidados. Las capas de arenas cementadas
actúan como un refuerzo del conjunto del suelo,
generando una rigidez y una resistencia
significativa al conjunto. Este tipo de depósitos
meteorización en forma Regosoles.
Lutitas
Las lutitas se forman de la sedimentación de
partículas de arcilla y predominan, como sucede
con otras rocas arcillosas, los procesos de
meteorización física sobre los procesos de
descomposición química. Son rocas comúnmente
laminadas y entre sus juntas se producen ciclos
de humedecimiento y secado que propician la
meteorización en suelos tipo vertisol. Las lutitas
al meteorizarse, forman inicialmente capas de
arcilla de apariencia laminar, las cuales al final
del proceso se convierten en mantos gruesos de
arcilla blanda laminada (Figura 68).

37
37
Entre las diferentes capas o estratos, por
meteorización diferencial, se generan perfiles de
descomposición propios. Las intercalaciones de
rocas permeables e impermeables pueden
representar situaciones propicias para la
ocurrencia de deslizamientos, como en el caso
de mantos de areniscas y arcillolitas intercaladas.
Entre las rocas sedimentarias, el suelo
proveniente de lutita es el más susceptible al
deslizamiento en masa.
Figura 68. Intemperización de lutitas.
Calizas
Las calizas presentan perfiles relativamente
profundos de meteorización en presencia de
humedades altas y pendientes suaves. Estos
suelos, clasificados como Rendzinas, presentan
una mezcla heterogénea de materiales blandos y
duros donde predomina la textura arcillosa. La
meteorización de las calizas es controlada por el
proceso de disolución en agua; los materiales no
solubles o que no han tenido suficiente contacto
con el agua, para disolverse, se mantienen
intactos, mientras los solubles se descomponen
totalmente.
A lo largo de los planos de estratificación, la
intemperización produce incrustaciones de
material arcilloso, los cuales actúan como
superficies preferenciales de deslizamiento de
bloques de roca (Figura 69).
Figura 69. Intemperización de calizas.
6.2 SUELOS TRANSPORTADOS
Son suelos que se formaron por la meteorización
de la roca en un lugar y que fueron
posteriormente transportados por la acción del
agua, glaciares, viento y gravedad. Estos
depósitos transportados, con el transcurso del
tiempo, sufren una segunda etapa de
meteorización que resulta en un material con
propiedades residuales, diferentes a las de un
material de transporte.
Suelos aluviales
Son suelos transportados por el agua. El tamaño
de sus granos es de fino a muy grueso y su forma

38
38
es sub-redondeada. Los depósitos aluviales
presentan una regular estratificación y lentes o
capas de corta extensión superficial de
materiales arenosos o de grava; por lo que
perforar en ellos es relativamente fácil.
En periferias de las áreas lacustres estos
depósitos se desarrollan como suelos tipo
Vertisol. En las áreas sujetas a inundación la
falta de oxígeno favorece procesos aeróbicos
para la descomposición de la materia orgánica;
desarrollando los Gleysoles. En cuencas cerradas,
la evaporación produce la concentración de sales
y genera suelos tipo Solonchack. Es estos tipo de
suelos suele recurrirse a la excavación de una red
de drenaje para el desalojo de los excesos de
agua sobre la superficie, dentro del perfil del
suelo o para el lavado las sales.
Suelos eólicos
Este tipo de depósitos eólicos, clasificados
generalmente como Feozems, facilitan la
construcción de Terrazas de Banco ya que la
profundidad del suelo no es una limitante para
los perfiles en corte (Figura 70). En México
sobresale el estado de Tlaxcala donde los
depósitos y redepósitos de cenizas volcánicas ha
formado depósitos muy profundos, que son
fácilmente erosionables pero relativamente
sencillos de controlar a través de terrazas.
Figura 70. Terrazas en depósitos eólicos, Tlaxcala,
México.
Suelos glaciares
Son suelos transportados por el hielo y el agua.
Son los mejores acuíferos por su permeabilidad y
porosidad, lo que los hace óptimos para la
implementación de acciones para la recarga de
acuíferos. También estos sitios de depósito son
aptos para la cimentación de todo tipo de
infraestructura y forman suelos tipo Feozem.
7. AGUA SUBTERRANEA
Los movimientos del agua en el suelo, las rocas, y
los depósitos de materiales transportados
forman parte del ciclo hidrológico. El primer paso
en la etapa sub-superficial del ciclo es la
infiltración del agua que puede seguir tres
caminos: a) permanecer en el suelo hasta ser
devuelta a la atmósfera por evaporación directa,
por transpiración de las plantas, b) moverse
horizontalmente a través de los materiales de
depósito, y/o c) percollar hasta alcanzar el nivel
de las aguas freáticas del acuífero de un valle.
La infiltración del agua y su movimiento hasta el
nivel de saturación, representado por el manto

39
39
freático, se ve afectado por la permeabilidad de
los materiales subyacentes; la cual puede diferir
grandemente aún en una misma formación.
7.1 LOS ACUÍFEROS
Un acuífero es una formación geológica
subterránea compuesta de grava, arena o piedra
porosa, capaz de almacenar y rendir agua. Las
condiciones geológicas e hidrológicas
determinan su tipo y funcionamiento.
La infiltración de agua hacia un acuífero es
afectada por la morfología, litología,
estratigrafía, estructura, textura, espesor del
suelo y la cubierta vegetal. La modificación de la
cubierta vegetal generalmente incrementa el
escurrimiento superficial y la erosión hídrica lo
cual reduce la capacidad de recarga de un
acuífero.
Cuando las condiciones del sitio necesiten de
mantener, restablecer o desarrollar las
capacidades acuíferas de un sitio será necesario
contemplar prácticas de manejo que reduzcan el
escurrimiento superficial e incrementen la
infiltración en los sitios de recarga de acuerdo a
las características del acuífero que se tenga
(Figura 71).
Figura 71. Tipos de acuíferos.
La recarga se logra a través de modificar la
rugosidad del terreno, de mantener el agua por
más tiempo sobre el sitio, modificar la
permeabilidad de capas de suelo que obstruyan
la infiltración, o inyecciones a capas más
permeables.
A nivel superficial, siguiendo la curva de nivel, es
común el uso de tinas ciegas, zanjas de
infiltración tipo trinchera y zanja-bordo. Estas
acciones permiten percollar la escorrentía (para
el desarrollo del potencial de los manantiales y
recarga de acuíferos) y mejorar las condiciones
de humedad para el establecimiento de
vegetación perene en laderas y controlar la
erosión laminar.
7.2 AGUAS SUBALVEAS
El manto freático es una superficie imaginaria
que señala el nivel hidrostático al que se
encuentra el agua subterránea bajo la presión
atmosférica. La superficie real del agua es
irregular en la parte superior de la faja de

40
40
capilaridad. Este movimiento se observa en el
aluvión depositado en los lechos de los ríos.
El agua subterránea en la zona de saturación
generalmente se encuentra en movimiento
horizontal lento y continuo. La presencia de la
napa freática se empieza manifestar donde se
presentan, en los cauces, los primeros depósitos
de materiales gruesos (gravas y arenas). Estos
depósitos conforman valles aluviales8
estrechos
con patrones de drenaje tipo anomostosado
(texturas gruesas), entrecruzado o de meandros
irregulares (texturas medias).
La profundidad del manto freático y el régimen
de los escurrimientos de los cauces dentro de un
valle aluvial dependerán de la profundidad de los
depósitos acumulados, la precipitación del lugar
y el aprovechamiento de las aguas subterráneas.
Así, los escurrimientos pueden ser de tipo
efluente (A), influente (B) y efluente (Figura 72).
Donde la condición A se asociada a
escurrimientos permanentes, la B a corrientes
efímeras y la C a escurrimientos estacionales. Los
escurrimientos influentes suelen interceptarse a
través de galerías filtrantes paralelas al cauce y a
través de presas derivadoras.
8
Valle aluvial, está constituido por depósitos aluviales
entre los cuales puede divagar un cauce de agua.
Figura 72. Nivel freático en zonas de depositación
cercanas a los valles aluviales.
En zonas áridas, por un bajo intemperismo
químico, los cauces generalmente arrastran
materiales arenosos y los escurrimientos
superficiales están vinculados a unos cuantos
eventos de lluvias al año. El agua que se mueve
horizontalmente, en los depósitos de arenas y
gravas, hacen propicios estos sitios para el
aprovechamiento de los escurrimientos sub-
superficiales a través de presas subálveas. Estas
obras, aunque no captan caudales importantes
pueden ser suficientes para abastecer las
necesidades de abrevadero del ganado en zonas
de escasa precipitación y alta evaporación.
7.3 MANANTIALES
El manantial se puede definir como un lugar
donde se produce el afloramiento natural de
agua subterránea. Por lo general el agua fluye a
través de una formación de estratos con grava,
arena o roca fisurada. En los lugares donde
existen estratos impermeables, éstos bloquean
el flujo subterráneo de agua y permiten que
aflore a la superficie.

41
41
Frecuentemente las rocas poseen cierta
estructura, y el flujo del agua es controlado por
la alteración de capas permeables e
impermeables, por los echados y pliegues, por
discordancias, por fallas, diques, mantos y otras
muchas estructuras (Figura 73).
Los manantiales se clasifican por su ubicación y
su afloramiento. Por su ubicación son de ladera o
de fondo; y por su afloramiento son de tipo
concentrado o difuso. En los manantiales de
ladera el agua aflora en forma horizontal;
mientras que en los de fondo el agua aflora en
forma ascendente hacia la superficie. En ambos
casos, si el afloramiento ocurre en un solo punto
y sobre un área pequeña, se trata de un
manantial concentrado; y cuando aflora por
varios puntos en un área mayor, se trata de un
manantial difuso.
Oasis Oasis
Figura 73. Tipos de manantiales.
En los manantiales es común la instalación de
Cajas de Captación para el aprovechamiento de
los afloramientos. Su instalación requiere se
excave lo suficiente para encontrar las
verdaderas salidas de agua. Este tipo de
captaciones generalmente se ubican en sitios de
topografía accidentada por lo que el uso de
tuberías de conducción (FoGo, PEAD, PVC, etc) es
empleado para la conducción y distribución del
agua a través de tanques de amortiguamiento.
8. VEGETACIÓN
La superficie forestal de México comprende
73.3% de su territorio y presenta una gran
variedad de flora. Esta distribución en el
territorio nacional muestra que el tipo de
vegetación prevaleciente en un área está en
función del clima y el tipo de suelo-geología
presentes en el sitio. Aun cuando las condiciones
climáticas sean semejantes, en campo se observa
que la vegetación difiere; este cambio se explica

42
42
básicamente por la relación entre material
parental y suelo. Un ejemplo son los desiertos de
Sonora y Chihuahua, en Chihuahua la
precipitación es mayor y las temperatura
menores (menor evaporación) sin embargo la
producción de materia seca es superior en el
desierto de Sonora. Esta diferencia se explica por
el origen ígneo del desierto de Sonora y
sedimentario del desierto de Chihuahua. Esta
diferencia geológica implica que, dentro del
ámbito radicular de las plantas, los suelos del
desierto de Sonora tienen una mayor capacidad
de almacenamiento de humedad (Figura 74).
Figura 74. Relación geología vs vegetación.
En los Cuadros Cuadro 1 al 4, con base en
información de INEGI se resume la cobertura
vegetal potencial en base a geología (rocas:
ígneas intrusivas, ígneas extrusivas,
sedimentarias-calizas y metamórficas), tipos de
suelo y clima. La vegetación reportada
corresponde a una cobertura de al menos 66%
para cada combinación de suelo y clima. Así
mismo, en los cuadros se muestran los rangos de
pendiente donde se desarrolla cada tipo suelo.
En el Anexo 2, para los cuadros reportados, se
describen los tipos de vegetación presentes en
México y las especies nativas que los forman. La
reforestación con especies nativas o la
repastización de agostaderos disminuyen los
riesgos de erosión del suelo (hídrica y eólica) y
contribuyen a la conservación de la diversidad
florística de una región
El aspecto topográfico (orientación de una
ladera) y/o el cercado para el establecimiento de
áreas de exclusión son algunos de los factores
que han de considerarse para garantizar el éxito
de una reforestación (Figura 75) o para que los
pastos alcancen su climax.
Figura 75. Relación aspecto topográfico vs vegetación.

43
43
Cuadro 1. Relaciones para rocas ígneas intrusivas.
CLIMA
PREC.
mm
TEMP.
°C
CAMBISOL CRÓMICO FEOZEM HÁPLICO REGOSOL EÚTRICO LITOSOL VERTISOL CRÓMICO ANDOSOL
Pendiente 0 a 80 0 a 60 0 a30 0 a 60 0 a 30 30 a 100
Muy seco cálido 300 24 Matorral sarcocaule Matorral sarcocaule Matorral sarcocaule Matorral sarcocaule Matorral sarcocaule
Muy seco semicálido 300 20 Chaparral Selva baja caducifolia Matorral desértico rosetofilo Matorral desértico micrófilo Matorral sarco-crasicaule
Muy seco templado 300 16 Pastizal inducido Matorral desértico micrófilo Matorral desértico micrófilo Matorral sarco-crasicaule
Seco cálido 500 24 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Matorral espinoso Selva baja caducifolia Matorral subtropical
Seco semicálido 500 20 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Matorral subtropical Matorral desértico rosetofilo Matorral sarcocaule
Seco templado 500 16 Chaparral Chaparral Matorral desértico rosetofilo Chaparral Chaparral
Semiseco muy cálido 700 28 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia
Semiseco semicálido 700 20 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Matorral subtropical
Matorral espinoso
Tamaulipeco
Semiseco cálido 700 24 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia
Semiseco templado 700 16 Pastizal natural Pastizal inducido Pastizal inducido Pastizal natural Pastizal inducido
Cálido subhúmedo 1000 24 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Bosque mesófilo de montaña
Semicálido subhúmedo 1000 20 Bosque de pino-encino Bosque de encino-pino Bosque de pino-encino Bosque de pino-encino Bosque mesófilo de montaña
Templado subhúmedo 1000 16 Bosque de pino-encino Bosque de encino Bosque de encino Bosque de encino Selva baja caducifolia Bosque mesófilo de montaña
Semifrío subhúmedo 1000 12 Bosque de pino Bosque de pino Bosque de pino Bosque de pino
Cálido húmedo 1500 24 Selva baja caducifolia Selva alta perennifolia Selva alta perennifolia Chaparral Bosque mesófilo de montaña
Semicálido húmedo 1500 20 Bosque mesófilo de montaña Selva alta perennifolia Bosque de pino Bosque mesófilo de montaña Bosque mesófilo de montaña
Templado húmedo 1500 16 Bosque de encino Bosque mesófilo de montaña Bosque de pino Bosque de encino-pino
Nota: No existen datos.
Rocas Ígneas Intrusivas:
Ígnea intrusiva ácida
Ígnea intrusiva intermedia
Ígnea intrusiva básica
Volcanoclastico

44
44
Cuadro 2. Relaciones para rocas ígneas extrusivas.
CLIMA
PREC.
mm
TEMP.
°C
CAMBISOL CRÓMICO FEOZEM HÁPLICO REGOSOL EÚTRICO LITOSOL VERTISOL CRÓMICO ANDOSOL
Pendiente (%) 0 a 80 0 a 60 0 a 30 0 a 60 0 a 30 30 a 100
Muy seco cálido 300 24 Matorral sarco-crasicaule Matorral sarcocaule Matorral sarcocaule Matorral sarco-crasicaule
Muy seco semicálido 300 20 Chaparral Matorral sarcocaule Matorral sarcocaule Matorral sarcocaule Matorral sarco-crasicaule
Muy seco templado 300 16 Pastizal natural Pastizal natural Pastizal natural Matorral desértico rosetófilo
Seco cálido 500 24 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Matorral desértico micrófilo
Seco semicálido 500 20 Matorral subtropical Matorral desértico micrófilo Matorral desértico micrófilo Pastizal natural Matorral sarcocaule
Seco templado 500 16 Selva baja caducifolia Pastizal natural Pastizal natural Pastizal natural Matorral desértico micrófilo
Semiseco muy cálido 700 28 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia
Semiseco semicálido 700 20 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Matorral crasicaule
Semiseco cálido 700 24 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia
Semiseco templado 700 16 Pastizal natural Pastizal natural Pastizal natural Bosque de encino Pastizal natural Bosque de pino
Cálido subhúmedo 1000 24 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Bosque de pino-encino
Semicálido subhúmedo 1000 20 Bosque de pino-encino Bosque de encino Bosque de pino-encino Bosque de encino Selva baja caducifolia Bosque de pino-encino
Templado subhúmedo 1000 16 Bosque de pino Bosque de encino Bosque de pino-encino Bosque de encino Selva baja caducifolia Bosque de pino-encino
Semifrío subhúmedo 1000 12 Bosque de pino Bosque de pino Bosque de pino Bosque de pino Bosque de pino-encino Bosque de oyamel
Cálido húmedo 1500 24 Selva alta perennifolia Selva alta perennifolia Selva alta subperennifolia Bosque mesófilo de montaña Bosque de encino Selva alta perennifolia
Semicálido húmedo 1500 20 Bosque de pino-encino Selva alta perennifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Bosque mesófilo de montaña
Templado húmedo 1500 16 Bosque de pino-encino Bosque de encino Bosque de pino Bosque de encino-pino Bosque de pino-encino
Rocas Ígneas Extrusivas:
Ígnea extrusiva ácida
Ígnea extrusiva básica
Ígnea extrusiva intermedia
Volcanoclastico

45
45
Cuadro 3. Relaciones para rocas sedimentarias.
CLIMA
PREC.
mm
TEMP.
°C
LUVISOL CRÓMICO VERTISOL PÉLICO REGOSOL CALCÁRICO RENDZINA XEROSOL HÁPLICO
Pendiente (%) 0 a 50 0 a 30 0-60 0 a 30 0 a 20
Muy seco cálido 300 24 Matorral desértico micrófilo Matorral desértico micrófilo Matorral sarco-crasicaule
Muy seco semicálido 300 20 Matorral desértico rosetófilo Matorral desértico rosetofilo Matorral sarcocaule Matorral desértico micrófilo
Muy seco templado 300 16 Pastizal halófilo Matorral desértico micrófilo Matorral desértico micrófilo Matorral desértico micrófilo
Seco cálido 500 24 Matorral sarcocaule Matorral desértico micrófilo Matorral submontano Matorral espinoso Tamaulipeco Matorral espinoso Tamaulipeco
Seco semicálido 500 20 Matorral submontano Matorral submontano Matorral desértico rosetofilo Matorral espinoso Tamaulipeco Matorral desértico rosetofilo
Seco templado 500 16 Matorral desértico rosetófilo Pastizal natural Matorral desértico micrófilo Pastizal natural Matorral desértico rosetofilo
Semiseco muy cálido 700 28 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva mediana subcaducifolia
Semiseco semicálido 700 20 Bosque de pino-encino Matorral submontano Matorral submontano Matorral submontano Matorral espinoso Tamaulipeco
Semiseco cálido 700 24 Matorral submontano Matorral espinoso Tamaulipeco Matorral espinoso Tamaulipeco Matorral submontano Matorral espinoso Tamaulipeco
Semiseco templado 700 16 Pastizal natural Pastizal inducido Pastizal inducido Matorral crasicaule Matorral desértico rosetófilo
Cálido subhúmedo 1000 24 Selva mediana subcaducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva mediana subperennifolia Selva mediana subcaducifolia
Semicálido subhúmedo 1000 20 Bosque de encino Bosque de encino Bosque de encino Selva baja caducifolia Matorral submontano
Templado subhúmedo 1000 16 Bosque de encino Matorral submontano Bosque de encino Bosque de encino-pino Bosque de pino
Semifrío subhúmedo 1000 12 Bosque de pino-encino Bosque de pino Bosque de pino Bosque de pino
Cálido húmedo 1500 24 Selva alta perennifolia Selva alta perennifolia Bosque mesófilo de montaña Selva alta perennifolia
Semicálido húmedo 1500 20 Bosque mesófilo de montaña Selva baja caducifolia Selva mediana subperennifolia Bosque mesófilo de montaña Bosque de encino
Templado húmedo 1500 16 Bosque de pino Bosque de encino Bosque mesófilo de montaña Bosque mesófilo de montaña
Rocas Sedimentarias:
Caliza
Caliza-lutita
Caliza-limolita
Caliza-arenisca
Caliza-yeso

46
46
Cuadro 4. Relaciones para rocas metamórficas.
Clima
PREC.
mm
TEMP.
°C
Luvisol crómico Vertisol pélico Regosol Calcárico Rendzina Xerosol háplico
Pendiente (%) 0 a 50 0 a 30 0-60 0 a 30 0 a 20
Muy seco cálido 300 24 Matorral sarcocaule Matorral sarcocaule
Muy seco semicálido 300 20 Matorral sarco-crasicaule Matorral desértico micrófilo Matorral desértico micrófilo
Muy seco templado 300 16 Matorral rosetófilo costero Matorral rosetófilo costero Matorral desértico rosetófilo
Seco cálido 500 24 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia
Seco semicálido 500 20 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Matorral submontano Matorral submontano
Seco templado 500 16 Matorral rosetófilo costero Chaparral Matorral desértico micrófilo
Semiseco muy cálido 700 28 Bosque de encino-pino Pastizal inducido Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia
Semiseco semicálido 700 20 Pastizal inducido Pastizal inducido Pastizal inducido Selva baja caducifolia
Semiseco cálido 700 24 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia
Semiseco templado 700 16 Pastizal inducido Matorral crasicaule Matorral desértico rosetófilo Matorral crasicaule
Cálido subhúmedo 1000 24 Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia Selva baja caducifolia
Semicálido subhúmedo 1000 20 Bosque de pino Bosque de pino Bosque de encino Bosque de encino
Templado subhúmedo 1000 16 Bosque de pino Selva baja caducifolia Bosque de pino-encino Bosque de pino
Semifrío subhúmedo 1000 12 Bosque de encino Chaparral
Cálido húmedo 1500 24 Selva alta perennifolia Pastizal inducido Selva alta perennifolia
Semicálido húmedo 1500 20 Selva alta perennifolia Bosque mesófilo de montaña Bosque mesófilo de montaña
Templado húmedo 1500 16 Bosque mesófilo de montaña Bosque de pino Bosque mesófilo de montaña
Rocas Metamórficas:
Gneis
Esquisto
Complejo metamórfico
Esquisto-gneis
Pizarra
Filita

47
47
9. OBRAS ASOCIADAS
A lo largo del presente documento se dieron a
conocer los principales procesos
geomorfológicos que gobiernan el paisaje de las
cuencas del país. La comprensión de los procesos
y un análisis de las geoformas, propias de cada
sitio, el técnico podrá ser capaz de proponer las
mejores prácticas y obras para la conservación
del suelo y agua, acorde a los propósitos
hidrológicos que se persiga, tales como:
producción de biomasa, recarga de acuíferos,
abastecimiento de agua, conservación de suelos,
etc. En la Figura 76 se muestra un perfil
altitudinal de una cuenca donde se observa la
distribución aproximada de algunas obras
COUSSA.
Figura 76. Ubicación de prácticas y obras de conservación de suelo y agua.

48
48
10. BIBLIOGRAFÍA
Burbank, Douglas W. y Anderson, Robert S.
2011, Tectonic Geomorphology. Blackwell
Publishing. 2da Edición.
González Sánchez, Emilio J., 2005. Erosión:
La importancia de la conservación del suelo.
Asociación Española Agricultura de
Conservación, Suelos Vivos (AEAC/SV).
INEGI. 2005a. Guía para la interpretación de
cartografía: Geología. Instituto Nacional de
Geografía e Informática. México. D.F.
INEGI. 2005b. Guía para la interpretación de
cartografía: uso de suelo y vegetación.
Instituto Nacional de Geografía e
Informática. México. D.F.
INEGI. 2008. Guía para la interpretación de
cartografía: edafología. Instituto Nacional de
Geografía e Informática. México. D.F.
Rico Rodríguez Alfonso, Del Castillo Hermilo"
La Ingeniería de Suelos en las Vías
Terrestres", Volumen II 2a. Edición, Ed.
Limusa, México, 1981.
http://bibliotecadigital.ilce.edu.mx/sites/cie
ncia/volumen3/ciencia3/141/htm/sec_6.ht
m. Noviembre, 2011.
http://www.galeon.com/luisjaimes/meteori
zacion.html. Noviembre, 2011.
ELABORARON:
Dr. Demetrio S. Fernández Reynoso
Dr. Mario R. Martínez Menes
Ing. Hilario Ramírez Cruz
Ing. Osiel López Velasco
Para comentarios u observaciones al presente
documento contactar a la
Unidad Técnica Especializada (UTE) COUSSA
www.coussa.mx
M. C. Félix Alberto LLerena Villalpando
allerena@correo.chapingo.mx y
f.allerenav@gmail.com
Teléfono: (01) 595 95 2 15 58
Universidad Autónoma Chapingo
Dr. Mario R. Martínez Menes
mmario@colpos.mx
Dr. Demetrio S. Fernández Reynoso
demetrio@colpos.mx
Teléfono: (01) 595 95 5 49 92
Colegio de Postgraduados, Campus
Montecillo, México.

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