Densidad de drenaje

Parámetros físicos de una cuenca hidrográfica

La densidad de drenaje es una cantidad que se utiliza para describir los parámetros físicos de una cuenca hidrográfica . Descrita por primera vez por Robert E. Horton , la densidad de drenaje se define como la longitud total del canal de una cuenca hidrográfica dividida por el área total, representada por la siguiente ecuación:

${\displaystyle D_{d}={\frac {\sum {L}}{A_{basin}}}}$

^[1]

La cantidad representa la longitud promedio del canal por unidad de área de cuenca y tiene unidades , que a menudo se reducen a . ${\displaystyle {\frac {\left[L\right]}{\left[L^{2}\right]}}}$ ${\displaystyle \left[L^{-1}\right]}$

La densidad de drenaje depende tanto del clima como de las características físicas de la cuenca hidrográfica. La permeabilidad del suelo (dificultad de infiltración) y el tipo de roca subyacente afectan la escorrentía en una cuenca hidrográfica; un suelo impermeable o un lecho de roca expuesto provocarán un aumento de la escorrentía de aguas superficiales y, por lo tanto, una mayor frecuencia de corrientes. Las regiones accidentadas o con un relieve elevado también tendrán una mayor densidad de drenaje que otras cuencas hidrográficas si las demás características de la cuenca son las mismas.

Al determinar la longitud total de los cursos de agua de una cuenca, se deben considerar tanto los cursos de agua perennes como los efímeros. ^[2] Si una cuenca de drenaje contuviera solo cursos de agua efímeros, la densidad de drenaje calculada por la ecuación anterior sería cero si solo se calculara la longitud total de los cursos de agua utilizando solo cursos de agua perennes. Ignorar los cursos de agua efímeros en los cálculos no considera el comportamiento de la cuenca durante eventos de inundación y, por lo tanto, no es completamente representativo de las características de drenaje de la cuenca.

La densidad de drenaje es un indicador de la infiltración y la permeabilidad de una cuenca hidrográfica, además de estar relacionada con la forma del hidrograma . La densidad de drenaje depende tanto del clima como de las características físicas de la cuenca hidrográfica.

Las altas densidades de drenaje también significan una alta relación de bifurcación .

Inversa de la densidad de drenaje como cantidad física

La densidad de drenaje se puede utilizar para aproximar la longitud promedio del flujo superficial en una cuenca. Horton (1945) utilizó la siguiente ecuación para describir la longitud promedio del flujo superficial como función de la densidad de drenaje: ^[2]

${\displaystyle l_{O}={\frac {1}{2D_{d}}}}$

Donde es la longitud del flujo superficial en unidades de longitud y es la densidad de drenaje de la cuenca, expresada en unidades de longitud inversa. ${\displaystyle l_{0}}$ ${\displaystyle D_{d}}$

Considerando la geometría de los canales en la ladera, Horton también propuso la siguiente ecuación:

${\displaystyle l_{O}={\frac {1}{2D_{d}{\sqrt {1-\left({\frac {s_{c}}{s_{g}}}\right)^{2}}}}}}$

^[2]

¿Dónde está la pendiente del canal y es la pendiente media del terreno en la zona? ${\displaystyle s_{c}}$ ${\displaystyle s_{g}}$

Componentes elementales de las cuencas de drenaje

Una cuenca de drenaje puede definirse por tres cantidades elementales: canales, el área de ladera asociada con esos canales y las áreas de fuente. ^[3] Los canales son los segmentos bien definidos que transportan agua de manera eficiente a través de la cuenca. Etiquetar estas características como "canales" en lugar de "arroyos" indica que no es necesario que haya un flujo continuo de agua para capturar el comportamiento de esta región como un conducto de agua. Según el sistema de ordenamiento de arroyos de Arthur Strahler, ^[4] los canales no están definidos como un solo orden o rango de órdenes. Los canales de órdenes inferiores se combinan para formar canales de orden superior. Las áreas de ladera asociadas son las laderas que se inclinan directamente hacia los canales. ^[3] La precipitación que ingresa al sistema en las áreas de laderas y no se pierde por infiltración o evapotranspiración ingresa a los canales. Las áreas de fuente son regiones cóncavas de ladera que están asociadas con un solo canal. ^[4] La precipitación que entra en una zona de origen y que no se pierde por infiltración o evapotranspiración fluye a través de la zona de origen y entra al canal en la cabecera del mismo. Las zonas de origen y las zonas de laderas asociadas a los canales se diferencian por las zonas de origen que drenan a través de la cabecera del canal, mientras que las zonas de laderas asociadas drenan hacia el resto del curso de agua. ^[3] Según el sistema de ordenación de cursos de agua de Strahler, todas las zonas de origen drenan hacia un canal principal, según la definición de canal principal. ^[4]

Bras et al. (1991) ^[5] describen las condiciones necesarias para la formación de canales. La formación de canales es un concepto íntimamente ligado a la formación y evolución de un sistema de drenaje e influye en la densidad de drenaje de una cuenca. La relación que proponen determina el comportamiento de una determinada ladera en respuesta a una pequeña perturbación. Proponen la siguiente ecuación como relación entre el área de la fuente, la pendiente de la fuente y el flujo de sedimentos a través de esta área de la fuente:

${\displaystyle a{\frac {\partial F}{\partial S}}{\frac {dS}{da}}=F-a{\frac {\partial F}{\partial a}}}$

^[5]

Donde F es el flujo de sedimentos, S es la pendiente del área de la fuente y a es el área de la fuente. El lado derecho de esta relación determina la estabilidad o inestabilidad del canal. Si el lado derecho de la ecuación es mayor que cero, la ladera es estable y pequeñas perturbaciones como pequeños eventos erosivos no se convierten en canales. Por el contrario, si el lado derecho de la ecuación es menor que cero, Bras et al. ^[5] determinan que la ladera es inestable y pequeñas estructuras erosivas, como riachuelos, tenderán a crecer y formar un canal y aumentar la densidad de drenaje de una cuenca. En este sentido, "inestable" no se utiliza en el sentido de que el gradiente de la ladera sea mayor que el ángulo de reposo y, por lo tanto, susceptible al desgaste en masa, sino que los procesos erosivos fluviales, como el flujo laminar o el flujo de canal, tienden a incidir y erosionar para formar un canal singular. ^[5] Por lo tanto, las características del área de la fuente, o área de la fuente potencial, influyen en la densidad de drenaje y la evolución de una cuenca de drenaje. ^[5]

Relación con el balance hídrico

La densidad de drenaje está ligada a la ecuación de balance hídrico:

${\displaystyle {\frac {dV}{dt}}=R+G_{i}-G_{o}-G_{s}-ET-Q_{w}}$

^[6]

Donde es el cambio en el almacenamiento del embalse , R es la precipitación , ET es la evapotranspiración , G _i y G _o son los respectivos flujos de agua subterránea dentro y fuera de la cuenca, G _s es la descarga de agua subterránea en los arroyos y Q _w es la descarga de agua subterránea de la cuenca a través de pozos . La densidad de drenaje se relaciona con los términos de almacenamiento y escorrentía. La densidad de drenaje se relaciona con la eficiencia con la que el agua se transporta sobre el paisaje. El agua se transporta a través de canales mucho más rápido que sobre laderas, ya que el flujo superficial saturado es más lento debido a que se adelgaza y obstruye por la vegetación o los poros del suelo. ^[7] En consecuencia, una cuenca de drenaje con una densidad de drenaje relativamente mayor se drenará de manera más eficiente que una de mayor densidad. ^[7] Debido al sistema de drenaje más extenso en una cuenca de mayor densidad, la precipitación que ingresa al sótano, en promedio, viajará una distancia más corta sobre las laderas más lentas antes de llegar a los canales de flujo más rápido y saldrá de la cuenca a través de los canales en menos tiempo. Por el contrario, la precipitación que entra en una cuenca de menor densidad de drenaje tardará más en salir de la cuenca debido a que viaja más tiempo sobre la ladera más lenta. ^[7] ${\displaystyle {\frac {dV}{dt}}}$

En su artículo de 1963 sobre la densidad de drenaje y el caudal de los arroyos, Charles Carlston descubrió que el caudal base de los arroyos está inversamente relacionado con la densidad de drenaje de la cuenca de drenaje:

${\displaystyle Q_{baseflow}\propto {D_{d}}^{-2}}$

^[8]

Esta ecuación representa el efecto de la densidad de drenaje sobre la infiltración. A medida que aumenta la densidad de drenaje, el caudal base en un arroyo disminuye para una cuenca dada porque hay menos infiltración que contribuya al caudal base. ^[8] Una mayor cantidad del agua que ingresa a la cuenca de drenaje durante una precipitación inmediatamente después de un evento de lluvia sale rápidamente a través de los arroyos y no se convierte en infiltración para contribuir al caudal base. Gregory y Walling (1968) descubrieron que el caudal promedio a través de una cuenca de drenaje es proporcional al cuadrado de la densidad de drenaje:

${\displaystyle Q_{runoff}\propto D_{d}^{2}}$

^[9]

Esta relación ilustra que un entorno con una mayor densidad de drenaje transporta el agua de manera más eficiente a través de la cuenca. ^[7] En un entorno con una densidad de drenaje relativamente baja, los resultados de descarga promedio más bajos predichos por esta relación serían el resultado de que la escorrentía superficial pasa más tiempo viajando sobre laderas y tiene un mayor tiempo para que se produzca la infiltración. La mayor infiltración da como resultado una escorrentía superficial reducida según la ecuación de balance hídrico. ^[6]

Estas dos ecuaciones concuerdan entre sí y siguen la ecuación del balance hídrico. Según las ecuaciones, en una cuenca con una alta densidad de drenaje, la contribución de la escorrentía superficial a la descarga del río será alta, mientras que la del caudal base será baja. Por el contrario, un río en un sistema de baja densidad de drenaje tendrá una mayor contribución del caudal base y una menor contribución del caudal superficial . ^{[8] [9]}

Relación con los hidrogramas

La descarga a través de la corriente central que drena una cuenca refleja la densidad de drenaje, lo que la convierte en un diagnóstico útil para predecir el comportamiento de inundación de una cuenca después de un evento de tormenta debido a que está íntimamente ligado al hidrograma . ^[7] El material sobre el que se desplaza el flujo superficial es un factor que influye en la velocidad a la que el agua puede fluir fuera de una cuenca. El agua fluye significativamente más lento sobre las laderas en comparación con los canales que se forman para transportar eficientemente el agua y otro material que fluye. ^[7] Según la interpretación de Horton de la mitad de la inversa de la densidad de drenaje como la longitud promedio del flujo superficial ^[2] implica que el flujo superficial en entornos de alto drenaje alcanzará un canal de flujo rápido más rápido en un rango más corto. En el hidrograma, el pico es más alto y ocurre en un rango más corto. Este pico más compacto y más alto a menudo se conoce como "llamativo". ^[7]

La densidad de drenaje influye en el momento del hidrograma en relación con el pico del hietograma . ^[7] El agua que entra en una cuenca hidrográfica de alto drenaje durante una tormenta llegará a un canal relativamente rápido y viajará por los canales de alta velocidad hasta la salida de la cuenca hidrográfica en un tiempo relativamente corto. Por el contrario, el agua que entra en una cuenca de baja densidad de drenaje tendrá que recorrer, en promedio, una distancia mayor sobre la ladera de baja velocidad para llegar a los canales. Como resultado, el agua necesitará más tiempo para llegar a la salida de la cuenca. El tiempo de retraso entre el pico del hietograma y el hidrograma está entonces inversamente relacionado con la densidad de drenaje; a medida que aumenta la densidad de drenaje, el agua se drena de la cuenca de manera más eficiente y el tiempo de retraso disminuye. ^[7]

Otro impacto en el hidrograma que tiene la densidad de drenaje es una rama descendente más pronunciada después del evento de tormenta debido a su impacto tanto en el flujo superficial como en el flujo base. ^{[7] [10]} La rama descendente ocurre después del pico de la curva del hidrograma y es cuando el flujo superficial está disminuyendo de nuevo a los niveles ambientales. En sistemas de drenaje más altos, el flujo superficial llega a los canales más rápido, lo que resulta en una extensión más estrecha en la rama descendente. El flujo base es el otro contribuyente al hidrograma. El pico del flujo base a los canales ocurrirá después del pico de flujo rápido porque el flujo de agua subterránea es mucho más lento que el flujo rápido. Debido a que el pico del flujo base ocurre después del pico de flujo rápido, el pico del flujo base influye en la forma de la rama descendente. ^[10] De acuerdo con la proporcionalidad propuesta por Gregory y Walling, ^[9] a medida que aumenta la densidad de drenaje, la contribución del flujo base a la rama descendente del hidrograma disminuye. Durante una tormenta en una cuenca de alta densidad de drenaje, hay poca agua que se infiltra en el suelo como infiltración porque el agua pasa menos tiempo fluyendo sobre la superficie en la cuenca antes de salir por el canal central. Debido a que hay poca agua que ingresa al agua como infiltración, el flujo base contribuirá solo en una pequeña parte al ramal descendente. Por lo tanto, el ramal descendente es bastante empinado. Por el contrario, un sistema de bajo drenaje tendrá un ramal descendente menos profundo. Según la relación de Gregory y Walling, ^[9] la disminución en la densidad de drenaje resulta en un aumento en el flujo base a los canales y una disminución más gradual en el hidrograma.

Fórmula para la densidad de drenaje

Montgomery y Dietrich (1989)

Montgomery y Dietrich (1989) ^[3] determinaron la siguiente ecuación para la densidad de drenaje observando cuencas de drenaje en el valle de Tennessee, California:

${\displaystyle D={\frac {w_{s}\rho _{w}R_{0}}{W^{\ast }\rho _{s}K_{z}\ sin\ \theta cos\ \theta }}\left[1-\left({\frac {tan\theta }{tan\psi }}\right)\right]^{-1}}$

^[3]

Donde w _s es el ancho medio de la fuente, ρ _w es la densidad del agua, R ₀ es la tasa de precipitación promedio, W* es el ancho de la cabeza del canal, ρ _s es la densidad aparente saturada del suelo, K _z es la conductividad hidráulica saturada vertical, θ es la pendiente en la cabeza del canal y φ es el ángulo de fricción interna del suelo.

R ₀ , el término de precipitación promedio, muestra la dependencia de la densidad de drenaje con el clima . Con todos los demás factores constantes, un aumento en la precipitación en la cuenca de drenaje resulta en un aumento en la densidad de drenaje. ^[3] Una disminución en la precipitación, como en un ambiente árido , resulta en una densidad de drenaje más baja. La ecuación también muestra la dependencia de las características físicas y la litología de la cuenca de drenaje. Los materiales con baja conductividad hidráulica, como arcilla o roca sólida, ^[6] darían como resultado un sistema de mayor densidad de drenaje. Debido a la baja conductividad hidráulica, hay poca pérdida de agua por infiltración y esa agua sale del sistema como escorrentía y puede contribuir a la erosión. En una cuenca con una conductividad hidráulica vertical más alta, el agua se infiltra más efectivamente en el suelo y no contribuye a la erosión por flujo superficial saturado, lo que resulta en un sistema de canales menos desarrollado y, por lo tanto, una menor densidad de drenaje. ^[3]

Relación con la crecida media anual

Charles Carlston (1963) ^[8] determinó una ecuación para expresar la escorrentía media anual de inundaciones, Q2.33, para una cuenca hidrográfica determinada en función de la densidad de drenaje. Carlston encontró una correlación entre las dos cantidades al representar gráficamente los datos de 15 cuencas hidrográficas y determinó la siguiente ecuación:

${\displaystyle Q_{2.33}=1.3D^{2}}$

^[8]

Donde Q se expresa en pies cúbicos por segundo por milla cuadrada y D _d se expresa en millas inversas. De esa ecuación se concluye que una cuenca de drenaje se ajustará a sí misma a través de la erosión de modo que se cumpla esta ecuación.

Efecto de la vegetación sobre la densidad del drenaje

La presencia de vegetación en una cuenca hidrográfica tiene múltiples efectos sobre la densidad de drenaje. La vegetación previene los deslizamientos de tierra ^[11] en el área de origen de una cuenca que darían lugar a la formación de canales, así como a una disminución del rango de valores de densidad de drenaje independientemente de la composición del suelo. ^[11]

La vegetación estabiliza la zona de origen inestable de la cuenca y evita la formación de canales . ^[11] Las plantas estabilizan la ladera en la que crecen, lo que da lugar a procesos de erosión física como salpicaduras de lluvia, desprendimientos secos o procesos de congelación y descongelación. ^[11] Aunque existe una variación significativa entre especies, las raíces de las plantas crecen en redes subterráneas que mantienen el suelo en su lugar. Debido a que el suelo se mantiene en su lugar, es menos propenso a la erosión por esos métodos físicos. ^[11] Se descubrió que la difusión en laderas disminuye exponencialmente con la cobertura vegetal. ^[11] Al estabilizar la ladera en la zona de origen de las cuencas, la formación de canales es menos probable. Se previenen los procesos de erosión que pueden conducir a la formación de canales. La mayor resistencia del suelo también protege contra la erosión por escorrentía superficial, que dificulta la evolución del canal una vez que ha comenzado. ^[11]

A escala de cuenca, hay menos canales en la cuenca y la densidad de drenaje es menor que en un sistema sin vegetación. Sin embargo, el efecto de la vegetación en la disminución de la densidad de drenaje no es ilimitado. Cuando la cobertura vegetal es alta, el efecto de aumentar la cobertura disminuye. Este efecto impone un límite superior a la reducción total de la densidad de drenaje que puede producir la vegetación. ^[11]

La vegetación también reduce el rango de valores de densidad de drenaje para cuencas de diversas composiciones de suelo. ^[11] Las cuencas sin vegetación pueden tener un amplio rango de densidades de drenaje, desde bajas a altas. La densidad de drenaje está relacionada con la facilidad con la que se pueden formar canales. Según la ecuación de Montgomery y Dietrich, la densidad de drenaje es una función de la conductividad hidráulica vertical . Los sedimentos de grano grueso como la arena tendrían una conductividad hidráulica más alta y la ecuación predice que formarán un sistema de densidad de drenaje relativamente más alta que un sistema formado por limo más fino con una conductividad hidráulica más baja. ^[6]

Los incendios forestales desempeñan un papel indirecto en la densidad de drenaje de una cuenca. Los incendios forestales, tanto naturales como no naturales, destruyen parte o toda la vegetación existente, lo que elimina la estabilidad que proporcionan las plantas y sus raíces. Las laderas recién desestabilizadas de la cuenca son entonces susceptibles a procesos de formación de canales, y la densidad de drenaje de la cuenca puede aumentar hasta que la vegetación vuelva a crecer hasta su estado anterior. El tipo de plantas y la profundidad y densidad asociadas de las raíces de las plantas determinan la fuerza con la que se mantiene el suelo en su lugar, así como la intensidad del incendio forestal a la hora de matar y eliminar la vegetación. Los experimentos de simulación por ordenador han validado que la densidad de drenaje será mayor en las regiones en las que se producen incendios forestales con mayor frecuencia. ^[11]

Relación con el hidrograma de crecidas

La descarga a través de la corriente central que drena una cuenca refleja la densidad de drenaje, lo que la convierte en un diagnóstico útil para predecir el comportamiento de inundación de una cuenca después de un evento de tormenta debido a que está íntimamente ligada al hidrograma. ^[7] El material sobre el que se desplaza el flujo superficial es un factor que influye en la velocidad con la que el agua puede fluir fuera de una cuenca. El agua fluye significativamente más lento sobre las laderas en comparación con los canales que se forman para transportar de manera eficiente el agua y otro material que fluye. Según la interpretación de Horton de la mitad de la inversa de la densidad de drenaje como la longitud promedio del flujo superficial ^[2] implica que el flujo superficial en entornos de alto drenaje alcanzará un canal de flujo rápido más rápido en un rango más corto. En el hidrograma, el pico es más alto y ocurre en un rango más corto. Este pico más compacto y más alto a menudo se conoce como "llamativo". ^[7]

La densidad de drenaje influye en el momento del hidrograma en relación con el pico del hietograma. ^[7] El agua que entra en una cuenca hidrográfica de alto drenaje durante una tormenta llegará a un canal relativamente rápido y viajará por los canales de alta velocidad hasta la salida de la cuenca hidrográfica en un tiempo relativamente corto. Por el contrario, el agua que entra en una cuenca de baja densidad de drenaje tendrá que recorrer, en promedio, una distancia mayor sobre la ladera de baja velocidad para llegar a los canales. Como resultado, el agua necesitará más tiempo para llegar a la salida de la cuenca. El tiempo de retraso entre el pico del hietograma y el hidrograma está entonces inversamente relacionado con la densidad de drenaje; a medida que aumenta la densidad de drenaje, el agua se drena de la cuenca de manera más eficiente y el tiempo de retraso disminuye. ^[7]

Otro impacto en el hidrograma que tiene la densidad de drenaje es una rama descendente más pronunciada después del evento de tormenta debido a su impacto tanto en el flujo superficial como en el flujo base. ^{[7] [10]} La rama descendente ocurre después del pico de la curva del hidrograma y es cuando el flujo superficial está disminuyendo de nuevo a los niveles ambientales. En sistemas de drenaje más altos, el flujo superficial llega a los canales más rápido, lo que resulta en una extensión más estrecha en la rama descendente. El flujo base es el otro contribuyente al hidrograma. El pico del flujo base a los canales ocurrirá después del pico de flujo rápido porque el flujo de agua subterránea es mucho más lento que el flujo rápido. ^[10] Debido a que el pico del flujo base ocurre después del pico de flujo rápido, el pico del flujo base influye en la forma de la rama descendente.4 De acuerdo con la proporcionalidad propuesta por Gregory y Walling, ^[9] a medida que aumenta la densidad de drenaje, la contribución del flujo base a la rama descendente del hidrograma disminuye. Durante una tormenta en una cuenca de alta densidad de drenaje, hay poca agua que se infiltra en el suelo como infiltración porque el agua pasa menos tiempo fluyendo sobre la superficie en la cuenca antes de salir por el canal central. Debido a que hay poca agua que ingresa al agua como infiltración, el flujo base contribuirá solo en una pequeña parte al ramal descendente. Por lo tanto, el ramal descendente es bastante empinado. Por el contrario, un sistema de bajo drenaje tendrá un ramal descendente menos profundo. Según la relación de Gregory y Walling, ^[9] la disminución en la densidad de drenaje resulta en un aumento en el flujo base a los canales y una disminución más gradual en el hidrograma.

Efecto del cambio climático sobre la densidad del drenaje

La densidad de drenaje también puede verse influida por el cambio climático. Langbein y Schumm (1958)9 proponen una ecuación para la tasa de descarga de sedimentos a través de la cuenca en función de la tasa de precipitación:

${\displaystyle P={\frac {aR^{\alpha }}{1+bR^{\gamma }}}}$

^[12]

Donde P es la producción de sedimentos, R es la precipitación efectiva promedio, α ~ 2,3, γ ~ 3,33 y a y b varían según las unidades. El gráfico de esta ecuación tiene un máximo entre 10 y 14 pulgadas y descensos bruscos a ambos lados del pico. Con precipitaciones efectivas más bajas, la descarga de sedimentos es menor porque hay menos lluvia para erosionar la ladera. Con precipitaciones efectivas de más de 10-14 pulgadas, la disminución en la producción de sedimentos se interpreta como el resultado del aumento de la cobertura vegetal. ^[12] El aumento de la precipitación favorece una cobertura vegetal más densa y evita el flujo superficial y otros métodos de erosión física. Este hallazgo es coherente con los hallazgos de Istanbulluoglu y Bras sobre el efecto de la vegetación en la erosión y la formación de canales. ^[11]

Las tierras baldías de Caineville

Badlands en la Puerta Azul, Utah

Las tierras baldías de Caineville, Utah, se citan a menudo como una región de densidad de drenaje extremadamente alta. La región presenta pendientes pronunciadas, alto relieve, un clima árido y una ausencia total de vegetación. ^{[13] [7]} Debido a que las pendientes de las laderas de las colinas son a menudo mayores que el ángulo de reposo , el proceso erosivo dominante en las tierras baldías de Caineville es el desgaste en masa . ^[13] No hay vegetación que proporcione estabilidad a las laderas y aumente el ángulo de reposo y evite el desgaste en masa. Sin embargo, las regiones por debajo del ángulo de reposo todavía se encuentran generalmente en un ángulo significativo, y la difusión en laderas, según la siguiente relación, sigue siendo una fuente importante de erosión:

${\displaystyle {\frac {\partial z}{\partial t}}=K_{s}{\frac {\partial ^{2}z}{\partial x^{2}}}}$Donde K _s es un coeficiente de difusividad de la ladera, z es la elevación de la ladera y x es la distancia horizontal.

La variedad de densidades de drenaje en las Badlands de Caineville ilustra la naturaleza complicada de las densidades de drenaje en entornos de baja precipitación. ^[11] En un estudio sobre la región, Alan Howard (1996) descubrió que el efecto de aumentar los ángulos de relieve en diferentes cuencas no tenía un efecto constante en la densidad de drenaje. ^[13] En las regiones de relieve relativamente bajo, la densidad de drenaje y el relieve están correlacionados positivamente. Esto ocurre hasta que se alcanza un umbral en una relación de relieve más alta, cuando el aumento de la relación de pendiente se acompaña de una disminución en la densidad de drenaje. ^[13] Howard interpreta que esto es el resultado del aumento del área de fuente crítica necesaria para soportar un canal. En una pendiente más alta, la erosión es más rápida y se canaliza de manera más eficiente a través de menos canales. ^[13] El menor número de canales da como resultado una menor densidad de drenaje para la cuenca.

Un mapa topográfico de las tierras baldías de Caineville, Utah, generado con QGIS y GRASS GIS utilizando el conjunto de datos de mapas de altura SRTM obtenido del USGS

Este mapa topográfico cualitativo de una sección de una sección de Caineville Badlands muestra la extensa red de drenaje en el entorno árido. En relación con la definición de Montgomery y Dietrich de las partes elementales de una cuenca de drenaje, ^[3] el área de origen de cada uno de los canales es relativamente muy pequeña, lo que da como resultado la formación de una gran cantidad de canales. La imagen de Caineville Badlands muestra la falta de vegetación y numerosos canales. Caineville Badlands está ubicada en un entorno árido, que recibe un promedio de 125 mm de precipitación por año. ^[13] Esta baja precipitación contrasta con la ecuación de densidad de drenaje de Montgomery y Dietrich, que predice que la densidad de drenaje debería ser baja donde las precipitaciones son bajas. ^[3] Este comportamiento es más consistente con la expresión de Langbein y Schumm de la tasa de erosión como una función de la lluvia. ^[12] Según la ecuación, la erosión aumentará con la precipitación hasta un punto en el que la precipitación pueda sustentar la vegetación estabilizadora. La falta de vegetación presente en la imagen de Caineville Badlands implica que la tasa de precipitaciones de esta región está por debajo de la cantidad crítica de precipitaciones que la vegetación puede soportar.

Referencias

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2. Horton, Robert E. (1945-03-01). "Desarrollo erosivo de arroyos y sus cuencas de drenaje; Enfoque hidrofísico a la morfología cuantitativa". Boletín GSA . 56 (3): 275–370. Bibcode :1945GSAB...56..275H. doi :10.1130/0016-7606(1945)56[275:EDOSAT]2.0.CO;2. S2CID  129509551.
3. Montgomery, David R.; Dietrich, William E. (agosto de 1989). "Áreas de origen, densidad de drenaje e iniciación de canales". Investigación de recursos hídricos . 25 (8): 1907–1918. Bibcode :1989WRR....25.1907M. CiteSeerX 10.1.1.658.9871 . doi :10.1029/WR025i008p01907. 
4. Strahler, Arthur N. (diciembre de 1957). "Análisis cuantitativo de la geomorfología de cuencas hidrográficas". Transacciones, American Geophysical Union . 38 (6): 913–920. Código Bibliográfico :1957TrAGU..38..913S. doi :10.1029/TR038i006p00913.
5. Tarboton, David G.; Bras, Rafael L.; Rodriguez-Iturbe, Ignacio (19 de octubre de 1991). "Una base física para la densidad de drenaje". Geomorfología . 5 (1–2): 59–76. doi :10.1016/0169-555X(92)90058-V.
6. Fitts, Charles R. (2013). Groundwater Science (2.ª edición). Waltham, MA: Elsevier Inc., pág. 14. ISBN 978-0-12-384705-8.
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8. Carlston, Charles (1963). Densidad de drenaje y caudal de corrientes . Imprenta del Gobierno de Estados Unidos.
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12. Langbein, Walter B.; Schumm, Stanley A. (1958). "Rendimiento de sedimentos en relación con la precipitación media anual". Eos, Transactions American Geophysical Union . 39 (6): 1076–1084. Código Bibliográfico :1958TrAGU..39.1076L. doi :10.1029/TR039i006p01076.
13. Howard, Alan D. (1996). "Morfología y evolución de las tierras baldías: interpretación mediante un modelo de simulación". Procesos y formas del relieve de la superficie terrestre . 22 (3): 211–227. doi :10.1002/(SICI)1096-9837(199703)22:3<211::AID-ESP749>3.0.CO;2-E.

Enlaces externos

• Cuenca de drenaje en el canal de aprendizaje