Geodinámica externa

Geomorfología. Morfogénesis. Meteorización. Movimientos masa. Procesos y formas litorales. Series recientes. Pitones sálicos. Formas sedimentarias

  • Enviado por: Jorge Vera
  • Idioma: castellano
  • País: España España
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1.-) GEODINÁMICA EXTERNA

El paisaje, la estructura de la corteza, la Tierra en su conjunto, varían constantemente. Los agentes externos que influyen en este cambio son el viento, el agua, el sol, la nieve, etc …

En la Tierra actúan procesos destructivos y constructivos: procesos superficiales o externos y procesos internos. Los procesos superficiales aprovechan la fuerza de la gravedad: las rocas descienden algunos metros debido a desplazamientos masivos de terrenos o son transportadas a millares de kilómetros de distancia por medio de las corrientes fluviales, hasta que las rocas son depositados en el mar. En general, estos procesos, transportan materiales de regiones altas a regiones bajas. En oposición a ellos, están los procesos internos, como el volcanismo, y los procesos deformativos, tienden a crear continuamente nueva tierra firme. El aspecto de la superficie terrestre, la proporción entre tierras emergidas y mares en un momento dado de su historia, refleja el equilibrio entre estos grupos de procesos antagónicos.

Los procesos superficiales son principalmente la erosión y la sedimentación. La primera consiste en el arranque de fragmentos de rocas de su lugar de origen y su transporte a cualquier otra parte. La sedimentación es el conjunto de procesos mediante los cuales los materiales producto de la erosión son depositados en determinadas regiones, dando lugar a la formación de rocas sedimentarias. Ambos procesos contribuyen de manera fundamental al modelado del relieve, a la morfogénesis. Estos son unos procesos lentos, en especial considerados desde un punto de vista humano; para comprender sus resultados hay que considerar la larga duración de su actuación, que puede ser de centenares de años.

Las rocas, son constantemente destruidas por la erosión, el metamorfismo y la fusión; al mismo tiempo, se forman nuevas rocas que reemplazan las destruidas, mediante la sedimentación, que como dijimos antes se llaman rocas sedimentarias, el metamorfismo o la consolidación del magma. Todos estos procesos relacionados con la formación de las rocas son cíclicos.

La corteza terrestre primitiva estaba construida por rocas ígneas. Al desarrollarse una atmósfera y una hidrosfera entró en juego el agua, y con ella la mayoría de los procesos superficiales erosivos. Estas rocas fueron alternadas por los agentes atmosféricos, meteorizadas y, de esta manera, preparadas para sufrir erosión. Los fragmentos de roca arrancados, también llamados detritos, fueron transportados y depositados en forma de sedimentos. Estos, fueron enterrados por otros sedimentos, y así sucesivamente. Con el tiempo y el peso de los que se encontraban en la parte superior, los de abajo se fueron compactando, cementando y endureciendo, dando lugar a las primeras rocas sedimentarias de la Tierra.

La sedimentación, como dijimos antes, es un proceso lento. No obstante, pueden acumularse considerables espesores de sedimentos, especialmente en las regiones donde tienen lugar procesos deformativos. Durante éstos, que conducen a la deformación de la cordilleras, las rocas sedimentarias son arrastradas a zonas profundas de la corteza. Como consecuencia de ello, las rocas formadas en superficie en condiciones ambientales han de soportar presiones y temperaturas muy elevadas, lo que se traduce en modificaciones mineralógicas y estructurales de las mismas, que es el metamorfismo. Si el aumento de temperatura es suficiente, puede llegarse a la fusión parcial o total de la rocas, formándose así los magmas, los cuales se desplazan por el interior de la corteza y del manto, hasta que, debido a su enfriamiento, consolidan. Si en su movimiento alcanzan la superficie de la Tierra, se vierten al exterior en forma de lavas, y al cristalizar constituyen las rocas volcánicas; si cristalizan en el interior de la corteza, dan lugar a las rocas plutónicas y filonianas. Con la deformación de las rocas ígneas se cierra el ciclo.

Este ciclo, llamado ciclo geológico, no siempre se realiza íntegramente. En la actualidad, gran parte de las rocas que hay en la superficie terrestre son sedimentarias. Estos materiales están expuestos a la acción de los agentes atmosféricos y son meteorizados y erosionados. Como consecuencia de ello se forman nuevas rocas sedimentarias a partir del desplazamiento de otras iguales a ellas ( también rocas sedimentarias ). El ciclo todavía puede reducirse más si, debido a levantamientos de la corteza, los sedimentos no consolidados se ven sometidos a erosión.

A veces, entre las rocas metamórficas pueden encontrarse algunas que provienen de modificaciones de rocas volcánicas o plutónicas. Las rocas ígneas, pueden participar en procesos de plegamiento y metamorfismo.

1.1) MORFOGÉNESIS.

El estudio del origen de las formas del relieve y de los procesos que las generan, de la morfogénesis, corresponde a la geomorfología. Aunque ésta nació como una disciplina puramente descriptiva, con el transcurso del tiempo se dedicó a investigar el porqué de las cosas, pasó de la descripción a la explicación. Esta evolución en los objetivos de la geomorfología trajo aparejada la necesidad de una descripción sistemática, que se basará en unos datos lo más objetivos posibles. Así pues, la geomorfología, partió de la descripción de cierta categoría de cosas observables, con el fin de darles una explicación lógica y racional. La geomorfología, tiene un objetivo concreto: el estudio de las formas del globo terrestre, para lo que son necesarias la descripción y la explicación tanto de formas como de los procesos que tienen o han tenido lugar en la construcción y su significación en la propia historia y su situación en la de la Tierra. Es importante tener en cuenta que estas formas del modelado terrestre constituyen la superficie de contacto entre la litosfera, la envoltura sólida de la Tierra por una parte, y por otras, la hidrosfera ( que es la envoltura líquida ), la atmósfera ( que es la gaseosa ) y la biosfera ( de la cual forman parte los animales y los vegetales ).

Según este mismo esquema, el aspecto de la litosfera es el resultado de la acción, por un lado, de una serie de fuerza internas ( geodinámica interna ), como, por ejemplo la tectónica y el vulcanismos, y por otro, de la fuerzas externas ( geodinámica externa ), como la lluvia, el hielo, el viento, etc … Estas fuerza, que actúan de forma distinta según su localización en le espacio y en el tiempo, crean un sistema de interacciones, en muchos casos contrarias. Un ejemplo de este antagonismo, lo construye la elevación de una cadena montañosa por una acción tectónica ( fuerza internas ) que desencadena una acción erosiva ( fuerzas externas ), que tiende a reducir relieve. La acción de la tectónica, que provoca la elevación, y de la erosión, que reduce el relieve, cera un sistema cuyo equilibrio o cuya evolución dependerán de la intensidad de las fuerzas puestas en juego, es decir, si es más potente la acción tectónica que la erosiva, la montaña o montañas, seguirían elevando. Si el levantamiento tectónico disminuye o cesa, la erosión puede llegar a ser dominante y la altura de las montañas se iría reduciendo. Por último, si las dos acciones están muy igualadas, el levantamiento será compensado por la erosión y se alcanzará cierto equilibrio en que la altura no variará.

Es evidente que las fuerza externas que operan sobre un relieve ya existente, cuya causa primera son, en general, las deformaciones tectónicas. Si a partir de un momento dado no se produjeran deformaciones tectónicas, dado el relieve de los continentes llegaría a desaparecer en un período de tiempo bastante largo. De esto se desprende que las deformaciones tectónicas juegan un papel muy importante en la génesis del relieve. En primer lugar, está el aspecto dinámico de la deformación, es decir, los movimientos de la corteza terrestre. En segundo lugar, los productos resultantes de las deformaciones . Por último, el desarrollo o desaparición de un determinado relieve puede repercutir sobre los fenómenos que se producen tanto en la hidrosfera, como en la atmósfera.

En cuanto a los productos resultantes de las deformaciones, es importante su importancia en el modelado posterior. Es decir, la acción de los agentes externos será muy distinta, si, por ejemplo, el producto final de las deformaciones es un abombamiento de gran radio, o si se trata de una fracturación interna. También existirán diferencias notables frente a la erosión según sea la naturaleza y la disposición de las rocas deformadas. Es fácil imaginar que los modelados de una gran masa de granito, de una potente serie margosa o de una alternancia de arcillas y areniscas, serán diferentes, debido al comportamiento mecánico de cada uno de estos conjuntos frente a los agentes externos.

1.1.1 Proceso de meteorización.

Las fuerzas o agentes externos, dan lugar a la meteorización, a la erosión o denudación, al transporte y a la acumulación. La meteorización es el conjunto de modificaciones físicas y químicas que sufren las rocas por mediación de los agentes externos, y la erosión es el desgaste de los materiales por eliminación de alguna de sus partes. La erosión se puede la podemos asociar a hechos cotidianos, como el desgaste que produce la cuerda en el tallo de una planta que ésta sostenga, el de los peldaños de una vieja escalera, que acaba ondulada por el uso, … Esto, en la naturaleza, puede compararse con la incisión de un desfiladero o garganta, que ha sido producida por el paso del agua durante millones de años. El hecho de que hayan tenido que transcurrir millones de años para que se observe claramente el desgaste, introduce el factor tiempo en la erosión y permite comprender que sea el paso del agua el causante de la incisión del desfiladero. Si se tiene en cuenta que las rocas más antiguas de la Tierra tienen 5.000 millones de años y que el hombre hace mas de 1 millón de años que existe, se podrá imaginar cuáles pueden llegar a ser los efectos de la erosión y cuántos cambios pueden haber ocurrido en la historia del modelado terrestre, teniendo en cuenta, que algunos materiales son mucho más blandos que los del tallo de la planta que la cuerda sostiene.

Los principales agentes externos , aparte de la gravedad, son el agua, el viento, la temperatura y los seres vivos, entre los que desempeña un papel destacado el hombre. El agua actúa en todos sus estados y formas, gaseoso ( como la humedad de la atmósfera ), líquido ( como la lluvia, el agua corriente de los ríos la estancada de los pantanos, la salina del mar, etc . y en estado sólido ( en forma de glaciares o de pequeños cristales o agujas de hielo.

El caso del agua ilustra la dependencia que existe entre los agentes externos y el clima, puesto que éste condiciona tanto la cantidad de agua disponible como su distribución y su estado. También el clima influye sobre los seres vivos, ya que, por ejemplo, en las regiones tropicales húmedas con gran desarrollo del bosque, o en los desiertos de África, casi desprovistos de vida, tanto animal como vegetal. Por ello, a partir de una observación de un mapa climático, se puede deducir que tipo de agentes externos actuarán sobre el terreno.

A partir de estas ideas y relaciones se pudo establecer el concepto de geomorfología climática, con que se designa el conjunto de influencias directas del clima sobre la morfogénesis. Esta influencia del clima se manifiesta tanto en el tipo de procesos como en su intensidad. Como los climas en la Tierra tienen una distribución zonal, basada en la latitud y la altura, es evidente que también existirá una zonación en el modelado. Los fenómenos, procesos y mecanismos que son característicos de una determinada zona climática o que están relacionados con la latitud se denominan zonales, y dan lugar a modelados específicos, como el glaciar o el preglaciar. Frente a éstos existen las azonales, que se encuentran indistintamente en varias zonas climáticas y dan también unos modelados característicos, como el litoral, el eólico o el fluvial.

En resumen: el relieve terrestre es el resultado de la interacción de una serie de fuerzas, externas ( condicionadas o no por el clima ) e internas ( actúan de manera combinada, aunque según los casos, pueden dominar unas a las otras. Por ello, en sentido estricto, únicamente es posible hablar de paisajes con predominio de un determinado tipo de morfología: así el modelado de un volcán como el Teide, aun cabe que haya sido modificado por las aguas de lluvia o por la meteorización, puede considerarse que es prácticamente de origen interno. En cambio, la morfología costera del delta del Orinoco, por ejemplo, responde fundamentalmente a fenómenos zonales, como son los litorales y fluviales. Por el contrario, en la costa cantábrica, aunque la forma y los procesos litorales están regidos por la dinámica marina, existe una importante influencia de la estructura y composición de los materiales que están en con el mar. Por último, es fácil imaginar la influencia del clima en el modelado, a la vista de un caso extremo, como puede ser el del macizo del Mont Blanc en los Alpes, por el que discurren varios glaciares.

1.1.1.1 ) Meteorización:

Las rocas que afloran en la superficie terrestre dan la impresión de ser muy duraderas, y en general lo son. Pero aunque esto es cierto, en realidad están expuestas a una lenta, pero a la vez efectiva, alteración. Ésta, que puede ser tanto de tipo físico ( por ejemplo, la simple rotura de un bloque al caer ) como químico ( por ejemplo, la oxidación de un metal ), es lo que se conoce con el nombre de meteorización. Según predominen unos u otros procesos se hablará de meteorización física, también llamada mecánica, o de meteorización química. La meteorización es uno de los procesos geomorfológicos más importantes en la desintegración y descomposición de las rocas, es el resultado de la acción de los agentes externos sobre ellas y depende del tiempo de exposición de las rocas a dichos agentes, de la naturaleza de la roca, del clima y de la orientación. Para tener una idea del tiempo de duración de las rocas se puede analizar fenómenos usuales o familiares. En los viejos monumentos, o en las lápidas de los cementerios, es fácil observar la respuesta de los materiales que los componen frente al viento, la lluvia, el sol o el frío. Algunas losas grabadas en la misma época y emplazadas en el mismo lugar presentan aspectos muy distintos: mientras que unas permanecen intactas, otras aparecen muy desgastadas y sus letras prácticamente ilegibles. Ésto se debe al tipo de material. El caso del obelisco egipcio de Cleopatra, esculpido en granito, pone de manifiesto otro fenómeno: después de estar en Egipto durante centenares de años expuesto a los agentes externos, se hallaba en perfecto estado; en cambio, poco después de ser trasladado al Central park de Nueva York empezó a mostrar signos de deterioro, debido a las nuevas condiciones climáticas a que estaba sometido.

Para tener una visión del conjunto de las alteraciones que son capaces de sufrir los materiales es necesario tener presente el otro aspecto de la meteorización, el físico o mecánico, cuyo resultado es el de la fragmentación. Al pie de un acantilado o de un escarpe, existe una acumulación de bloques de diversos tamaños, que suelen, que suelen ser el producto de la meteorización mecánicas. Pero una vez anotado este hecho, veremos cuáles son los mecanismos de la meteorización mecánica.

a) Meteorización física: Las rocas se fragmentan bajo la acción de ciertos mecanismos o procesos, pero cualquiera que sea la causa de la fragmentación, influyen sobre ésta las características originales de las rocas ( textura, estratificación, tectonización, etc .

Si se observa una formación rocosa con detalle, se ven una sucesión de planos que delimitan una serie de capas o que las desplazan unas en relación con las otras. Estos planos constituyen zonas de debilidad, las cuales se abren formando grietas cuando las rocas, pasan de zonas profundas de la corteza terrestre, a medida que van desapareciendo las toneladas de tierra que las recubren, a zonas más superficiales e incluso llegan a flotar. Una vez producidas las grietas, la infiltración del agua, las raíces de las plantas, etc., comienzan su labor de ensanchamiento. Uno de los mecanismos físicos más potentes es el hielo y el deshielo del agua. El agua al helarse aumenta de volumen, y mientras se hiela desarrolla una fuerza expansiva bastante lo suficientemente intensa como para romper el material que la contiene. El agua, al helarse dentro de estas grietas, actúa como cuña, provocando un ensanchamiento de la grieta. Si este procesos se repite puede originar la rotura total de la roca. En las rocas porosas el agua puede ocupar los pequeños espacios vacíos y helarse, produciendo entre los granos presiones que favorecen el deformamiento de en reducidas porciones. El proceso de deformación que realiza el hielo se llama crioclasticidad. El agua cargada de sal puede desarrollar un proceso parecido a éste, denominándose haloclasticidad.

Cuando, por la acción de los rayos del sol, una roca se calienta, sufre una dilatación, y por la noche, al enfriarse se contrae. Si este procesos se repite muchas veces, en climas con grandes cambios climáticos, la reiterada dilatación y contracción de la roca produce una fatiga que, en teoría, es capaz de provocar una rotura. A esta rotura por cambios térmicos se le denomina termoclasticidad. Las variaciones del grado de humedad también provocan dilataciones y contracciones, tanto en las rocas como en sus componentes. El crecimiento de las raíces en el interior actúa a modo de cuña: produce un efecto semejante al de las cuñas de hielo en cuanto a la presión, pero con la diferencia de que las raíces, al no adaptarse perfectamente a las paredes de la grieta, permiten la circulación del agua y de las sustancias disueltas, lo que favorece la alteración química.

Todos los fenómenos descritos, aunque muy activos, no entra en el campo de observación normal. Por el contrario, resultan mucho más evidentes para cualquier observador las roturas provocadas por la simple caída de bloques, o por los choques de los fragmentos de roca al deslizarse por una pendiente. Un fenómeno similar se produce entre los cantos que se golpean entre sí al ser arrastrados por corrientes fluviales, por el oleaje o por el viento. Estos impactos rompen los cantos, hacen saltar pequeñas trozos de piedras y van retocando las aristas angulosas, hasta dejar aquéllos con la forma redondeada típica de la erosión marina y fluvial.

Los diversos procesos que provocan la fragmentación, originan una gran variedad de tamaños ( desde grandes bloques hasta limos ) y formas ( angulosas, redondeadas, etc. ). Gracias a estudios realizados, se ha llegado a la conclusión de que los fragmentos dependen de las características originales de la roca madre, en muchos casos son formas heredadas. También se ha verificado que el tamaño es mayor cerca del área fuente y va disminuyendo a medida que aumenta la distancia. Para un mismo proceso, la diferencia entre una disgregación granular o en bloques dependerá de la propia roca. Por ello, la mayoría de las arenas no son el resultado de sucesivas fragmentaciones de cantos de mayor tamaño, sino que provienen de rocas cuyos componentes tienen ya el tamaño arena.

b) Meteorización química: En las condiciones de la superficie terrestre, los minerales, que en su mayoría se forman a altas presiones y temperaturas en zonas más profundas de la corteza terrestre, están en desequilibrio y reaccionan químicamente con los agentes atmosféricos y biológicos, transformándose. La intensidad de la meteorización química depende de la composición de la roca, del clima, del tiempo y de las condiciones de afloramiento. Pero en realidad, con un período de tiempo bastante largo, sólo el clima es importante.

Este tipo de meteorización, requiere siempre agua y calor, y en algunos casos, ácidos disueltos u oxígeno. Esto implica que al menos ha de existir cierta cantidad de humedad y que las temperaturas deben ser superiores a 0º C. El agua es necesaria, como agente de disolución y transporte de los productos resultantes de la alteración y como vehículo de agentes químicos activos ( oxígeno, dióxido de carbono, ácidos orgánicos, … ). Además, la mayoría de las reacciones se favorecen con temperaturas altas. Hay una gran dependencia e íntima relación entre el clima y la meteorización química, un ejemplo de ésta, pueden ser las diferencias entre temperaturas y humedades de los climas polares y tropicales.

Aparte del agua, la alteración química más importante la ejerce el oxígeno, el dióxido de carbono y los ácido orgánicos, como ya nombramos anteriormente. El oxígeno que procede del aire o de la reducción de los óxidos, provoca oxidaciones de elementos y sales. El dióxido de carbono refuerza o modifica la acción del agua pura, facilita la pérdida de las bases en forma de carbonatos o bicarbonatos solubles y se considera indispensable para la movilización del hierro. Por último, los ácidos orgánicos, segregados por organismos o procedentes de materias orgánicas en descomposición, son también agentes muy activos. Los procesos de este tipo de meteorización, se pueden agrupar en cinco tipos considerados principales, ya que existen otros menos importantes: disolución, hidrólisis, carbonatación, hidratación y oxidación. De éstos hablaremos de una forma resumida seguidamente.

La disolución, se puede producir en agua pura o en agua que contenga ácidos diluidos. El agua actúa como un agente químico debido a que se halla disociada, en mayor o menor grado, y el factor principal es el ion de hidrógeno, el cual aumenta con la temperatura. Cuando las sustancias se disuelven, las sales pasan al estado de disolución, pero pueden volver a precipitar si cambian las condiciones ambientales.

La acción del agua y del ácido carbónico puede prolongarse más allá de la disolución y dar lugar a procesos más complejos, como la hidrólisis, que consiste en la descomposición de los minerales y la eliminación de los elementos aislados. Durante este proceso, la red cristalina del mineral se modifica, de acuerdo con los cambios en

la composición de los iones que la integran, e incluso puede quedar totalmente destruida. Sus efectos son muy importantes en la meteorización de los silicatos, incluso en los desiertos. La reorganización de la estructura hace posible que la red cristalina absorba más agua.

La carbonatación, es la reacción entre el ácido carbónico y los minerales. El agua adquiere su acidez ( los hidrogeniones H+ ) fundamentalmente a partir del dióxido de carbono generado por los procesos de humificación en el suelo y también por la mezcla de la atmósfera con éste. Los efectos de la carbonatación, son importantes en los procesos de disolución de las rocas cáreas. Si el carbonato cálcico ( CaCO3 ), entra en contacto con el ácido carbónico ( H2CO3 ), se produce el bicarbonato cálcico, soluble en agua.

La hidratación consiste en la absorción de agua por los minerales, la cual queda eléctricamente unida a las moléculas de éstos y produce un debilitamiento en sus uniones, que prepara el ataque posterior. La hidratación constituye, a la vez, una reacción química, e implica importantes cambios físicos. Por una parte, los productos resultantes suelen se más solubles. En cuanto a los cambios físicos, se traducen en una aumento del volumen o hinchamiento, es decir, todos los minerales aumentan en cierta proporción su volumen al hidratarse, y la fuerza de expansión crea ciertas presiones sobre los minerales que están alrededor, que en muchos casos llegan a disgregarse. Por ello puede decirse que la hidratación actúa física y químicamente.

La oxidación de los minerales y las rocas en contacto con la atmósfera, se produce en presencia del oxígeno libre y del oxígeno del agua. La atmósfera contiene un 20% de oxígeno no libre, y el aire que puede disolverse en el agua, un 30%. Los procesos de oxidación que son muy efectivos, pueden afectar a todos los minerales ferremagnésicos, que debido a su color oscuro, se denominan máficos. Entre éstos cabe destacar los olivinos y los piroxenos.

Una vez vistos los principales tipos de reacción que intervienen en la meteorización química, analizaremos el papel que desempeñan los seres vivos en este tipo de alteración. La función de los organismos vivos está regida por el hecho de que varios de ellos son capaces de asimilar, gracias a sus funciones vitales, algunos elementos de la roca madre del suelo y segregar diversos productos químicos activos, incluso ácidos orgánicos.

La meteorización física y química están íntimamente relacionadas. En primer lugar, la rotura física de las rocas abre camino al agua y al aire para que penetren en ellas y faciliten las reacciones químicas; pero éstas, contribuyen a la ampliación o ensanchamiento de las fisuras o grietas. Por otra parte, la velocidad de las reacciones químicas aumenta con el incremento de la superficie del sólido expuesta a los agentes químicos: así, un grueso tronco de madera quema lentamente, pero si se le trocea en pequeños trozos, con lo que aumenta la superficie de contacto entre la madera y el aire, arde rápidamente. Por tanto, si cuanto mayor es la superficie de ataque, más amplia es también la meteorización química, será más intensa y efectiva cuanto menores sean las partículas.

1.1.2 Influencia de los agentes externos.

Una vez fragmentadas las rocas, las partículas comienzan un movimiento de caída, mediante diversos tipos de impulsos gravitacionales, llamados movimientos

de masa. Éstos afectan a las vertientes y son importantes, puesto que las corrientes de agua, los glaciares o las líneas de la costa tienen un desarrollo linear y sólo afectan a una parte de la superficie terrestre. La mayor parte de los paisajes, está constituido por vertientes o laderas. Su modelado, se debe fundamentalmente a los movimientos de masa, que actúan sobre masas de suelos o rocas, tanto secas como húmedas, y a la acción del agua de arroyada. El viento, el hielo glaciar o los sistemas fluviales sólo influyen de una manera indirecta.

Existen muchos tipos de movimientos producidos por la acción de la gravedad, entre los cuales destacan, por su espectacularidad, los más rápidos y súbitos. Además de estos movimientos, existen otros ( también debidos a la gravedad ), menos apreciables a simple vista y más graduales, que diariamente transfieren millones de materiales pendiente abajo, en las laderas de las montañas, y remueven iguales cantidades de suelo desde las tierras cultivadas hacia los canales de drenaje de los ríos. Tanto en unos casos como en otros se puede conocer y prever sus efectos.

Estos movimientos afectan tanto a partículas individuales como a grandes conjuntos, y están regidos por muy diversos mecanismos de transporte, rápidos o lentos, que van desde la simple caída a la solifluxión o el cleep y pueden ser restringidos en el espacio o afectar enteradamente a una vertiente. Son movimientos de transporte de materiales hacia las partes inferiores de las vertientes, en los que la cantidad de agua involucrada varía de una manera extraordinaria. Estos movimientos están inducidos por la fuerza de la gravedad, pero hay otros factores que explican por qué algunos movimientos son rápidos en una vertiente y más lentos en otras y por qué unas pendientes son estables y otras se modifican.

Uno de los primeros factores que debe tenerse en cuenta es el ángulo de reposo de cada material. El ángulo de reposo es aquél más fuerte con que un tipo determinado de material permanece sin desmoronarse. Éste varía con el tamaño y forma de las partículas, y es constante a igualdad de condiciones. Cuanto mayores y más angulosos son los fragmentos, mayor es el ángulo de reposo. Si la pendiente de una ladera es inferior al ángulo de reposo, será estable, y si es superior, tenderá a disminuir el ángulo hasta alcanzar la estabilidad. Hay que tener en cuenta, que las condiciones deben mantenerse constantes, y que, por ejemplo, la acción de los lubricantes ( agua que llena los poros del material y permite a las partículas deslizarse unas sobre otras con poca fricción ) produce modificaciones notables. Los efectos de éstos y de la pendiente son bastante complejos, puesto que los materiales integrantes de las laderas no

son uniformes, sino mezclas. En cuanto a la pendiente, influyen las irregularidades y el papel estabilizante de la vegetación.

Todos estos elementos, la pendiente, el ángulo de reposo, la cantidad de agua, la naturaleza del material y la vegetación, se combinan para producir una gran variedad de tipos de movimientos de masa.

1.1.2.1) Tipos de movimientos de masa.

a) Las coladas de barro ( mudflows ), son masas fluidas que se mueven en forma de olas o lenguas, en sentido descendente, por líneas preexistentes de drenaje.

b) El flujo de suelo ( soilflow o erthflow ), movimiento similar al anterior, depende menos del contenido en agua del material y más de la gravedad. Es frecuente en pendientes comprendidas entre 5º y 30º, aunque también se da en los trópicos, con ángulos más fuertes. El movimiento es frecuentemente una deformación plástica, pero inicialmente el flujo puede estar más afectado por la liquidez.

c) La solifluxión es un movimiento de masa lento, constituido por el flujo visco so, de las partes altas a las bajas, de materiales saturados en agua.

d) El creep es un movimiento descendente y lento de partícula a partícula que se da en pendientes suaves. El desplazamiento producido no es visible a simple vista, ya que se desarrolla muy lentamente, porque se debe a repetición de movimientos infinitesimales. Se puede observar sólo por el efecto acumulado durante largo tiempo.

1.1.3 Procesos y formas debidos a la acción del agua.

Otro de los agentes importantes, tanto en la erosión como en el transporte, es el agua. El agua dulce actúa en superficie en forma de arroyada concentrada o difusa, o encauzada mediante ríos, canales o torrentes. El agua salada corresponde a las cuencas marinas o lacustres.

a) Arroyada.

El agua de la lluvia que circula sobre la tierra se desliza sobre las laderas que poseen escasa vegetación, produciendo una morfología característica, denominada badland o abarrancamiento. Estos tipos de circulación de agua constituyen, junto con los movimientos de masa, uno de los factores más importantes en el modelado de las vertientes.

Aguas encauzadas.

La capacidad de un río para erosionar y transportar partículas de diferentes tamaños y en distintas proporciones, depende fundamentalmente de la cantidad de agua ( caudal ) y de la velocidad de la corriente, que a su vez está condicionada por la pendiente y por las características del cauce. Cuanto más rápida y caudalosa sea una corriente, mayor será el tamaño y la cantidad de material que podrá transportar.

Hay dos tipos de movimientos de agua, uno llamado laminar, que es lento y suave, el cual no erosiona el fondo, y el turbulento, que según su velocidad puede mover partículas de tamaño muy grande. La forma de transportar la carga sólida de los ríos está relacionada con una característica denominada competencia. Ésta es la relación entre la fuerza que ejerce el flujo turbulento para levantar las partículas y la fuerza de la gravedad, que tiende a hacerlas descender.

Existe una gran relación entre las variables competencia y capacidad de un río y su poder erosivo o de acumulación, por lo cual es obvio que todos los cambios morfológicos en los ríos, torrentes o canales, están regidos por estas dos variables. La capacidad erosiva de las corrientes de agua pueden actuar en tres direcciones distintas: 1) verticalmente, por incisión del lecho; 2) lateralmente, por ensanchamiento del cauce; 3) por prolongación del curso, es decir, por erosión remontante. En este último se ejercerá siempre sobre la roca o formación preexistente, pero en los otros dos puede actuar, además, sobre los sedimentos acumulados por la propia corriente ( aluviones ). Según estos factores, el perfil transversal de los ríos puede variar notablemente: en las partes altas de la cuenca suele tener forma de V, puesto que predomina la erosión vertical, y en las zonas en que disminuye la pendiente aumentan la erosión lateral y la deposición, que ensanchan el valle y, por último, dan lugar a amplias llanuras aluviales.

El trazado de un río puede ser de varias formas: Los trazados rectos, son prácticamente inexistentes, y en general predominan los sinuosos. Ello se debe a la influencia de los accidentes preexistentes, a las diferencias de composición y estructura de las rocas y a las características del flujo de la corriente. Cada gota de agua tiende a avanzar en línea recta; por ello en las curvas el agua se va hacia la orilla cóncava. En ésta, el cauce se erosiona, mientras que en las opuesta empiezan a acumularse las partículas, debido a las corrientes transversales del fondo, que van de la orilla cóncava a la convexa. El agua del río va emigrando gradualmente hacia la orilla cóncava y llega a adquirir unas formas curvas pronunciadas, llamadas meandros. En la otra orilla se van formando barras, generalmente arenosas, que van adquiriendo anchura. Esto da lugar a la llanura aluvial, en la que el cauce sólo ocupa, en períodos normales, una pequeña parte; en períodos de crecida, la zona es mayor y se denomina llanura de inundación. Los ríos anastomosados están formados por multitud de canales que se unen y separan originalmente islas y bancos, hasta constituir como una tupida malla. Se producen cuando la pendiente es débil y la carga sólida es abundante.

Formas de acumulación.

Cuando un río acumula sedimentos en una determinada zona de su cuenca, la destitución continúa y va aumentando de potencia si las condiciones no varían. Es frecuente que, aparte de los cambios estacionales, se produzcan grandes modificaciones en el régimen, que repercuten sobre la erosión y acumulación. Éstas pueden ser debidas a: 1) aumento del caudal ( por cambios climáticos o humanos ); 2) descenso del nivel de base ( nivel de la desembocadura ) y elevación del relieve. Todos estos cambios actúan en un mismo sentido, favoreciendo la erosión: en el primer caso, porque a más caudal, mayor capacidad de arrastre, y en los otros dos, porque lo que en realidad ocurre es que aumentan la pendiente del río, y, por tanto, la velocidad. El resultado es la incisión de su propio cauce y la destrucción de una parte de los antiguos aluviones. Los restos que quedan, situados a cierta altura sobre el agua, son las llamadas terrazas aluviales. Si las condiciones varían de nuevo, pero en sentido contrario, volverá a darse una sedimentación. Estos cambios se pueden producir repetidamente

y dan lugar a una serie de terrazas a cotas más bajas.

Otra forma de acumulación son conos aluviales, también denominados abanicos aluviales ( alluvial fans ). Son masas de sedimentos depositados en lugares en los que se produce una disminución importante más o menos brusca de la pendiente. Ésta es la que provoca la deposición de la mayor parte de la carga en el punto de inflexión y sólo queda una pequeña cantidad que se va depositando más abajo. Por ello la acumulación tiene forma de cono, con el mayor espesor en el punto de origen y un adelgazamiento progresivo aguas abajo.

Los deltas se forman en los lugares donde la dinámica marina no es capaz de erosionar y transportar todo el material que el río va dejando en la desembocadura. La parte subaérea y llana es la llanura deltaica, y por ella discurren el cauce principal y varios canales de distribución o brazos secundarios. En esta llanura se hallan, además, una serie de ambientes y formas característicos, entro los cuales cabe destacar: los cauces abandonados, las marismas, los pantanos y lagos, las levées naturales y las dunas. En la zona de tránsito entre la parte continental y la marina se desarrollan las playas y barras sumergidas. De un modo resumido, el crecimiento de un delta se realiza según una dirección preferente y por la superposición de sedimentos, que afloran en la parte más continental. La estructura resultante consiste en: a) conjunto de capas de fondo horizontales, que se depositan más allá del frente deltaico; b) otra serie de capas, denominadas capas frontales, que están inclinadas y se depositan sobre las capas de fondo más antiguas, y c) las capas superiores, con una disposición de conjunto horizontal, construidas sobre las anteriores.

1.1.3.1 Procesos y formas litorales.

El material aportado al océano por los ríos y retrabajado por la erosión del oleaje es distribuido a lo largo de las costas, donde forman playas, o transportado por corriente marinas hacia la plataforma continental y las parte más profundas del océano. Las playas son la expansión del balance entre la erosión marina producida por las olas, mareas y corrientes marinas y los aportes suministrados por la propia erosión marina desde otras zonas y por los ríos. Los agentes del modelado costero son las olas, las corrientes y las mareas.

Entre los mecanismos de erosión del oleaje cabe destacar:

1) El impacto de las olas contra rocas o acantilados, que ejercen una gran presión, especialmente cuando el agua o el aire atrapados son de repente comprimidos en fisuras por las propias colisiones.

2) El flujo, que lanzo los cantos contra las rocas: las aristas prominentes se rompen, las masas fracturadas se dislocan y los fragmentos despedidos son arrastrados por el reflujo.

3)Los movimientos de vaivén que sufren la arena y los cantos, debidos al flujo y reflujo de las olas, que originan una abrasión mecánica.

4) La disolución química y la meteorización de la zona mojada directamente por el agua o las salpicaduras, que se combinan con el ataque mecánico y pueden predominar sobre ésta.

5) El transporte de los materiales desprendidos, por tracción, saltación, suspensión y solución, y que se debe tanto al reflujo como a las corrientes.

Los materiales erosionados en la costa son depositados en muchos lugares: la mayor parte de los groseros se depositan a pequeñas profundidades, muy cerca de la costa, mientras que las arcillas en suspensión y los solubles pueden ser transportados a grandes distancias.

En cuanto a las mareas, su papel en la evolución de la costa se puede sintetizar en los siguientes puntos:

1) Con mareas de gran amplitud, la erosión por oleaje es más eficaz; cuanto más tierra adentro penetra la línea de la costa, tanto mayor superficie es susceptible de ser atacada por el oleaje y más prominentes pueden ser sus formas.

2) Las mareas pueden mantener pasos o graos entre lagunas litorales y el mar; sea cual sea el origen de las aberturas, la acción de las mareas las ensancha, profundiza y conserva, gracias al transporte de sedimentos hacia el mar por el reflujo.

3) Las lagunas litorales, albuferas o esteros en zonas de mareas se inundan y drenan periódicamente; el medio salobre resultante es colonizado por una vegetación típica, del tipo marisma o manglar.

4) Las mareas pueden afectar intensamente a las desembocaduras de los ríos y penetrar muchos kilómetros tierra adentro, como puede ser el caso de los estuarios o las rías.

Los tipos de costa están condicionados tanto por la dinámica marina como por la litología y estructura de las rocas. La erosión diferencial desempeña un papel importante en la configuración y localización de los accidentes y de la morfología costera.

Hay dos tipos básicos de costa: 1) Costas con erosión dominante en la línea de costa, puesto que las olas rompen sobre ella; según las condiciones y el tipo de roca, pueden ser acantiladas o arenosas, con ensenadas o playas. 2) Con la erosión por debajo de la línea de costa, en las que las olas rompen en el mar, en aguas someras. En este caso se desarrollan barras, islas de barrera, lagunas litorales, fangales y deltas o estuarios.

Las costas acantiladas son aquellas que terminan abruptamente en la línea de la costa. Las características de perfil son el acantilado en sí mismo, fuertemente pendiente o vertical; el punto de inflexión, justo encima de la línea de costa, y la plataforma suavemente inclinada hacia el mar, que puede ser arenosa o de cantos o rocosa.

Las costas de segundo tipo se desarrollan en zonas litorales de pendientes suaves y escasa profundidad. Algunas tienen escasa pendiente, de 1º; otras oscilan entre los 3º y 8º. Predominan en llanuras costeras con mínimo relieve y drenaje poco activo. La localización de este fenómeno influye en el desarrollo de barras o cordones litorales, que se extienden por encima o por debajo del límite del agua.

Queda, por último, un tipo especial: las costas tropicales rocosas, en las que son característicos los arrecifes coralinos. Éstos pueden formar barreras unidas directamente a la costa, barreras que se enraízan a cierta distancia y profundidad y atolones.

1.1.4 Procesos y formas debidos a la acción del viento.

El viento es menos potente que las aguas corriente o el mar y puede transportar arenas y limos, especialmente en las regiones áridas. Los lugares donde la acción del viento es más intensa y desarrolla una serie de formas topográficas especiales, tanto erosivas como deposicionales, son los desiertos, las zonas desprovistas de vegetación y las zonas costeras. Las dunas son las formas más conocidas debidas a la acción eólica.

El viento, es una corriente turbulenta de aire capaz de erosionar, transportar y depositar partículas, de forma similar a como lo hace el agua, puesto que se rige por la mismas leyes de dinámica de fluidos. Las diferencias más notables son que, en general, el aire no circula confinando y en que es menos denso que ella agua, lo que limita su capacidad de transporte.

El transporte por el viento se realiza de tres formas distintas: por suspensión de las partículas menores; por saltación ( la forma más característica ), es decir, mediante una serie de pequeños saltos de las partículas, generalmente de tamaño arena, y por los deslizamientos provocados por los impactos de los granos que van saltando. Para que el viento sea capaz de arrastra partículas se requiere la existencia de materiales de pequeño tamaño ( arcilla, limo y arena ), sueltos y generalmente secos. La acción sobre las rocas cementadas y coherentes es mucho menos efectiva. En general, se distinguen dos tipos de erosión eólica: la deflación y la abrasión.

La deflación es el proceso de arrastre y dispersión de partículas por el viento. A medida que actúa, el lugar afectado va siendo gradualmente erosionado, y si este proceso es muy dominante puede dar lugar a las cuencas de deflación. La deflación también está relacionada con los enlosados del desierto, depósitos residuales de cantos de diversos tamaños, formados por la acción continuada de la deflación, que arrastra elementos finos y deja tan sólo los de mayor tamaño.

La abrasión, que puede considerarse como una erosión menor, consiste en el pulido de las rocas por acción de las partículas arrastradas por el viento, que obran a modo de lima. Cuando un viento de dirección constante, cargado de partículas, actúa durante largo tiempo sobre las rocas, puede llegar a formar una cara en la dirección del viento.

Entre las acumulaciones producidas por el viento, las más típicas son las dunas, pero existen otras acumulaciones en forma de láminas o manto, tanto de arena como de limo. Existen otros tipos de dunas:

1) Dunas de playa: son grupos de dunas de varios tamaños, que bordean las playas. La parte continental está generalmente cubierta de vegetación. Su formación es debida a vientos variables e importantes suministros de arena.

2) Barjanas: son dunas en forma de media luna, con los cuernos apuntando en dirección contraria a la que sopla el viento. Se forman por vientos constantes y con un limitado suministro de arena, su altura oscila entre 1 y 30 m.

3) Dunas transversales: son acumulaciones de arena que semejan olas encadenadas transversalmente a la dirección del viento. Se presentan en zonas con abundante suministro de arena, y a veces pasan gradualmente a barjanas.

4) Dunas en forma de U: son acumulaciones en forma de U, con la abertura orientada hacia donde sopla el viento. Algunas se originan por acumulación en los márgenes laterales y a sotavento de dunas más antiguas. Se localizan en regiones semiáridas y húmedas, y generalmente se cubren de vegetación a medida que se forman.

5) Dunas longitudinales: son dunas alargadas o de trazo rectilíneo, paralelas a la dirección del viento . Se presentan en desiertos que registran escaso suministro de arena y azotados por vientos fuertes cuya dirección varía ligeramente.

Para que se forme una duna son necesarios, en primer lugar, un suministro de arena suficiente, un viento capaz de moverla y un obstáculo que se interponga a la acción de éste. El obstáculo puede ser: un fragmento rocoso, una construcción humana, vegetación, etc. Cuando el viento incide sobre éstos, las líneas de corrientes se separan y continúan así durante cierta distancia. Esto rea una zona de sombra, en la que la velocidad es mucho menor. En sus movimientos de saltación, algunas partículas entran en esta zona y caen, formándose una acumulación, la cual puede llegar a convertirse por sí misma en obstáculo, y va creciendo si el viento y la arena son suficientes.

A medida que la duna va creciendo realiza un movimiento de traslación en la dirección del viento: el lado de barlovento tiene una pendiente más suave que la de sotavento; la arena remonta el primero hasta llegar a la parte más alta y cae, entonces, por el lado más abrupto, adquiriendo el ángulo de reposo.

Otras acumulación específica del viento es el loes. Se trata de un depósito de espesor muy variable ( hasta 100 m en algunas regiones de China ), no estratificado y constituido por partículas de tamaño limo y arcilla. Los depósitos de loes se forman, en principio, por la sucesiva deposición de las llamadas nubes de polvo, y si su espesor es suficiente pueden llegar a sepultar completamente la topografía preexistente, por lo general de gran fertilidad.

1.1.5 Procesos y formas asociados a la acción del hielo.

1.1.5.1 Procesos y formas glaciares.

Un glaciar es una masa de hielo constituida por la acumulación y transformación de la nieve, situada sobre la tierra firme y que muestra evidencia de moverse o haberse movido. El movimiento es la clave del trabajo glaciar, tanto en la erosión como en el transporte. Se forman en las zonas frías, en latitudes y alturas elevadas. La altura necesaria para que se desarrollen disminuye hacia los polos, donde el hielo llega a ser estable al nivel del mar.

A medida de que la nieve se acumula se va compactando y pasa gradualmente de copos de nieve a gránulos y a hielo sólido y masivo. Cuando el hielo desciende por los valles en forma de glaciar esculpe la topografía, erosionando las rocas y transportando los fragmentos hacia la zona terminal, donde tiene lugar la fusión. En glaciares de tamaño continental, como los de Groenlandia y el Antártico, denominados inlandsis, también originan una serie de formas de erosión y acumulación.

La transformación de la nieve en hielo glaciar se produce a través del siguiente proceso:

a) La nieve al caer está constituida por pequeños y frágiles cristales de hielo y forma una masa esponjosa y ligera.

b) Al cabo de un tiempo, por fusión y recristalización, los copos se transforman en gránulos, cuyo conjunto se denomina neviza.

c) La acumulación de sucesivas capas de nieve ejerce cierta presión sobre la neviza, que va expulsando el aire retenido en los poros y sufre una recristalización, formándose nuevos cristales a partir de los de neviza.

d) El proceso se completa cuando la cantidad de hielo es suficiente para ponerse en movimiento, gracias a la presión, que desencadena una deformación plástica.

Una vez el hielo comienza a moverse, inicia el descenso desde la zona de acumulación hacia las partes bajas, en las que, según el clima, parte se funde y evapora, debido a los aumentos de temperatura. En las regiones polares la fusión es mínima, y el glaciar llega al mar, donde origina los icebergs.

Según el balance entre la acumulación que se produce y la pérdida por fusión o evaporación, los glaciares pueden crecer, si la acumulación es mayor que la evaporación; permanecer en equilibrio, si la acumulación y evaporación se igualan, y retroceder, si predomina la evaporación. Existen varios tipos de glaciares, clasificándolos según sus dimensiones y forma de fluir, pero los más destacados son los inlandsis y los glaciares de valle.

Los inlandsis, también llamados glaciares continentales, son potentes y continuos, de gran extensión que se mueven independientemente de la topografía del terreno, a la que cubre casi por completo. Los relieves aislados que sobresalen se denominan nunataks. El flujo es, en general, radial y la superficie, planoconvexa. Los inlandsis actuales son los de Groenlandia y el Antártico.

Los glaciares de valle, o de montaña, se caracterizan por tener una zona de alimentación bien localizada, que suele coincidir con el circo, y por fluir principalmente por valles bien definidos, constituyendo la lengua glaciar. Aquellos que no consiguen sobrepasar el circo, se llaman glaciares de circo. Por otra parte, la unión de una serie de glaciares de valle que confluyen da lugar a los glaciares de pie de monte. En muchas ocasiones el glaciar principal, tiene un nivel más bajo que los afluentes y cuando el hielo desaparece, aquéllos quedan suspendidos en la ladera, lo que origina los llamados valles colgados.

El hielo, gracias a los fragmentos que va incorporando, va erosionando el lugar por donde discurre, y puede actuar a modo de lima cuando encuentra a su paso rocas de dureza inferior a los fragmentos que transporta. En este caso deja una serie de trazas, que se denominan estrías, acanaladuras y muescas, en forma de media luna.

Una de las formas resultantes de la acción de los glaciares es el modelado de los valles, que adquieren una forma de U. Éstos suelen presentar en su fondo unas irregularidades: las más frecuentes, los ombligos, o cubetas de sobreexcavación, y los umbrales, especie de espolones que sobresalen y se sitúan en la parte de aguas abajo de las cubetas. En muchos casos, cuando el hielo desaparece, estas cubetas se transforman en lagos. Entre las formas menores de erosión, cabe destacar las llamadas rocas aborregadas, que son conjuntos de rocas que presentan la superficie redondeada, debido al paso del hielo. Por último, los drumlins, forma intermedia entre erosión y acumulación, son montículos alargados en sentido de la corriente, que pueden estar constituidos por materiales de acumulación, presentar una parte de roca madre y otra de acumulación o estar esculpidos totalmente sobre la roca del fondo. Son correspondientes a glaciares continentales.

Cuando un glaciar es funcional, se pueden distinguir con claridad unas bandas oscuras, correspondientes a acumulaciones de fragmentos rocosos que el glaciar arrastra, las cuales reciben el nombre de morrenas. Si ocupan los márgenes cerca de las paredes del valles, se llaman morrenas laterales, y si ocupan una posición central, morrenas centrales o medianas. En la parte frontal de la lengua, también existen materiales morrénicos, que constituyen las morrenas terminales o frontales. El material morrénico se caracteriza por su heterometría y su falta de estratificación, y, así mismo, las morrenas terminales suelen tener una forma característica de arco, que refleja el modo de avance del glaciar. Existe un último tipo de morrena, denominada de fondo, que está constituida por los materiales transportados a la zona basal. A éstos se añaden, cuando el hielo se funde, los que el glaciar transporta englobados en su masa.

Existe otro tipo de forma de acumulación, en la que el hielo actúa de forma pasiva, y el agua desempeña un papel importante: son los fluvioglaciares. Se denominan corrientes supraglaciares las que circulan sobre la superficie glaciar; las que lo hacen por la base, infraglaciares y las que se hallan entre las paredes laterales del glaciar y las del valle, yuxtaglaciares. Estas últimas, provienen tanto de las aguas de fusión del hielo, como de los drenajes de los valles laterales, y pueden arrastrar y depositar una serie de materiales en forma de terraza, que reciben el nombre de terrazas kame. También son frecuentes los kames aislados, que constituyen pequeños montículos cuyo origen está relacionado con las grietas y crevasses que fracturan el glaciar. Una forma debida a la circulación infraglaciar son los esker u ös, acumulaciones estrechas y alargadas, de trazado sinuoso.

Por último, quedan las llanuras proglaciares, que se desarrollan frente al glaciar. Por las llanuras proglaciares circulan todas las aguas que provienen del drenaje glaciar, generalmente con un trazado de tipo anastomosado, que transportan y depositan materiales finos. En contacto con la parte terminal del glaciar, debido a la desembocadura de las corrientes yuxtaglaciares, se forman los conos proglaciares. Otra forma típica de esta zona son los lagos proglaciares, que se forman por el efecto de presa que desempeñan las morrenas terminales frente al drenaje glaciar.

1.1.5.2 Periglaciar.

El término periglaciar corresponde a un conjunto de procesos y formas relacionados de manera directa con la helada ( frost ) y, en muchos casos, con los ciclos de hielo-deshielo.

En las zonas periglaciares predomina la meteorización mecánica, con acción intensa de todos los procesos relacionados con el frío ( cuñas de hielo, contracción térmica, … ). La dinámica de la helada crea algunas formas específicas mientras que, por otra parte, acentúa ciertos tipos de movimientos de masa, por ejemplo, el creep, la gelifluxión, etc.; finalmente, condiciona el drenaje, dando lugar a trazados anastomosados y a multitud de zonas pantanosas y lagos. Esto se debe a que en las zonas periglaciares suelen formarse suelos helados, o pergelisol, porque el calor del verano es incapaz de fundir todo el hielo formado en invierno. El pergelisol actúa como una capa impermeable que impide la infiltración y facilita el empapado de la parte superior afectada por el deshielo. Entre las formas más específicas y espectaculares destacan los suelos geométricos o poligonales, los estriados, los pingos, las palsas y las grandes cuñas de hielo.

2.-) AGENTES GEOLÓGICOS DE LA PALMA

2.1 ) LA SERIE ANTIGUA.

Las cuatro series eruptivas, ya clásicas en los estudios geológicos de Canarias, tienen difícil aplicación en La Palma. Lo que a continuación llamamos Serie Antigua se corresponde con las Series I y II de otras islas, aunque su formación sea posterior. Según A. Afonso ( 1974 ), la Serie I corresponde a la Cumbre nueva y al borde exterior de La Caldera, que es considerada por algunos como única, y a la que se denomina también serie de La Pared. Ésta se encuentra dividida en serie inferior , que abarca la Cumbre Nueva y la parte inferior del dorso de La Caldera, y superior, que debió formar la cúpula central de la isla, con el principal centro efusivo en las proximidades del Roque de los Muchachos y Cumbre de Los Andenes, donde hay abundantes diques, lo que indica la presencia de chimeneas eruptivas. Estas erupciones de la serie superior debieron ser frecuentes, aunque no de mucha intensidad, a juzgar por los cortos recorridos de los mantos de lava, que adquiere una altura muy pequeña.

Hay otra serie que A. Afonso asimila a la Serie II, a la que da el nombre de serie de Los Acantilados, por encontrar su principal manifestación en los acantilados que se encuentran cerca del Puerto de Naos y que, más o menos encubiertos, aparecen en el sector de la isla. Sin embargo, mientras no se hagan dataciones precisas, será difícil confirmar su edad en relación con la serie de La Pared.

2.2 ) LAS SERIES RECIENTES.

Éstas tienen su correspondencia con las Series III y IV de esquema general del Archipiélago y son frecuentes en el Sur de La Palma, donde recubren una amplia zona, aunque tampoco faltan en otros lugares del Norte, pero aquí su extensión es escasa. Toda la Cumbre Vieja corresponde a esta formación, por lo menos en su recubrimientos superior; en realidad, se trata de una alineación de volcanes, algunos de ellos históricos, como el Teneguía. La zona de contacto de esta serie con la Antigua se encuentra en el barranco de La Breña, en la vertiente oriental; las lavas recubrieron la parte inferior de los lomos de la Cumbre Nueva, siguiendo una línea que corta los barrancos y ocasiona algún caso de fase lagunar, como en el Portillo del Tanque o Las Cercas. Ésta termina en la costa, un poco al sur de Santa cruz de La Palma. El terreno situado al Sur de la capital tiene esta cobertera y sólo queda al descubierto en algún punto de la citada serie de Los Acantilados.

En la vertiente Oeste, la línea de contacto se encuentra en el Valle de Aridane, un poco al norte de las lavas de la erupción que tuvo lugar a finales del siglo XV o de Tacande, y ha sido muy afectada por las erupciones históricas.

2.3 ) LOS PITONES SÁLICOS.

Aunque La Palma no se caracteriza por la abundancia de materiales sálicos, se encuentran, sin embargo , abundantes pistones, que se localizan sobre todo en la zona Sur, como ocurre con Mambroque, Niquiomo, Los Campanarios, Teneguía, etc. Su edad no es precisa, pues no se ha establecido aún una clara seriación de los mismos. Para el roque de Teneguía se ha señalado una edad de 600.000 años.

2.4 )LAS FORMAS SEDIMENTARIAS.

En La Palma es donde aparecen en mayor proporción, dentro del Archipiélago, los sedimentos de distintas épocas. Los más destacados son los del barranco de Las Angustias, que forman una masa de conglomerados ya cementados que llegan a alcanzar una altura de 400 m. Estos sedimentos corresponden a acumulaciones de arrastres de los barrancos en diferentes periodos. Los sedimentos de El Paso, especialmente los del llano de Las Cuevas y el fondo de El Riachuelo, se han acumulado, al quedar cegada la salida de este último barranco. También hay otra masa sedimentaria de aluviones más antiguos en la zona de Los Barros y el lomo de los Caballos, en las cercanías de Los Llanos. En realidad, casi todo el borde del macizo de Bejenao está rellenado por sedimentos, excepto el sector cubierto por las lavas del volcán de La Yedra.

2.5 ) LOS VOLCANES HISTÓRICOS.

La referencia más antigua, de tradición aborigen, corresponde al volcán de Tacande; según la versión de Abreu y Galindo, la erupción tuvo lugar a mediados del siglo XV. Durante mucho tiempo esta erupción se identificó con la de 1585, y aparece como tal en numerosos trabajos. Pero hechos los cálculos de la edad de sus lavas, aquél volcán se ha fechado entre 1470 y 1490, lo que despeja cualquier duda de interpretación. Surgió en Montaña Quemada, y las lavas del mismo corrieron las proximidades del mar, al Sur de Los Llanos. En cambio, de la erupción de 1585 existen versiones de testigos presenciales como Torriani y Espinosa y consta en las actas del Cabildo de la isla con el nombre de Tihuya.

La erupción de 1646, llamada de Tigalate o Volcán Martín, surgió en la Cumbre Vieja y derramó sus lavas hacia la vertiente oriental, cegó la Fuente Caliente ( que dio nombre al municipio, creado posteriormente en el Sur de la isla ) y cubrió un gran espacio hasta el mar en los límites entre los municipios de Mazo y Fuencaliente.

La erupción de 1677 surgió al Sur de la capital del municipio de Fuencaliente y en el lugar se abrieron 18 bocas, entre las que destaca la montaña de San Antonio, con un gran cráter que da nombre a la erupción. La corriente de lava hizo retroceder la costa en un frente de casi 5 Km. y se sepultó la Fuente Santa, que tenía gran fama y era muy visitada por los enfermos en busca de curación. La de 1712 se inició en los altos de El Charco; las lavas se abrieron paso por numerosas bocas y, en su descenso al Oeste, alcanzaron el mar.

La erupción de 1949, llamada de San Juan, Mambroque o Las Manchas, se inició en el cráter de El Duraznero en la Cumbre Vieja. La salida de lava produjo por la grieta del llano del Banco, alcanzó el mar y formó allí una terraza de unos 2 Km2. La más potente emisión de piroclastos tuvo lugar en el cráter de Hoyo Negro. La erupción terminó en la noche del 30 al 31 de Julio con la reactivación del cráter de El Duraznero, que emitió lava muy fluida, la cual corrió por el barranco de Jurado - actualmente llamado de La Lava - hasta unos 300 m. del mar.

La del Teneguía, en 1971, es la más reciente de las erupciones que se han producido en Canarias. El volcán emitió gases, piroclastos y lavas, que hicieron retroceder la costa en algunos lugares. Se abrieron seis bocas durante el corto periodo que duró la erupción, aunque fue la segunda la que emitió mayor cantidad de materiales. Una de las consecuencias de este volcán, fue la formación de la zona actualmente llamada “ Las Hoyas *, la cual ha sido aprovechada por muchos agricultores, especialmente para la plantación de matas de plátanos. Además , esta zona, por estar situada cerca del mar y al oeste sudoeste de la isla, disfruta de unas buenas condiciones para el buen cultivo de este producto, así como de unas tierras, que gracias a la acción del ser humano, ha sido adecuada para él.

) EL MODELADO EROSIVO DE LA ISLA.

A pesar de la juventud de La Palma, las formas erosivas han adquirido grandes proporciones, especialmente en su mitad Norte, destruyendo o modificando las primitivas formas volcánicas. Los escarpes de El Time y del Oeste de la Cumbre Nueva han sido considerados durante mucho tiempo como líneas de falla, que habrían provocado el hundimiento del Valle de Aridane; en la actualidad, todos los investigadores consideran estos murallones como consecuencia de la erosión. También la Caldera fue inicialmente considerada como un gigantesco cráter de explosión, pero esta versión se ha visto asimismo desmentida, asignándose su génesis a la erosión que destruyó la cúpula que debió existir en su lugar. Su vaciado se ha visto favorecido por la menor resistencia del Complejo Basal, lo que ha dado lugar a desplomes de ingentes masas, que las aguas han evacuado. Abundan, por ello, los “ riscos lisos*, indicadores de las cizallas producidas al ser socavados los cimientos de los paquetes de materiales. En el proceso el barranco de Las Angustias quedó como dominante, mientas que otros barrancos menos potentes se vieron decapitados. El más destacado de éstos es el de El Riachuelo, cortado en la escotadura de La Cumbrecita. La hendidura de los barrancos del dorso de La Caldera en la Cumbre de los Andenes no existe en el caso del barranco de El Río.

Sin embargo, toda la vertiente exterior de La Caldera aparece profundamente abarrancada, formando con frecuencia grandes cañones, pues los barrancos no han tenido tiempo suficiente para ensanchar su cauce. Por esto los interfluvios constituyen tablados inclinados en lugar de lomos con aristas más o menos agudas, aunque no haya homogeneidad. Son frecuentes, asimismo, los conos, más o menos agrupados, que afectan al proceso erosivo y provocan variables a lo largo del curso de los barrancos, por lo que son poco numerosos los que presentan cierta uniformidad, como es el caso del de Gallegos. Los circos de cabecera a veces tienen gran desarrollo, como en la caldera de Marcos y Cordero en el barranco del Agua, o de Siete Fuentes en el de Los Hombres.

En la vertiente oriental de la Cumbre Nueva se forman Los Lomos, ondulaciones de perfil regular, lo que indica que su formación se produjo en condiciones de biostasia, es decir, con cobertera vegetal; ello hace que estos relieves tengan rasgos únicos en el Archipiélago, pues en el resto han dominado las condiciones de rexistasia en su génesis. A partir de la arista de la cumbre es claro el paralelismo de los lomos y barrancos, y a medida que éstos descienden, la jerarquización se produce a niveles más bajos. En la terminología popular esto da lugar a los lomos “ cortos *, es decir, lomos que se inician en la cumbre y terminan pronto en espigón; mientras que los lomos “ muertos * son aquellos que se inician mucho más abajo.

La zona donde dominan los materiales de la Serie Reciente aparece recubierta de malpaíses poco edafizados y con abundantes conos de cínder. Su topografía es menos abrupta, aunque no falten las fuertes pendientes. Carece de los típicos barrancos, y los pocos que hay apenas han incidido en el terreno, pues sólo consiguen escorrentía cuando se producen esporádicos y torrenciales aguaceros.

2.7 ) LAS COSTAS.

En los lugares en los que las lavas más antiguas están en contacto con el mar existen imponentes acantilados. Aunque las rocas basálticas son muy duras, su disposición en capas, con materiales sueltos intercalados, favorece la erosión marina; por eso las islas volcánicas suelen presentar grandes acantilados. Existen huellas de desprendimientos relativamente recientes en algunos lugares; el ejemplo más llamativo es el de La Fajana y La Fajanita, en Garafía, además de otros de menor importancia.

El fuerte oleaje, especialmente durante las borrascas atlánticas, realiza una labor de zapa, que en algunos casos ha dado lugar a la construcción de cuevas, como la llamada Cueva Bonita, en Tijarafe, con dos bocas que se comunican en el interior, e incluso con una pequeña playa, donde se puede desembarcar a marea baja. Esta cavidad es mayor y más bella que la famosa Gruta Azul de Capri y sus características son parecidas.

En cambio, donde las erupciones recientes han alcanzado el mar, la costa es rocosa y baja en términos relativos, con abundantes calas y pequeñas playas. La más amplia de estas últimas es la de Puerto de Naos y le sigue en importancia la de El Charco Verde. Las costas de Fuencaliente y Mazo ofrecen también algunas pequeñas playas. En Breña Baja la más importante es la de Los Cancajos.

2.8 ) LOS VIENTOS Y EL ALISIO.

La dirección Noreste del alisio hace que afecte a toda la fachada septentrional de La Palma, creando a lo largo de la masa montañosa una banda nubosa, con las características propias del mar de nubes del resto del Archipiélago, pero con la diferencia de que en esta isla desciende algo más. Por el Este incide en la masa montañosa de la isla de manera tangencial; por ello se acelera también en la costa de Puntallana, y la masa de las montañas de Zumagallo y Teneagua crea una sombra eólica sobre la zona alta de Santa Cruz de La Palma, en la que domina el pinar y escasea la nubosidad; pero el mar de nubes reaparece más al Sur sobre la Cumbre Nueva. Cuando se aproxima al sur de la isla, el viento se acelera, intensificando su velocidad a partir de Tigalate y hasta la punta de Fuencaliente, donde se distingue claramente en el mar la línea de avance del alisio. Lo mismo ocurre en Puntagorda, por lo que entre ambos accidentes geográficos en el sector occidental de La Palma se establece una zona de calmas, en la que escasean las nubes y es muy elevada la insolación y la evaporación.

La Cumbre Nueva, por su altura, permite que el manto de nubes la desborde con frecuencia y en su descenso por la vertiente de sotavento aporte humedad suficiente para mantener la formación de fayal-brezal de la ladera; únicamente en la parte Norte, más alta, se encuentra el pinar, al igual que al pie de ladera, lo que constituye un inversión de vegetación. En cambio, la altura de la Cumbre Vieja no permite que el alisio lo atraviese, por lo que en la misma domina el pinar, que desciende a zonas más bajas, dadas las condiciones climáticas.

El Valle de Aridane está protegido del alisio, pero se ve muy afectado por las invasiones africanas, con elevadas temperaturas, incluso en octubre y noviembre. En ocasiones las invasiones de aire sahariano son bastante importantes, llegando a registra entonces las más altas temperaturas del Archipiélago. Este aire llega a este comarca con todas sus características, por desplazarse en altura y quedar el Valle abrigado del alisio. Sin embargo, estas invasiones son habitualmente breves, por lo que no afecta visiblemente a la agricultura.

2.9 ) LOS RECURSOS HÍDRICOS.

La Palma es la isla con mayores precipitaciones. La mayor parte de éstas se infiltran gracias a las características de los terrenos, aunque en el Noreste es frecuente que las aguas de los barrancos alcancen el mar. Por el contrario, la escorrentía es mínima en la mitad Sur y ésto sólo cuando se producen aguaceros de fuerte intensidad horaria.

El Complejo Basal constituye un nivel freático de gran importancia, y en su contacto surgen los más destacados manantiales de la isla; éste es el caso de La Caldera de Taburiente, Marcos y Cordero, y el Río, que se encuentran a relativa altitud. El caso del Cubo de la Galga es distinto, pero obedece al mismo principio, pues se apoya en una capa de aglomerado volcánico, correspondiente a una erupción tipo Roque Nublo o de nube ardiente, cuyos materiales se han cementado y han perdido permeabilidad. Además de los manantiales citados, existen otros lugares en los que hay pequeñas fuentes que han servido para el consumo humano, aunque en muchos casos se trate sólo de simples rezumes o minaderos. Debido a ello La Palma tiene fama de ser una isla con abundancia de agua y que no ha sufrido de manera tan angustiosa las terribles sequías que con relativa frecuencia han asolado las demás islas del Archipiélago. Sin embargo, el agua disponible de las fuentes no ha sido suficiente para el abastecimiento humano, y en las áreas alejadas de éstos las viviendas tenían aljibe para almacenar el agua de la lluvia.

Se han construido pozos para el aprovechamiento de las aguas basales, especialmente en el tramo bajo del barranco de Las Angustias y Tenisca, algunos de los cuales se han “ salado ” por la sobreexplotación. El incremento de los caudales que ha ocasionado la construcción de pozos y galerías ha permitido la extensión reciente de los cultivos de regadío, los cuales han multiplicado su superficie.