Tierra

Estructura terrestre. Capas terrestres. Movimientos sísmicos. Eras geológicas. Isostasia. Relieve. Orogenia. Orogénesis

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La estructura de la Tierra

-Los conocimientos que tenemos acerca de la estructura de La Tierra proceden en su mayoría de estudios geológicos, los cuales utilizan métodos directos (mediante sondeos de minas, p. ej.) o métodos indirectos (a partir de lo que se encuentra en la superficie).

-La mayor parte de la información viene de una serie de aportaciones geofísicas que nos dan idea de cómo está estructurada La Tierra por dentro, y éstas vienen por los estudios de sismología, gravimetría y el magnetismo que tienen los materiales. Además también se pueden conocer a través del estudio del origen y la composición de los meteoritos, porque su estructura y composición son similares a los materiales que componen La Tierra.

-Es la Geofísica, a partir de estos datos, la que nos da más información. El hombre ha tenido una preocupación por conocer los movimientos sísmicos o terremotos. Conforme ha progresado el avance científico se ha ido conociendo más sobre éstos.

1. Movimientos sísmicos. Ondas

-Los movimientos sísmicos son movimientos vibratorios que son capaces de ser registrados mediante sismógrafos. Se registran diferentes tipos de movimientos vibratorios u ondas.

  • Ondas P o primarias. Son las primera que se registran. También reciben el nombre de longitudinales porque las partículas de roca oscilan paralelamente a la dirección de propagación. Son las que más velocidad alcanzan.

  • Ondas S o secundarias. También reciben el nombre de transversales, porque las partículas oscilan en un plano perpendicular a la dirección de propagación y con componente vertical. No se propagan por medios líquidos. Su velocidad de propagación es menor que en las ondas P.

  • Ondas L o largas. Se originan en la superficie. Se propagan de manera uniforme a lo largo de la superficie. Por ser las más superficiales producen mayores catástrofes. Ya que se transmiten superficialmente no sirven para estudiar el interior del planeta.

-Todas estas ondas tienen una velocidad de propagación distinta en función de las características del medio que atraviesan. Cuanto más denso y más rígido es un material, más velocidad de propagación alcanzan las ondas sísmicas, teniendo en cuenta el caso de las ondas S, que no se propagan por medios líquidos.

-Al comprobar estas características de las ondas, ha permitido averiguar que el globo terrestre no es homogéneo en el interior. Porque según sea el medio donde se propaguen, estas ondas sufren un cambio de velocidad, dirección (se reflejan, se refractan), se propagan o no, etc. El estudio de éstas ha permitido comprobar que en el interior de La Tierra hay unas zonas en las que se producen esos cambios, denominadas discontinuidades sísmicas y que reciben el nombre de investigadores importantes.

2. Discontinuidades y capas del interior de La Tierra

-Según profundizamos, nos encontramos en orden de aparición:

  • Discontinuidad de Mohorovicic. Está a unos 30-40 km por debajo de los continentes y a unos 10 km de los océanos.

  • Discontinuidad de Gutenberg. A 2.900 km de profundidad.

  • Discontinuidad de Wieckert. A 5.000 km de profundidad.

-Éstas son las tres grandes que existen. Además se han distinguido otras:

  • Discontinuidad de Conrad. A 15 km por debajo de los continentes.

  • Discontinuidad de Reppeti. A 700 km, donde se dan los terremotos más profundos.

-Con esto se llega a la conclusión de que La Tierra está constituida por capas concéntricas que están separadas por una serie de discontinuidades concéntricas: la corteza terrestre (que se extiende hasta la discontinuidad de Mohorovicic); el manto (que comprende entre la discontinuidad de Mohorovicic y la de Gutenberg); y el núcleo (que comprende desde la discontinuidad de Gutenberg hasta el centro de La Tierra).

2.1. El núcleo

-En el caso del núcleo, la existencia de una discontinuidad a los 5.100 km de profundidad, permite distinguir un núcleo externo (desde Gutenberg a Wieckert, de una composición más líquida) y un núcleo interno, hasta el centro de La Tierra (sector sólido). El núcleo está constituido fundamentalmente por hierro y níquel.

2.2. El manto

-Encima del núcleo se desarrolla el manto (desde la discontinuidad de Gutenberg a la de Mohorovicic).

-La existencia a unos 700 km de la discontinuidad de Reppeti, permite diferenciar entre manto externo e interno. Esta capa, desde el punto de vista geomorfológico tiene interés ya que las zonas más superficiales del manto está en el origen de la diferenciación de la corteza, además en él tiene lugar una serie de actividades que están en relación con la tectónica global que vemos en la superficie terrestre.

2.3. La corteza

-La corteza no tiene un espesor uniforme. Los continentes llegan a 30-40 km de profundidad, mientras que debajo de los océanos no existen más de 10 km de profundidad.

-De la estructura de La Tierra, la corteza es la más heterogénea porque ahí es donde se reflejan la interacción entre fuerzas endógenas y exógenas, y por tanto es la parte que más interesa. En ella se pueden distinguir tres partes, del exterior al interior:

  • Capa sedimentaria. Es la más superficial, discontinua, que puede alcanzar varios kms. En las áreas continentales (cordilleras hasta 8.000 mts.), aunque en el fondo de los océanos puede tener 1km, incluso hay fondos oceánicos que no la tienen.

  • Capa granítica. Es la capa intermedia, llamada también corteza continental (solidificación del manto superior). Formada fundamentalmente por rocas ígneas. No existe debajo de los océanos. Tiene un espesor de 15-20 km en los continentes, pero no aparece en las cuencas oceánicas. También se conoce como SiAl (Silicato de aluminio).

  • Capa basáltica. Es la más interior, llamada también corteza oceánica, constituida generalmente por rocas volcánicas (material ¿balcánico?). Bajo los océanos, tras una delgada capa sedimentaria, puede que aparezcan directamente basaltos. Recibe el nombre de sima.

3. Densidades

-Como consecuencia de este conocimiento del interior de La Tierra se ha visto que los distintos materiales que constituyen el globo terrestre tienen diferentes densidades. De tal manera que en una escala de valores:

  • Los materiales menos densos están en torno al 2´2 (p. ej., la densidad de la sal gema).

  • Los más densos de la corteza, los encontramos en la oceánica: materiales basálticos, con el 3´2.

  • Conforme vamos penetrando aumenta esa densidad progresivamente, calculándose que a unos 700 km los materiales tienen una densidad de 3´4.

  • A unos 2.900 kms., la densidad es de 5´5.

  • A una profundidad de 5.100 kms., de 12.

  • En el centro de La Tierra, de 13 a 14 de densidad.

4. Zonas de La Tierra en función del comportamiento mecánico de los materiales

-Además de esta división, y debido a la distinta densidad de los materiales y composición, el globo terrestre se puede dividir en una serie de zonas en función del comportamiento mecánico que tienen los materiales y esto ha permitido observar una división de La Tierra en:

  • Litosfera. Se extiende hasta los 100 km, y viene a ampliar la profundidad de la corteza, participando también del manto superior.

  • Astenosfera. Debajo de ésta y que tiene una importancia en los movimientos se extiende la astenosfera (manto externo hasta la discontinuidad de Reppeti: 700 km).

  • Mesosfera. Debajo de la astenosfera, se encuentra la mesosfera (manto interno: 700-2.900 km).

  • Endosfera. Desde los 2.900 a los más de 6.000 km.

-Desde el punto de vista geomorfológico es fundamental la actividad de la litosfera y la astenosfera, que tienen una trascendencia en la génesis de la estructuras superficiales.

5. Isostasia

-Además del conocimiento de la estructura interna de La Tierra, la Geofísica proporciona información del interior de La Tierra, basados en los estudios de la Gravimetría.

-El conocimiento de la gravedad ha llevado a elaborar el principio de la isostasia: trata de explicar que a pesar de que hay diferencias en el valor de la gravedad en distintas partes de la litosfera, ésta permanece estable, porque el distinto grado de densidad entre unas partes de la corteza y otras permite mantener un equilibrio.

-En principio se pensaba que el valor de la gravedad tenía que ser distinto entre las montañas y los fondos oceánicos. Se pensaba que el valor de la gravedad será mayor en los continentes (ya que tienen más masa).

-Pero lo que ocurre es lo contrario, hay unas anomalías magnéticas positivas (gravedad mayor de la que debería corresponder) y negativas (al contrario). Este distinto valor pone de manifiesto que hay un déficit de masa en las áreas continentales respecto a los océanos. Por ello, los materiales de los macizos montañosos son menos densos que los del fondo del océano.

-La isostasia define la condición de equilibrio entre las distintas masas rocosas de la superficie de La Tierra. Ese equilibrio significa que en cualquier lugar del planeta la litosfera debe pesar lo mismo, pero, como el peso y el volumen depende de la densidad, si en un lugar concreto la litosfera tiene una densidad baja, se compensa el defecto de densidad con un volumen de roca excesivo; por eso la corteza continental es más potente que la oceánica y por eso también las cordilleras, constituidas por rocas ligeras corticales, tienen raíces profundas.

-Según el modelo de la tectónica de placas, el equilibrio entre litosfera y astenosfera es posible gracias a la plasticidad que tiene la astenosfera, la cual cede a presiones litosféricas. Cuando se rompe el equilibrio isostático por cualquier causa, por ejemplo, la acumulación de sedimentos en la litosfera o por la formación de casquetes de hielo, se produce el hundimiento del continente; y cuando se producen procesos de erosión, el continente se eleva; por tanto, los movimientos epigénicos en la vertical están controlados por el equilibrio isostático entre litosfera-astenosfera. Y no sólo eso: la isostasia también controla los ciclos de erosión-sedimentación en la dinámica fluvial, al posibilitar la variación del nivel de base de los ríos.

Unidades geocronológicas y unidades crono-estratigráficas

-Ya en la Ilustración y debido a que se desarrollan muchos conocimientos, entre ellos el de La Tierra, existe ya una preocupación por conocer la edad de los materiales de La Tierra.

-Al principio se distinguían dos tipos de rocas, que se conocían como cristalinas (más consolidadas) y sedimentarias (más modernas), constituyéndose así la primera división de las rocas.

-Empiezan a aparecer unas escalas geológicas del tiempo, de diferentes edades: primitiva, secundaria y aluvial. Más tarde se hablará de primaria, secundaria, terciaria y volcánica.

-En la actualidad todos los métodos de estratificación de las rocas sedimentarias y los métodos de datación han permitido establecer una escala geológica.

1. División en escalas geológicas de La Tierra.

-La Tierra se divide en dos grandes períodos: Azoico (en el cual no existía ningún tipo de vida) y el Fanerozoico (en el cual aparece la vida). En el Azoico se ha establecido una división por métodos radiactivos y en el Fanerozoico, según la distribución de los fósiles en la columna estratigráfica, se ha podido establecer una cronología. Estas divisiones constituyen las divisiones crono-estratigráficas del tiempo geológico, a lo que se le llaman también eones o eontemas, que nos van indicando el tiempo que ha tardado en depositarse toda una serie sedimentaria.

-Además la historia del planeta se divide en otras series: eratemas, sistemas, series y pisos. Estas unidades se establecieron a principios de los setenta y ya que se tratan de series crono-estratigráficas, a cada una de estas unidades les corresponde una unidad de tiempo, de tal manera que el Eón es una unidad de tiempo; al eratema le corresponde la era; al sistema el período; a la serie la época; y al piso la edad.

-Como consecuencia de estos principios, la historia de La Tierra queda dividida en una serie de etapas. Y éstas se han elaborado a partir del principio de superposición de las rocas sedimentarias, generándose unas columnas estratigráficas que se corresponden con una escala geológica.

-En La Tierra, los materiales que han permitido hacer esta clasificación son rocas que tienen una edad de 3.000 a 3.200 años como mucho, que son rocas endógenas o plutónicas, y las rocas más antiguas, las sedimentarias, no tienen más allá de 1.000 millones de años, con lo cual no se cubre toda la historia de La Tierra. Por ello la división del tiempo geológico está realizada más pormenorizadamente.

-El período Azoico abarca desde el principio de La Tierra hasta unos 600 millones de años, del cual existe poco conocimiento, y el otro, Fanerozoico, abarca los 600 millones restantes de antigüedad de La Tierra.

-Cada una de estas dos grandes divisiones (desproporcionadas) está subdivididas en eratemas o eras, de las que nos interesa las que forman parte del Fanerozoico. Estas eras son, de la más antigua a la más reciente: la Precámbrica; la Paleozoica o Primaria (etapa de los animales antiguos); la Mesozoica (animales medios); y la Cenozoica o Terciaria (animales nuevos), dentro de la cual está el Terciario y el Cuaternario desde el punto de vista temporal, pero debido a que es la etapa en la que aparece el hombre, se le da una importancia superior al Cuaternario y por eso se incluye como una era más.

-Esa segunda división comprende una serie de sistemas o períodos que son designados con unos nombres convencionales (sufijos: -ico y -eno) y así dentro del Palezoico, podremos encontrar 6 períodos; en el Mesozoico, 3; en el Terciario, el Paleogeno y el Neogeno; y en el Cuaternario no hay ningún sistema.

-A continuación se hace una siguiente subdivisión en series. La mayor parte de ellas se dividen en una parte más antigua y otra más nueva (inferior, medio, superior) o en el caso del Mesozoico, hay unas subdivisiones en función de procesos que han tenido lugar en distintos tiempos: el Jurásico, se divide en Malm, Dogger y Lías; o en el caso del Paleógeno, se divide en Paleoceno, Eoceno y Oligoceno, etc.

Los relieves estructurales prioritariamente controlados por la litología.

1. Relieve granítico

-Se refiere en general al relieve de las rocas cristalinas.

-Las rocas endógenas plutónicas tienen un aspecto muy masivo (duro) y no son rocas que son capaces de generar un relieve estructural. Sin embargo esa resistencia se convierte en una fragilidad frente a las acciones químicas. Esa heterogeneidad de las rocas endógenas, con una estructura, textura y composición química diferente, las hace frágiles a la erosión química.

-Esto permite que en la naturaleza nos encontremos que, en función de la composición química y mineralógica de las rocas graníticas, nos podamos encontrar afloramientos muy resistentes: macizos graníticos. O nos encontremos con afloramientos muy débiles que coinciden con la presencia de un material más básico, donde los agentes erosivos funcionan con mayor facilidad y se originen cubetas graníticas.

-En el caso de las diferentes texturas, se puede desarrollar en el interior de un batolito granítico (acumulación de roca magmática) cerros graníticos, es decir, alineaciones graníticas porque el tamaño medio de los cristales de un batolito es diferente al otro sector de ese batolito. O se pueden formar crestas o pitones de carácter intrusivo, porque se inyecta un batolito de carácter endógeno.

-Además dentro del relieve granítico, es muy importante tener en cuenta la red de fisuras o diaclasas que constituyen parte de las rocas graníticas, la cual controla que haya una serie de formas características de las rocas graníticas. Todas las rocas tienen unas diaclasas, por donde penetra el agua, que puede alterar químicamente la roca. En el caso de las graníticas son más importantes las diaclasas verticales, porque van a permitir discurrir por ellas el agua.

-En función del proceso de consolidación de las rocas magmáticas, esas diaclasas alcanzan una disposición más o menos curvilínea que van a crear unas formas características del relieve granítico.

-Para agruparlas de una manera sencilla, las formas del relieve granítico se pueden clasificar como formas prismáticas: en domo y como berrocales y en tercer lugar todos los relieves graníticos suelen ir acompañados de una serie de microformas características.

-En el caso de las formas prismáticas o domo, tenemos las agujas, los cuchillares, yelmos o domos, panes de azúcar y medias naranjas. En el caso de las agujas, los cuchillares e incluso los domos, va a tener una gran importancia la presencia de climas fríos, la alternancia de etapas de congelación y descongelación y va a tener importancia el sistema de diaclasas de las rocas.

1.1. En domo

-Las agujas (alayos). Son formas de aspecto monolítico, estrechas, más o menos alargadas a cuyos pies suele aparecer una acumulación de bloques de la misma roca.

-En ocasiones estas agujas no aparecen aisladas, sino que constituyen unos sistemas alineados que suelen formar líneas de cumbres a modo de dientes de sierra (cuchillares) y tanto en las agujas como en los cuchillares se pone de manifiesto que se trata de una roca granítica en las que hay un gran desarrollo de la diaclasa de carácter vertical que permite que la roca se vaya desmantelando y se vayan generando esas crestas.

-En el caso de los domos o yelmos, esta disposición de las diaclasas de manera curvilínea hace que la alteración de la roca se vaya haciendo por capas concéntricas y adquiera esa morfología convexa.

-En todos estos casos (agujas, cuchillares, domos) se tratan de relieves estructurales controlados por la red de diaclasas que son aprovechadas por los procesos de fragmentación mecánica propio de los climas fríos (presiona sobre la roca el hielo, al aumentar en tamaño, rompe la roca).

-Panes de azúcar y medias naranjas. Son muy parecidas a los domos (forma curvilínea que sobresale del entorno), pero los panes de azúcar y medias naranjas aparecen en lugares cálidos.

-Estos relieves se han formado debido a que una zona que está constituida por un gran afloramiento de roca granítica, dentro de la misma se consolidan algunos sectores más puros o más resistentes a la alteración, de tal manera que el conjunto del batolito (favorecido por el calor y la humedad) se va descomponiendo, fragmentándose, mientras que esos núcleos más duros permanecen estables, y conforme los agentes de erosión van desmantelando el resto de la masa granítica aflorada, resaltan esos núcleos más resistentes.

1.2. Berrocales

-Otra de las forma son los berrocales o caos de granito porque están formados por granitos desordenados.

-Son muy típicos de países templado-cálidos, que también se le llama canchal, cuya formación está controlada porque la red de diaclasas de la roca que los constituye tiene una disposición general más o menos rectangular (ángulo recto: ortogonal).

-La erosión comienza por las diaclasas verticales y va creando unos espacios entre las rocas (alvéolos de arenización o pasillos de arenización), se van alcanzando las diaclasas horizontales y se va aumentando la fragmentación de la masa granítica hasta que todo el conjunto queda fragmentado en bloques más o menos de forma cúbica con las aristas redondeadas y que reciben el nombre de bolos graníticos.

-En un berrocal estándar, en función de la alteración de la base a la parte superior se pueden distinguir tres pisos que representa la evolución de éste y suele ser frecuente que en la parte inferior haya un piso basal, donde todavía las rocas no están muy fragmentadas en bloques cúbicos, la erosión no se ha realizado en exceso y los bloques que se van realizando son más alargados constituyendo los lomos de ballena.

-Encima se desarrolla un nivel medio: berrocal compacto en el cual los bolos están más individualizados pero todavía unidos.

-Y ya encima hay un nivel superior que constituye el berrocal abierto, con bolos redondeados, más separados, donde la alteración del granito ha progresado más.

-Es característico de estos berrocales que los bolos resultantes se encuentren amontonados uno encima de otro con forma piramidal, formando una especie de torreones (tors), en cuya cúspide se quedan algunos bolos bastantes aislados en una situación de equilibrio inestable, llamándose piedras caballeras.

1.3. Microformas

-Y por último cualquier forma granítica, además de generarse con ese proceso de alteración (composición química, textura, estructura, etc.) también se descompone por el exterior, de tal manera que es frecuente observar en las partes externas algunas microformas producto de un retoque que ejerce la alteración química por fuera y asía aparecen acanaladuras, pilas o piláncones, creándose también los tafoní (especie de carcasa, que queda hueca).

2. El relieve cárstico

-Es el relieve de las rocas carbonatadas (calizas y dolomías).

-La roca caliza está constituida fundamentalmente por calcita (carbonato cálcico: CO3 Ca). El carbonato cálcico no es un mineral soluble en agua químicamente pura. Sin embargo cuando el agua contiene ácido carbónico (CO3 H2), entonces se forma junto con el carbonato cálcico lo que se llama el bicarbonato cálcico [(CO3 H)2 Ca]. El bicarbonato cálcico ya es muy soluble en el agua y por eso las regiones calcáreas de la superficie de La Tierra se erosionan por disolución, dejando únicamente como restos las partículas insolubles (impermeables) que constituyen una parte de la roca.

-Las calizas junto con las dolomías son las rocas carbonatadas que se ven más afectadas por estos procesos de disolución cárstica.

-El hecho de que estas rocas tengan esas características de durabilidad es resultado de que el agua penetra por los poros de la misma, entra por el interior de la oca, de tal manera que las formas de relieve que resultan se realizan en el interior de la roca, aunque también se disuelva por el exterior. La disolución química es un proceso fundamentalmente endógeno, pero también afecta al exterior.

-Cuanto más masivas sean las rocas calizas (menos impurezas tengan), más se van a disolver quedándose los demás elementos como residuos, que se les llama arcilla de descalcificación (son impermeables) que van a bloquear el proceso general.

-En el caso de las dolomías (constituidas por carbonato cálcico y magnésico), el proceso de disolución no es tan generalizado y se ven más sometidas a procesos de disolución de tipo corrosivo, mecánico más que químico, y aunque se formen también formas cársticas, dan lugar a formas de relieve, denominadas ruiniformes: más que disolución es erosión diferencial.

-Todo este proceso de disolución cárstica da lugar a la génesis de unas formas de relieves que se pueden agrupar en formas externas (exocársticas) e internas (endocársticas) (algunas no afloran al exterior).

2.1. Formas exocársticas

-Formas menores. Lapiaz o lenar, que es un proceso de disolución exterior de la roca caliza que a veces afecta a extensiones muy amplias y que en función de la geometría que generan, está constituido por una tipología muy amplia de lapiaces.

-Formas mayores. Tenemos las dolinas, los poljés, las uvalas, y los cañones.

  • Dolinas. Depresiones de forma más o menos circular, de diámetro muy variado, donde coinciden con áreas de concentración del agua, que va disolviendo la roca, tanto interna como externamente, que en función de su forma: embudo, cubeta, saco, pozos, etc. En ocasiones cuando hay un área de dolinas y los residuos terminan por disolverse, se forman las uvalas.

  • Poljes. Llanuras de centenares de mts. que constituyen depresiones de planta más o menos alargadas, que suelen coincidir con accidentes tectónicos, charnelas, sinclinales, bloques hundidos, con áreas de regiones calizas. Con frecuencia en los macizos calizos se dan unas fallas que son favorables a la disolución cárstica y se desarrollan en unas amplias llanuras cubiertas por arcilla de descalcificación, donde a veces aflora un mogote, y donde la circulación del agua es muy difícil, son áreas endorreicas en las que el agua desparece por unos sumideros (ponor) y que por zonas donde a veces los ponor no son capaces de asumir todo el agua que les llega, se inundan con facilidad.

  • Cañones. Especie de depresiones que constituyen una especie de valles de paredes verticales, especie de surcos profundos recorridos por ríos en cuya génesis tiene mucha importancia la disolución interna, junto a la disolución superficial y donde es frecuente que en las paredes aparezcan cuevas, hornacinas y también manantiales de agua e incluso en los cañones y los poljes aparecen unas cornisas que son testigos de esa disolución mixta interna y externa de la roca.

2.2. Formas endocársticas

-Dentro de las endocársticas, destacan las cavernas y cuevas que se conectan con la superficie por medio de sumideros, que constituyen las simas que están constituidas por pasillos, galerías, túneles y que frecuentemente se escalonan en pisos unidos entre sí por sifones y que no son transitables o visibles hasta que no se ven desprovistos de agua.

-Son lugares en los que es muy característico la génesis de una serie de formas, columnas que se generan en los techos y en los suelos conocidas como estalactitas y estalagmitas, que a veces se unen, formando columnas, tabiques o cortinas.

-Ya que el proceso de carstificación es una reacción química reversible, es verdad que la calcita es muy soluble, una vez que se evapore el agua, se solidifica, lo que tenemos son formas de precipitación cálcica. Y así en el área donde se crean las cavernas y lo mismo en las vertientes de los poljes, en todos aquellos lugares donde hay una surgencia de agua, es característico que haya una precipitación importante del carbonato cálcico porque las condiciones cambian y eso favorece la formación de carbonato cálcico.

-Y lo mismo que en el interior de las cuevas se producen estalagmitas y estalactitas, en las áreas en torno a las zonas de surgimiento se generan el travertino o toba (sobre restos vegetales).

-No todas las surgencias y emanaciones de agua que surgen de un área calcárea se pueden considerar como surgencias: hay surgencias propiamente dichas (salidas de agua que aparecen fuera del área caliza que vuelven a resurgir cuando se encuentran con una salida: resurgencia). Y por último hay ocasiones que el agua procede del interior de la roca, sale a presión en sentido ascendente por las condiciones de circulación del agua en la roca y en esa ocasión se llama fuentes vauclusianas.

3. Relieve volcánico

-La naturaleza litológica concreta, la disposición estructural y la propia configuración morfológica se encuentra básicamente controladas por el tipo de erupción, es decir, por el modo en que el material volcánico alcanza la superficie aprovechando dislocaciones profundas (casi siempre de tipo “desgarre”) y se consolida en ella:

  • Actividad eruptiva hawaiiana. Caracterizada por la emisión de magmas de composición básica, de notable fluidez y relativa lentitud de consolidación. La actividad hawaiiana se define por su larga duración, por la ausencia de fenómenos explosivos y por el derrame o efusión de materiales lávicos, que constituyen amplias coladas de naturaleza basáltica y de gran compacidad.

  • Actividad eruptiva stromboliana. Se caracteriza por la combinación o alternancia de la efusión de lava, en forma de coladas más limitadas y de aspecto escoriáceo, y la emisión explosiva de piroclastos (lapili, bombas, etc.) en episodios de duración media o corta. Se da en relación con el ascenso de magmas de composición química intermedia, que presentan una fluidez mediana y una velocidad de consolidación superficial relativamente alta.

  • Actividad vulcaniana. Propia de emisiones de magma ya francamente ácido y rico en gases que se solidifica al aproximarse a la boca de salida, se define por la ausencia total de coladas de lava y por su carácter permanentemente explosivo, lanzando grandes cantidades de material piroclástico de todos los tamaños, que con frecuencia se acumulan formando “conos” volcánicos.

  • Actividad de tipo peleano. Se caracteriza por su limitación temporal y por su gran explosividad, así como por la génesis de brechas volcánicas o ignimbritas en el área afectada; relacionada con el ascenso de magmas muy ácidos, comprende una fase de latencia, en la que estos materiales endógenos se solidifican sobre y dentro de la boca de emisión cerrando la salida a los componentes gaseosos, y de otra de explosión, en la que dichos elementos hacen saltar el cierre de lava solidificada y salen en forma de nube ardiente capaz de refundir y cementar el material piroclástico.

-Las formas o relieves de construcción son aquellos que resultan de la acumulación, sobre la superficie topográfica previa, de volúmenes más o menos importantes de material volcánico y pueden estar constituidos por lavas (rocas resultantes de la consolidación de magmas que alcanzan la superficie en estado relativamente fluido) o por piroclastos (fragmentos rocosos proyectados en estado sólido o semisólido), o por brechas volcánicas (formaciones cohesionadas o cementadas como consecuencia de fenómenos volcánicos).

3.1. Formas de construcción lávica

-La emisión de lava da lugar a la aparición de formas que, al igual que los elementos estructurales sobre los que se desarrollan, reciben el nombre de coladas, las cuales presentan diversos caracteres geomorfológicos según la viscosidad y la velocidad de consolidación:

  • Trap. Cuando el material magmático es muy básico y fluido, la colada puede extenderse con amplitud y consolidarse de forma prácticamente simultánea en toda su masa, adquiriendo el aspecto de una capa rocosa compacta de superficie continua y prácticamente lisa que recibe el nombre de trap.

  • Colada en losas. Cuando el magma volcánico tiene una basicidad algo menor o la topografía previa dificulta su extensión, canalizándolo en espacios más reducidos donde la corriente lávica alcanza mayor profundidad, la consolidación afecta antes a los niveles más externos, que se transforman en una capa sólida, compacta y rígida de cierto espesor bajo la cual fluye durante algún tiempo lava aún no solidificada; la inestabilidad derivada de dicho flujo interior remanente se manifiesta en una fracturación y movilización de la capa externa, cuya superficie aparece compuesta por grandes fragmentos rotos y más o menos desequilibrados configurando lo que se denomina una colada en losas.

  • Pahohoe.

  • Aa o malpaís.

  • Domos. Son relieves en forma de cúpula derivados de la llegada al exterior de la corteza de materiales lávicos con marcada tendencia a la acidez, muy viscosos y a punto de consolidar, los cuales se acumulan y solidifican, sin apenas fluir, sobre la propia boca o fisura de emisión.

  • Agujas volcánicas. Son formas elementales de construcción volcánica desarrolladas sobre lava que alcanzan una mayor espectacularidad y un más acusado vigor topográfico. Se definen como relieves agudos y verticalizados resultantes de la extrusión de material lávico que ya se ha consolidado total o casi totalmente en la chimenea del aparato volcánico, la cual resulta cegada por él.

3.2. Formas de construcción piroclástica

-La mayor parte de los relieves volcánicos topográficamente destacados están construidos por la acumulación de piroclastos, en concreto por los denominados escorias volcánicas, cuyo aspecto esponjoso y textura vítrea se asemeja a los desechos de fundición.

-Los piroclastos son productos de origen magmático emitidos en fases de actividad explosiva que alcanzan el suelo en forma de fragmentos ya consolidados.

-Dichos fragmentos presentan tamaños diferentes, desde calibres equivalentes a arena fina hasta dimensiones de bloque, y como consecuencia de ello tienen mayor o menor capacidad para acumularse en las cercanías del punto de emisión y para construir relieves destacados específicos.

-Así dependiendo del tamaño de los piroclastos tenemos: los piroclastos de pequeño tamaño (cenizas volcánicas) debido a su reducido peso pueden ser lanzados a gran distancia generando campos de cenizas. Los piroclastos de mayor tamaño (escorias) tienden a acumularse en el entorno inmediato de la boca de emisión, dando lugar a la construcción del cono volcánico.

3.3. Formas volcánicas de destrucción

-El vulcanismo no es sólo un agente constructor de relieves, sino que con frecuencia su acción geomorfológica puede calificarse de destructiva, ya que, lejos de consistir en el desarrollo de nuevos volúmenes por acumulación de material, implica una evacuación o vaciamiento de materiales preexistentes, de lo cual resultan forma cóncavas muy particulares y específicas.

-Dentro de ellas las más frecuentes y significativas son los cráteres, depresiones topográficas de planta circular o elíptica que coinciden con la parte más externa del conducto a través del que se produce la emisión de productos volcánicos.

-Además puede dar lugar a otras formas de relieve mucho menos numerosas pero de mayor extensión: calderas (grandes depresiones que se abren ocupando lo que fue el área central de un aparato volcánico, normalmente grande y complejo) y las depresiones volcano-tectónicas (cubetas hundidas de dimensiones a veces mayores que las calderas, de forma alargada, que resultan también de procesos de subsidencia derivados del vaciamiento de cámaras magmáticas poco profundas).

3.4. Los relieves volcánicos de erosión diferencial

-Cuando la actividad están en suspenso o ha cesado y los agentes erosivos actúan durante un intervalo temporal suficientemente dilatado, estas diferencias litológicas entre el material volcánico y el que lo rodea, y entre los distintos tipos de material volcánico van siendo puestas en relieve por erosión diferencial, tendiendo a quedar en resalte los volúmenes correspondientes a los elementos más resistentes o a los protegidos por ellos.

-Existe así un conjunto de formas volcánicas cuyo modelado sigue las mismas pautas genéticas que las desarrolladas sobre estructuras sedimentarias o intrusivas litológicamente.

-Así tenemos mesas lávicas, espigones volcánicos, diques volcánicos, sill, lacolitos, plataforma ignimbrítica, etc.

3.5. Los relieves volcánicos complejos

-Todas las formas elementales (de construcción, de destrucción y de erosión diferencial) se pueden combinar en áreas donde el vulcanismo ha sido dilatado dando lugar a la aparición de formas complejas cuyas dimensiones pueden llegar a la escala regional.

-Entre ellas se encuentran los conos complejos, los campos de volcanes hawaiianos, los cumulovolcanes, los estratovolcanes (o planèzes) y las dorsales volcánica.

Los relieves estructurales prioritariamente controlados por la disposición tectónica.

1. El relieve aclinal y el relieve monoclinal

-El relieve aclinal (sin ninguna inclinación) y el relieve monoclinal (inclinado en un sentido) son relieves estructurales que se forman en aquellas áreas de la superficie terrestre que no han sufrido una transformación importante (no han sido afectados por una tectónica orogénica), sino que han permanecido estables durante cierto tiempo y han sufrido como mucho una tectónica de carácter epirogénica (de carácter vertical) que generan las áreas calmas.

-Recibe el nombre de estructural, ya que el relieve que se genera es consecuencia de esa tectónica.

1.1. El relieve aclinal

-En estas áreas calmas hay un relieve estructural de tipo aclinal, en aquellas zonas en que la tectónica (de carácter vertical) las ha configurado desde el principio como llanas. Por tanto los relieves aclinales son propios de las áreas calmas.

-Este relieve presenta una sucesión de materiales duros o blandos y se presenta como una gran llanura estructural donde aflorará la última capa dura que es la que ayuda para que presente esa forma.

-Se genera una gran llanura estructural y conforme se desmantelan las capas, aparece una llanura estructural secundaria, consecuencia de la erosión. En este tipo de relieves las formas primitivas llanas constituyen un relieve tabular.

-En cuanto comienza la erosión, este relieve empieza a ser incidido: el agua crea surcos, p. ej., ayudado por el resto de agentes atmosféricos, con lo que esta estructura empieza a ser seccionada, generándose unas superficies llamadas mesas, tablas, páramos y alcarrias separadas por unas incisiones creadas por las corrientes de agua.

-En esas tabulas o mesas se puede distinguir una parte superior plana (compuesta por el material más duro, el más resistente) y por los lados se generan unas vertientes con una pendiente que va siendo importante conforme desciende, que son los taludes del páramo. En la parte superior del páramo, en su borde, se constituye una cornisa con una pendiente mayor que la del resto de la formación.

-Conforme avanza la erosión, esas mesas van siendo más fragmentadas, de tal manera que llega un momento en que toda el área de la superficie primitiva se ve con un nivel más bajo y sólo quedan pequeños cerros de la situación primera. En este caso es un relieve donde surgen cerros testigos (testigo de cómo estaban antes estas zonas), con cima plana y con pendientes cada vez más tendidas. Hasta que se erosione la capa superior, quedando en este caso antecerros (pequeñas colinas).

1.2. El relieve monoclinal

-El relieve monoclinal se conoce como relieve en cuesta. En este caso, esa cuesta o relieve ha pasado a significar un relieve estructural singular (cuando se habla de cuesta, se habla de una cuesta estructural).

-El relieve monoclinal se da en áreas de anteclises que han sufrido un movimiento epirogénico.

-Este relieve está compuesto por capas dispuestas horizontalmente con un nivel de inclinación poco importante. La erosión siguiente va a ir configurando esos relieves en cuestas, constituidos por una capa superior (dura e inclinada), que es el dorso o reverso de la cuesta y que termina con un frente agudo, a partir del cual se va desarrollando una superficie suavemente inclinada más extensa y menos pendiente que el frente y donde el avance de la erosión termina por generar cerros testigo y antecerros.

-Debido a la alternancia de materiales duros y blandos, se generan unos reversos de cuesta más nítidos y unas pendientes más suaves.

-En función de la potencia que alcanzan los materiales duros y blandos en las cuestas y de las diferencias de resistencia de esos materiales, nos podemos encontrar en la naturaleza con diferentes tipos de cuestas, más o menos fácilmente identificables sobre el terreno y así cuando tenemos una capa de materiales duros, con una potencia suficiente y una diferencia de dureza importante con los materiales que hay debajo, la cuesta va a retroceder de una manera uniforme.

-Cuando lo que ocurre es que hay una capa dura poco potente y una capa blanda mucho más potente, el retroceso de las cuestas suele ser lobulado (haciendo eses).

-Y en otras ocasiones, cuando el grado de dureza y la potencia entre los materiales duros y blandos no es muy grande, la erosión de la capa dura es bastante más generalizada de tal manera que se suaviza el perfil vertical neto de la cuesta, mucho menos marcado, de tal forma que a veces es difícil identificar ese tipo de morfología con respecto a un relieve aclinal.

-Si, al margen del grado de dureza y al potencia que alcance uno y otro, se desarrollan en ambientes climáticos diferentes, tendrán también una respuesta distinta a la hora de aflorar y manifestarse. Cuando hay relieves en cuesta que se han desarrollado en un clima frío, las cuestas se desfiguran (los materiales del dorso se derrumban creando acumulaciones en los pies). En los climas áridos se conservan mejor los perfiles.

-Además en la evolución del relieve monoclinal, en ocasiones ocurre que desde el punto de vista tectónico, va haciendo que este empuje haga que el relieve monoclinal se vaya haciendo parecer menos a una cuesta. Conforme el empuje ha sido mayor, se va desdibujando, con un relieve con crestas, y se va configurando un crestón, Hog-Back, barra, etc.

-A la hora de hablar de este relieve monoclinal, debido a que la estructura aflora, son los agentes atmosféricos los que estructuran esta forma. Es importante como se forman unas redes fluviales y así en los relieves aclinales, en la depresión ortoclinal, se forma una red hidrográfica que, en función que se disponga conforme al buzamiento de los estratos, se llama una red consecuente o cataclinal. Si circula en sentido inverso a la inclinación de los estratos, se llama obsecuente o anaclinal y cuando sigue la pendiente topográfica, entonces se le llama red subsecuente.

2. El relieve de fractura o fallado

-Se llama así, porque en ocasiones la tectónica somete a los materiales a unas deformaciones que, bien, en función de la intensidad en que se realicen los empujes (de carácter horizontal) y bien, en función de la resistencia, los materiales se pueden plegar o si se sobrepasa el nivel de la plasticidad, se pueden fallar.

-Y surgen debido a la tectónica tangencial (orogénica) dos tipos de relieves estructurales: el relieve de fractura y el relieve plegado.

-Por lo que se refiere al de fractura, todos los materiales son susceptibles por romperse por un empuje importante y en la naturaleza ocurre que los que han sido fracturados, simplemente se rompen (fracturas de desgarre), pero lo normal es que los bloques se muevan tanto debido a la compresión y la separación. En este caso se dan las fallas. Por ser más frecuente la fractura por desplazamiento, normalmente se llaman a todas fallas.

-Estas fracturas hay que diferenciarlas de otro tipo de fracturas que no tienen que ver con estos empujes, sino que la propia génesis de las rocas, éstas presentan áreas de debilidad y que son las áreas por donde la erosión va atacarlas (aparte de los poros). Estas fracturas aparecen en la roca. Este tipo de fracturas se denominan diaclasas, que no tiene que ver con el relieve fallado o fracturado.

-Cuando los materiales no son capaces de resistir el empuje, se rompen y crean fracturas (fragmentaciones) y fallas (con separación de ambos fragmentos).

-Estos relieves vienen constituidos por una serie de elementos consecuentes. Cuando hay una tectónica que rompe el relieve se generan dos bloques (labios) que están separados por una línea de fractura o línea de falla que señala un plano que es la superficie por donde se ha fracturado.

-En ocasiones ese plano (debido a la tectónica que ha roto estos materiales) generan un tipo de rocas metamórficas (metamorfismo dinámico o cataclástico), que son las que se generan en los planos de falla como consecuencia de la presión y la temperatura a la que se ven sometidos los materiales, creándose milonitas, y en su parte externa, debido al brillo que alcanzan, se crea lo que se llama espejo de falla.

-Además de distinguirse todo esto en una falla o fractura, cuando se trata de una falla el valor de ese desplazamiento de los dos bloques o labios de falla sobre el plano es lo que se denomina salto de falla y ese salto puede ser vertical, lateral y transversal. El que normalmente conocemos es el vertical. El lateral es el que tienen lugar en sentido horizontal (fallas de dirección) y el transversal, es el que mide la separación entre dos bloques, los cuales se pueden desplazar y separar.

-De todos estos saltos el que predomina es el lateral, se habla de fallas de dirección, y en ese caso se habla de desenganche o desgarre.

-Además de estos elementos, a la hora de abordar el estudio de la falla, se tiene en cuenta la inclinación del salto transversal y por eso se habla de fallas verticales, normales e inversas. Cuando el salto es transversal no tiene una inclinación apreciable, es cuando se habla de fallas verticales. Cuando hay un salto transversal positivo se habla de fallas normales y cuando el plano de separación de los dos bloques es más o menos inclinado y no hay un salto de separación positivo, sino lo que se da es la superposición de uno sobre otro, se habla de falla inversa.

-Además de esto las fallas se clasifican en función de que esa factura haya tenido lugar en la misma dirección a la disposición de los estratos o en distinta. Por eso se habla de perpendicular (a la misma disposición) o conformes (a la inclinación) y contrarios (a la dirección).

-Cuando hablamos de relieve fallado, hablamos de un relieve que abarca una superficie importante. En función de la disposición geométrica que adoptan estas fallas, tenemos distintos tipos de relieve fachado (mirar dibujos).

3. El relieve plegado

-Cuando los materiales tienen un cierto grado de plasticidad y sufren un empuje tangencial forman los pliegues: ondulación de estratos que están reunidos de forma convexa (anticlinales) y de forma cóncava (sinclinales).

-Para su estudio en los pliegues se diferencian una serie de elementos que permiten su descripción:

  • Charnela. Zona de máxima curvatura o inflexión del pliegue.

  • Eje. Línea imaginaria que pasa por el punto de máxima curvatura del pliegue hacia la base. Divide al pliegue en dos mitades exactas.

  • Flancos. Lados del pliegue.

  • Altura, que va desde el punto de máxima curvatura hasta la base.

  • Longitud de onda. Es la distancia horizontal entre las charnelas de dos pliegues continuos.

-Además para su identificación, los pliegues se pueden definir como pliegues isópacos y anisópacos. Los pliegues isópacos, en los que el grosor de los estratos afectados no varía a lo largo del pliegue, y pliegues anisópacos, en los que si varía.

-Además en función de la disposición de cada flanco con respecto al eje, los pliegues pueden ser verticales o rectos, inclinados, rodill., tumbados, volcados, acostados, estirados, lam, fall., cabalg., en cofre, en champiñón, etc.

-Los pliegues no suelen aparecer de forma aislada, sino generalmente forman conjuntos que en función de su geometría, se les llama: pliegues en estilo isoclinal (misma inclinación); en escamas (pliegue montado uno sobre otro, etc.). Si todos los pliegues generan en su conjunto una forma abovedada, generan un anticlinorio o un domo. Y si forman un conjunto cóncavo, se le llama sinclinorio.

-Todos estos elementos nos permiten distinguir en el territorio el relieve estructural plegado. Este aparece con una variedad de formas de relieve más amplia que el monoclinal y hay una serie de forma elementales que muchas de ellas tienen una denominación francesa, porque uno de los primeros macizos que se utilizó para la descripción de este relieve es francés (Jura).

-Dentro de estas formas elementales hay unas que tienen una relación directa con la estructura y otras con la forma derivada, donde no se ve tan claramente la tectónica de plegamiento porque la topografía manifiesta es una estructura invertida.

-Dada esta variedad de formas e intentando hacer un modelo de relieve plegado, no obstante si queremos el relieve plegado conforme es el relieve jurásico, el cual nos describe el relieve estándar plegado.

3.1. Relieve jurásico

-Es un relieve que se desarrolla sobre pliegues homogéneos de mediana amplitud de onda, que están constituidos por anticlinales (montañas) y sinclinales (valles) en una sucesión de pliegues iguales.

-Una vez que esa estructura plegada aflora, la erosión comienza a atacar y empiezan a aparecer todas esas estructuras derivadas. Y así en los flancos de las montañas se empiezan a horadar unos arroyos o barrancos que reciben el nombre de ruz (especie de valles).

-En ocasiones cuando en ambos flancos se desarrollan sendos ruz, llega un momento en que el monte o montaña queda cortado transversalmente y entonces se crea una cluse (especie de cañón). Pero a veces nos encontramos con que hay valles que cortan transversalmente una estructura y que no son creados por la incisión de dos ruz en un pliegue.

-Conforme avanza la erosión en los relieves jurásicos, las partes altas de los anticlinales se ven atacadas por la erosión más fácilmente, y en las charnelas de esos montes o montañas se empiezan a generar depresiones que se denominan combes, llegando incluso que ese combe progrese y genere un anticlinal desventrado (que se ha vaciado desde arriba a abajo).

-Debido a la erosión, pueden aparecer formas invertidas. Conforme la erosión progresa, al desaparecer los anticlinales, los sinclinales se conservan (los val de los sinclinales) de tal manera que topográficamente queden más elevados que los anticlinales contiguos, con lo cual se genera un relieve invertido, donde lo que está en resalte son los val de los sinclinales, quedándose éstos colgados.

-Conforme progrese la erosión, los sinclinales pueden verse afectados por ésta y se irán desmantelando con el tiempo y los anticlinales que queden abajo pueden aflorar: anticlinales exhumados o montes derivados.

3.2. Estructuras desplazadas en los geosinclinales

-Además dentro de las estructuras plegadas, hay un estilo tectónico que es muy importante en las cordilleras de origen orogénico y es el que viene representado como estructuras desplazadas.

-En ocasiones la tectónica horizontal que afecta a los geosinclinales da lugar a que un paquete importante de materiales se desplace desde un lugar del orógeno a otro, de tal manera que los materiales se monten unos encima de otros y se generen unas estructuras desplazadas que se completan en los cabalgamientos (que afectan a un volumen menor de materiales y un desplazamiento menor) y mantos de corrimiento (que afectan a un volumen mayor de materiales y un mayor desplazamiento).

-Cuando ocurre una tectónica de este tipo, todo el material del orógeno que se ve empujado, se desplaza. No obstante, en un cabalgamiento se distingue una parte que se mueve más (sector alóctono) y una parte que se mueve menos (sector autóctono). En los cabalgamientos se distingue un frente de cabalgamiento (parte delantera del alóctono) y una raíz del cabalgamiento (parte trasera del alóctono).

-En el caso de los mantos de corrimiento se habla de un área frontal y de un área radical.

-En ocasiones cuando se sucede una tectónica de desplazamiento que genera mantos de corrimiento, hay fracturaciones del alóctono y pueden aparecer diversas unidades de un manto de corrimiento, o duplicaturas o diverticulaciones del manto. En otras ocasiones al desplazarse un volumen importante de un orógeno, se quedan en ese desplazamiento algunas islas de ese manto que se denominan Klippes.

-Además estos relieves se caracterizan porque en el proceso de desplazamiento, la fractura del alóctono permite en algunos lugares el afloramiento del autóctono que está debajo, generándose una ventana tectónica. Otras veces esas ventanas no son tales, no son por el proceso de movimiento, sino por un proceso erosivo, pero lo normal es por un proceso de movimiento.

4. El relieve plegado de zócalo: relieve apalachense.

-Hay un tipo de relieve estructural, el relieve apalachense, que se conoce así porque es el típico de los Apalaches americanos. Es un relieve estructural porque está controlado por la litología que lo constituye.

-Se ha formado sobre rocas metamórficas y metasedimentarias antiguas. Está constituido por capas de rocas más duras y más blandas, que vienen a coincidir con pizarras (rocas blandas) y con cuarcitas y areniscas duras. Es el relieve típico de unos materiales silíceos antiguos.

-Esa litología genera unas formas que vienen constituidas por una serie de barras que coinciden con los materiales duros separadas por una serie de surcos que coinciden con los materiales blandos y son unas bandas de cima más o menos planas con altura similar, donde no hay un eje montañoso que organiza toda la estructura, es una sucesión de cumbres, separadas por valles (partes más altas: materiales duros) y partes bajas: materiales blandos. Estos relieves están constituidos por un mar de cumbres.

-Se ve además que en este tipo de relieve se desarrolla una red fluvial que tiene un trazado conforme a esa estructura pero, sobre todo, la red fluvial secundaria, porque los ejes principales tienen un trazado disconforme con esa estructura, a la que cortan en una serie de pasos: watergaps o bien se dan unos boquetes que atraviesan la estructura que se llaman wind gaps.

-Cuando se intenta explicar cómo se ha formado este relieve se piensa que es resultado de una reactivación reciente de la erosión, de una zona que sufrió plegamientos antiguos y que luego fue arrasada por la erosión, generándose una penillanura y que después la erosión reciente lo que hace es poner en resalte las barras y remarcar los surcos, y que la red fluvial que allí aparece es un resto de la red fluvial que hubo en su día.

-Aquí habría que distinguir dos etapas en la formación de éste:

  • Se crean unos plegamientos paleozoicos y éstos están arrasados por la erosión.

  • Esa zona es levantada: reactivación tectónica y la erosión pone al descubierto esa estructura antigua. Sería esta segunda etapa, la que se denomina apalachismo

-Sin embargo no siempre cuadran los hechos, porque junto a esta estructura, en La Tierra hay otros relieves plegados antiguos constituidos por resaltes de áreas de cuarcitas, donde no hay ese mar de cumbres y donde tampoco hay una red hidrográfica que no se adapta en la estructura, sino que hay una sucesión de surcos. Y esto es lo que nos ha llevado a realizar una explicación de los relieves apalachenses, lo que nos dice que hay dos tipos de relieves:

4.1. Relieves apalachenses puros (de los Montes Apalaches)

-Se han puesto en evidencia por la erosión diferencial.

-Se trata de relieves que fueron arrasados por una trasgresión marina, avance del mar, que los recubrió y que fue igualando el nivel de ese relieve por los depósitos de sedimentos.

-Cuando tuvo lugar la regresión marina, retirada del mar, esos relieves tuvieron una tendencia a elevarse. Cuando empieza ese proceso de elevación, empieza la erosión a funcionar y se crean unos ríos (redes fluviales), que no están influidos por el relieve plegado que hay abajo, sino en función del sistema de pendiente.

-Y conforme evoluciona esa red, aparece el zócalo plegado que hay debajo y la red fluvial que se ha generado continúa conservando la dirección que adoptó y lo que hace es que se sobreimpone al relieve que se encuentra (encajamiento por sobreimposición o epigénesis). Aquí si se puede hablar de que hay dos etapas en el relieve apalachense:

  • Cuando se generan los plegamientos hasta el momento de trasgresión marina y el nivelamiento de ese relieve.

  • Fase apalachense. Se desarrolla a partir de que ese relieve se ha arrasado, aflora y se empieza a diferenciar esas barras y esos surcos que definen el aspecto del relieve.

4.2. Relieves de zócalo metamórfico y metasedimentario

-Que tiene una génesis y evolución distinta, pero que tienen en común que han puesto de manifiesto unos relieves antiguos debido a la erosión diferencial y que se han ido desmantelando con el paso del tiempo.

-En los relieves más imperfectos, se trata de relieves que han estado permanentemente emergidos y sometidos a la erosión.

-Aquí no hay un arrasamiento general del conjunto, por eso hay un nivel general de cumbre y por eso no hay una adaptación a la red fluvial y aquí es donde se ve el papel fundamental de la litología: relieve de erosión diferencial porque las capas más duras (rocas cuarcitas) son las que coinciden con los resaltes (zonas culminantes) y las rocas más blandas (pizarras) son las que se van desmantelando con más facilidad.

-Esto hace que se pongan en evidencia estructuras plegadas antiguas y profundas que no son exactamente iguales al tipo apalachense puro.

Fundamentos básicos de la tectónica del relieve

-Además de tener en cuenta el principio de la isostasia, hay que tener en cuenta que el relieve de La Tierra es dinámico (aunque no lo observemos, salvo movimientos extraordinarios, como terremotos). A lo largo de la historia esa dinámica se concreta a través de la tectónica (por la actividad de las fuerzas internas se origina la litología y las formas del relieve).

-Como consecuencia de esto se configuran en la superficie terrestre unos relieves estructurales que obedecen a diferentes fuerzas tectónicas, básicamente dos: fuerzas de carácter epirogénico y fuerzas de carácter orogénico.

-La epirogénesis y la orogénesis son los fundamentos básicos de la tectónica del relieve.

-Podríamos decir que el principio de la isostasia (equilibrio vertical) se ejerce a través de movimientos epirogénicos: movimientos en sentido vertical que afectan a los distintos materiales de La Tierra. Mientras que los movimientos orogénicos son todos aquellos movimientos de carácter lateral, horizontales o compresivos que afectan a otro conjunto de materiales.

-En definitiva, las distintas estructuras de la superficie se han visto afectadas desde su formación, bien por movimientos verticales, o por movimientos horizontales.

1. Epirogénesis: anteclises y sineclises

-Los movimientos verticales dan lugar a que las partes de la corteza que han ido consolidándose, se vean sometidas a empujes hacia arriba o hacia abajo, levantamientos y subsidencias, dando lugar a estructuras calmas (se generan estructuras abonvadas de poco radio y poco fracturadas: anteclises) y otras de forma cóncava (sineclisis).

-Los anteclises han sido originados por empujes verticales hacia arriba. Estos empujes y levantamientos son los que han afectado en principio a las áreas más antiguas de las placas litosféricas, a las más endurecidas de la corteza (plataformas, zócalos, cratones), las cuales se resuelven en un abonvamiento (debido a un empuje vertical hacia arriba).

-O bien estas zonas han sido afectadas por empujes y subsidencias hacia abajo (áreas cóncavas), generándose los sineclises.

-De tal manera que al verse estas zonas afectadas por levantamientos y subsidencias, nos encontramos que las áreas de anteclises presentan el afloramiento de las rocas más antiguas (debido a su forma) y debido a su forma impide la sedimentación posterior y se desmantela con más facilidad.

-En los sineclises, la estructura es cóncava (epirogenia hacia abajo) y los materiales que afloran suelen ser rocas sedimentarias que recubren este zócalo, plataforma o cratón de materiales antiguos y lo que allí se crea es una cobertera de materiales sedimentarios (cuencas sedimentarias).

-En definitiva, la tectónica de La Tierra, y en este caso, la epirogénesis, influye de manera decisiva en la configuración del relieve, en su estructura, y en gran parte de los continentes, en aquellos sectores constituidos por los cratones (materiales más antiguos).

-En este sentido va a influir en la distribución de la litología, porque en unos sitios van a aparecer unos tipos de rocas (en los anteclises, plutónicas, metamórficas, etc.) y en los sineclises, sedimentarias, que van a tener una posición bastante característica, que nos va a permitir señalar unos tipos de relieves que vienen ligados. En el caso de los sineclises van a aparecer los relieves aclinales (sin ninguna inclinación o relieves llanos), o en todo caso con una inclinación hacia un lado (monoclinales).

2. Orogénesis

-Frente a esta tectónica epirogénica, el otro tipo de movimiento es el orogénico, que tiene un carácter en principio lateral u horizontal y que afecta a unas franjas de la corteza que suelen estar en los bordes de los continentes o en los océanos (orógenos o geosinclinales).

-Son movimientos de carácter compresivo que afectan a los bordes constructivos de las placas litosféricas y que frente a la génesis de estructuras calmas (mediante la epirogénesis) generan en la orogénesis estructuras atormentadas.

-En estos bordes constructivos, como consecuencia de la tectónica orogénica (movimientos laterales), los materiales sufren una gran cantidad de deformaciones (son las áreas donde se origina el metamorfismo regional), los materiales se fracturan, se dislocan, se desplazan y estos materiales, conforme se van estrechando el geosinclinal, se ven obligados a emerger y se crean las cordilleras. De ahí que estas zonas se denominen orógenos (génesis de montañas).

-En el caso de los orógenos, en función de los relieves que conocemos, se ha intentado explicar cómo es la génesis de estos relieves, y se puede sintetizar que las etapas de evolución de un geosinclinal son:

  • Las zonas marginales de los océanos, se ven afectadas por un hundimiento. Éste favorece la acumulación de materiales. Y mientras esto ocurre, en las partes más internas de la litosfera y astenosfera, van ascendiendo materiales magmáticos, con lo cual se inicia un volcanismo preorogénico.

  • A continuación los empujes que hay en esa zona inician el plegamiento de los sedimentos que empiezan a emerger en el centro de la cuenca a modo de islas, que forman como un archipiélago inconexo (una parte es la que aflora).

  • Conforme avanzan los empujes, la parte de montaña que ha emergido es cada vez más extensa, pero también aumenta cada vez más la erosión. Los materiales del orógeno sufren un proceso de metamorfismo y a la par hay erupciones magmáticas, pero en este caso es un volcanismo sinorogénico, que en este caso es de carácter ácido (frente al otro que era de carácter básico).

  • Emerge por completo el orógeno, y la cordillera al completo y aparece una estructura de montañas con alineaciones paralelas, con una central (zona axial), donde aparecen los materiales metamórficos (zonas más profundas), y en esta etapa ocurre que al cesar los empujes laterales, los materiales sufren una distensión típica, hay una serie de reajustes en la cordillera, porque la cordillera, conforme iba perdiendo, iba elevándose, y hay una serie de fracturas y grietas en ese reajuste. Además de la aparición de erupciones volcánicas y la emisión de magma, originándose un volcanismo posorogénico.

-En definitiva vemos que en la naturaleza aparecen distintos tipos de estructuras: una, que corresponde a la tectónica vertical (epirogénesis) y otra, que corresponde a la horizontal (orogénesis o diastrofismo tectónico).

Teorías orogénicas. La tectónica global

1. Teoría de la deriva continental

-A medida que se iba descubriendo que en La Tierra existía movimiento, iba surgiendo la discusión de si la distribución de mares y tierras eran las mismas que en la génesis, o que por el contrario, no fuese así, y fuese debido a un movimiento hasta el posicionamiento actual. Esto dio lugar a teorías movilistas o inmovilistas.

-Conforme avanzó el conocimiento, la única teoría a destacar es la de Alfred Wegener: teoría de la deriva continental o la traslación de los continentes (1815).

-Este científico, observando una serie de datos referente a la similitud entre la costa americana y la africana, plantas que afloran en uno u otro lugar, etc., intentó explicar que hay algo que ha puesto en movimiento esos continentes:

  • En los orígenes de La tierra había un único océano (Panthalassa) que ocupaba la mayor parte de La Tierra. De él iba a surgir un único continente (Pangea), que es una masa de corteza que cubre la superficie terrestre y que se empieza a fragmentar dando lugar a las distintas masas continentales.

  • Ya en el Carbonífero es cuando se inicia esa fragmentación y comienza a esbozarse el Atlántico. En el Secundario aparecen Sudamérica y África. En el Terciario, América del N y Europa, de tal manera que aparecerían como dos grandes masas continentales (una boreal y otra austral), que corresponderían a Gondwana (África, América del S, Australia e India) y Laurasia (Norteamérica, Europa y Asia).

  • A continuación con el transcurrir de esa dinámica, se irían rompiendo los bloques hasta la actualidad.

-Pero esta teoría falla en el momento de explicar de cómo se ha producido esta movilidad, que según Wegener obedecen a dos fuerzas: centrífuga (como consecuencia de la rotación de La Tierra) y polarífuga (tiende a arrastrar los bloques hacia el Ecuador). Y además por la atracción lunar que es capaz de frenar el movimiento de los continentes respecto al movimiento de rotación general de La Tierra y hace que esos bloques se vayan dispersando en el sentido de los meridianos.

-Con esta explicación permitió que la teoría tuviera una resonancia de alcance internacional, pero como en ese momento las teorías fijistas estaban presentes, hubo gente que rechazó esta teoría y presentaron trabajos que la rechazaban, terminándose por abandonar.

2. Teoría de la expansión del fondo oceánico

-El conocimiento que se ha tenido sobre el fondo oceánico ha permitido elaborar la teoría de la expansión del fondo oceánico.

-Esto permitió conocer las dorsales oceánicas, cómo estaban distribuidas, su edad y su magnetismo.

-Con estos elementos se elaboró la teoría. A partir de ella se pudo elaborar la teoría de la tectónica de placas.

2.1. Dorsales y zonas de subducción

-En el fondo oceánico aparecen una serie de cordilleras (de más de 64.000 km de longitud), con alturas superiores a 2.000-2.500 km, y están constituidas por una serie de segmentos de montañas submarinas, que en algunos casos están constituidas por bloques que se separan por unas fallas: fallas de transformación.

-Estas alineaciones montañosas están constituidas por alineaciones paralelas separadas por unas hendiduras (rift) que es por donde emerge el magma de las partes superiores de la litosfera.

-En algunos lugares las cordilleras submarinas terminan por emerger en la superficie del mar formando archipiélagos de islas (como las Hawaii).

-La mayor parte de las rocas que constituyen las dorsales son de tipo basáltico y debido a su origen y a su actividad suelen coincidir con las áreas sísmicas y volcánicas de La Tierra.

-El calor de las aguas que cubren las dorsales es superior al del resto del océano. En el caso de la dorsal atlántica, en algunos puntos, hay un gradiente geotérmico superior a 300º C (la temperatura del agua aumenta por km 300º C, debido a la transmisión de calor de las dorsales a las partes superiores).

-La dorsal atlántica es más reciente que, por ejemplo, la pacífica, aunque ambas son jóvenes con respecto al tiempo geológico (200 millones de años las más antiguas).

-La dinámica que se deriva de estas dorsales es debido a que a través de las fracturas, asciende el magma del manto subcortical y se derrama a ambos lados de ese cordillera.

-Para llegar a la interpretación de la dinámica se llevó a cabo un estudio de los distintos elementos y su edad de los sedimentos.

  • Cerca de las dorsales los sedimentos no superan en espesor el km. En cambio en los bordes continentales es mayor la profundidad. Esto se debe a que como en el continente hay erosión ha permitido una mayor acumulación de sedimentos, al contrario que en las partes oceánicas.

  • Esto entra en contradicción con la edad de los materiales, ya que los que están en los bordes continentales son más antiguos que los del centro del océano.

  • Además se estudia el magnetismo de las rocas. Las rocas cuando se forman tienen elementos metálicos que se orientan según el polo magnético de La Tierra. Y en un lado y otro de las dorsales coincide el magnetismo en bandas alternantes. Conforme fluye el magma, al caer los materiales se orientan según el polo magnético de La Tierra.

-Y todos estos descubrimientos son los que permitieron elaborar la teoría de expansión del fondo oceánico, lo que puso de manifiesto que las dorsales derraman magma, que una vez consolidado constituye la corteza oceánica. Debido a esa formación, los océanos se van expandiendo a ambos lados de las dorsales (esto explica la poca edad de los materiales próximos a la dorsal, magnetismo, profundidad, etc.).

-Una vez que se descubrió esto, se pensó que la distribución de mares sería superior a la de los continentes. Pero se descubrió que hay zonas donde la corteza oceánica excesiva se reintegra de nuevo hacia el interior de La Tierra en unas zonas llamadas de subducción. En aquellos lugares donde la corteza oceánica choca con una placa continental, existe un mecanismo que permite que la corteza se hunda y reintegrarse al manto.

-Con todos estos elementos se hace la interpretación global de todos los movimientos que han dado lugar a las formas del relieve terrestre.

2.2. Placas

-Por tanto se observa que la litosfera está constituida por placas rígidas, que están limitadas en unas zonas de subducción y que se han ido expandiendo a medida que se ha formado el fondo oceánico. Las placas más importantes serían la Norteamericana, Suramericana, la Pacífica, Euroasiática, Africana, Indoaustraliana, y Antártica.

-Algunas de estas placas no son continentales absolutamente. En el caso de la placa Norteamericana y Sudamericana presentan una parte continental y otra oceánica. La Pacífica es oceánica. La Euroasiática tiene una parte continental y oceánica, etc.

-Todas estas placas están animadas de un movimiento que hace que unas se muevan chocando, y otras separándose en función de esa dinámica.

-La distribución de los continentes y los mares, debido a la formación de océanos y expansión de placas, no ha sido la misma a lo largo de la historia terrestre. Parece ser que durante el Primario, existía una tierra única (Pangea), que empezó a fragmentarse (origen de las dorsales) y dio lugar a dos continentes: Laurasia al N y Gondwana al S y a partir de ahí se fue fragmentando sucesivamente: Gondwana dio lugar a América y la India y Laurasia a Europa y Norteamerica.

-Lo único que todavía está sin comprobar es cuál es la fuerza motriz que pone en marcha esta dinámica. Existen dos teorías:

  • Corrientes de convección del manto. El ascenso de magma a través de las dorsales tiene lugar a que en la astenosfera se crean corrientes de convección (ascenso de materiales). Esto es lo que hace que el magma ascienda.

  • Existencia de puntos calientes. Debajo de la litosfera hay puntos calientes: células de convección concreta (África Oriental, Canadá, Hawaii) que emiten localmente magma que generan cadenas volcánicas y que ensanchan la corteza oceánica.

EL SUSTRATO LITOLÓGICO

1. Introducción

-Las fuerzas internas de La Tierra influyen en la litología en lo que a las rocas endógenas se refiere, y éstas constituyen el inicio del ciclo geológico.

-Muchas de estas rocas se consolidad por fuerzas externas, pero en principio son consecuencia de las fuerzas internas.

1.1. Ciclo geológico de La Tierra

-El origen caliente de lo que sería el planeta conllevó conforme se perdiera calor, a que hubiera un enfriamiento paulatino de la materia, y los distintos elementos químicos se irían agrupando, dando lugar a una serie de combinaciones de minerales, que constituirían las rocas.

-En principio eran rocas ígneas o magmáticas, ya que se produjo una solidificación de una masa de materiales fundidos.

-A continuación estas rocas se verían expuestas a la actividad de un conjunto de agentes:

  • Atmosféricos: que meteorizará mecánica o químicamente esas rocas.

  • Vientos: desplazan, erosionan, y transportarán materiales.

  • Hidrosfera: el volumen de agua, tanto sólida como líquida, romperá los materiales.

  • Biosfera: afectará atacando y descomponiendo esos materiales configurados.

-Todos estos procesos tienen lugar en la parte externa y constituyen los procesos geomorfológicos modernos y como consecuencia de su actividad se originaria una masa de sedimentos sueltos a partir de rocas preexistentes, resultado de la erosión y la meteorización.

1.1.1. Constitución en materiales sedimentarios

-Este depósito resultante, resultado de la actividad de la erosión y la meteorización, se ira sedimentando en las áreas de depósito (cuencas marinas) y sufrirán procesos de compresión, compactación, cementación y recristalización: procesos que en conjunto reciben el nombre de litificación o diagénesis.

-Como consecuencia de este proceso los sedimentos se convierten en rocas sedimentarias, compactas y con cierto nivel de coherencia.

-Todo material de la superficie de La Tierra puede verse sometido a la actividad de fuerzas internas: empujes, presiones, distensiones, plegamientos, fracturas, superposiciones, de tal manera que aquellos materiales que sean afectados por estas fuerzas pueden ver alterada su estructura y textura.

-Las rocas acabarían trituradas, brechificadas,... Si fueran afectadas por cambios de temperatura se darían otro tipo de rocas distintas a las primeras o por temperatura y presión elevadas, originándose otro tipo de materiales con características diferentes.

1.1.2. Metamorfismo: constitución en rocas metamórficas

-Todos los procesos según los cuales se modifica la textura y estructura de rocas preexistentes debidos a cambios de temperatura y presión reciben el nombre de metamorfismo.

-Hay que diferenciar este proceso con el de metasomatismo: el metasomatismo es el cambio que se produce cuando hay movilización de fluidos a la hora de este cambio, trayendo elementos químicos de una zona ajena, dándose procesos de génesis de minerales, cambiando así la composición de los materiales.

-En cambio el metamorfismo es un proceso de transformación.

1.1.3. Constitución en rocas ígneas

-Si ese proceso de evolución de materiales y esa actividad de los agentes internos continuase en la superficie (sobre todo el agente de la temperatura), puede dar lugar a que los materiales se fundan y que el alto contenido de gases los haga salir al exterior, de tal manera que se ha creado de nuevo magma, que una vez salga al exterior, se enfríe y constituya las rocas ígneas o magmáticas.

-Esto nos sirve para ver por qué en la naturaleza existen tres tipos de rocas: ígneas, metamórficas y sedimentarias, cuyo conocimiento es importante porque son las que van a generar las formas del relieve.

-La Geomorfología tiene como una de sus misiones el conocimiento de las rocas entendidas como asociaciones de minerales que tienen una mayor o menor resistencia a los agentes y dotadas de una mayor o menor resistencia ante los esfuerzos tectónicos. Estas asociaciones o rocas se presentan generalmente en estado sólido en la superficie terrestre, aunque existen otras como el petróleo, que se encuentra en estado líquido.

2. Las rocas ígneas

-Las rocas ígneas proceden de la consolidación del magma (magma: mezcla muy compleja de material fundido de 700 a 1.200º C y que tiene una aportación de agua y gases).

-Conforme se va enfriando permite que se formen diferentes compuestos en función de las distintas situaciones de presión y temperatura del magma:

  • Si el enfriamiento se hace de forma lenta y la presión a la que se ve sometido se ejerce en todas las direcciones, la cristalización tarda millones de años y se constituyen unas rocas ígneas bien cristalizadas: rocas plutónicas u holocristalinas. El enfriamiento del magma se produce en profundidad.

  • Cuando las condiciones de enfriamiento son más rápidas porque el magma se extiende cerca de la superficie, a los materiales no le da tiempo de configurarse, dando lugar a las rocas ígneas volcánicas y subvolcánicas o microlítico-vítreas (es decir, cristales pequeños). El enfriamiento se produce en superficie, tras una erupción.

  • Entre un extremo y otro hay toda una transición de rocas ígneas que obliga a establecer un tercer grupo de endógenas, donde están aquellas que han sufrido una cristalización intermedia: rocas microcristalinas o filonianas. El enfriamiento del magma se produce en profundidad y además en una fractura.

2.1. Afloramientos ígneos más importantes

-Las rocas ígneas en la superficie terrestre afloran de diferente manera. Afloramiento es cómo aparecen las rocas y que relación tienen con el resto de materiales.

2.1.1. Afloramientos ígneos de las rocas plutónicas e ígneas

-Plutones concordantes: Son aquéllos que intruyen a favor de las estructuras de la roca encajante.

  • Lacolitos. Es una masa de rocas ígneas de forma lenticular (lente) que puede tener un grado de cristalización diferente y que normalmente su encaje en otras rocas suele ser concordante con la disposición de esas rocas. Al intruir entre rocas estratificadas, las ha arqueado en forma de domo (seta), o incluso arquearla hacia abajo (forma de lenteja). De 3 a 6 km de diámetro y espesor de centenares a miles de metros.

  • Facolitos. Son intrusiones muy curvadas de magma que se inyectan aprovechando las zonas de mayor curvatura de los pliegues (charnela). Tienen forma de luna. Presentan espesores de centenares o, como máximo, de algunos miles de metros, y en planta, raramente unos miles de metros.

  • Sills o filón-capa. Son paralelos a la estratificación y apenas la deforman, pareciendo otro estrato de la serie.

-Plutones discordantes: Son aquéllos que intruyen cortando las estructuras de las rocas encajantes.

  • Batolito. Es de los más comunes. Esta formado por una masa importante plutónica que aflora en una superficie extensa (100 km2) y que constituye una masa importante de material ígneo solidificado que entra en contacto con el material que lo rodea (material encajante) de manera irregular.

En ocasiones y debido a su origen y evolución, ocurre que los batolitos tienen unos límites muy difusos y unas formas muy irregulares, desde su centro a los bordes, y la presión y la temperatura a los que somete a los materiales que los rodean hacen que éstos se transformen. Los stoks, son una variedad, con forma semejante a las de los batolitos, pero con una superficie menor de 100 km2.

  • Filones o diques. Se caracteriza por ser una intrusión más estrecha que larga, que corta irregularmente la estructura encajante en la que se inyecta, aunque en ocasiones pueden tener a favor la estructura donde se encaja (llamándose en este caso filón-capa). Cuando son más cortos se les llama venas intrusivas y también apófisis.

2.1.2. Afloramientos en la superficie terrestre

-Podemos encontrar chimeneas volcánicas, coladas y mantos de lava, por la manera en que solidifican en la superficie. En el caso de los últimos la diferencia está en la geometría que presenten.

-Conforme se va enfriando esa lava y según sea la velocidad de enfriamiento y su naturaleza, no todos los mantos y coladas son iguales:

  • Si se trata de una lava viscosa (temperaturas bajas y procedente de magma ácido), al solidificarse se rompe en trozos (debido al escape de gases que se produce y que con explosiones hace que se fragmente la colada) muy irregulares (se amontonan caóticamente por el empuje de la lava) que generan unas coladas en bloque (malpaís o Aa). Se solidifican rápidamente.

  • Si las lavas tienen más fluidez (procedentes de magmas básicos y con una mayor temperatura) y se ven frenadas en su discurrir por las laderas, por el roce de la superficie se generan una serie de ondas y se forman las lavas cordadas (pahoehoe). Recorren grandes distancias. Se solidifican más lentamente.

  • Si la circulación de las lavas es muy lenta y su composición es muy homogénea, es muy típico que el enfriamiento consiguiente permita su fragmentación en bloques geométricos generándose columnas (p. ej. de basalto).

  • Si estas coladas se enfrían en el agua, la lava se solidifica formando formas redondeadas, generando las lavas almohadilladas o pillow-lavas. Típicas de las erupciones submarinas.

2.2. Estructura y textura

-Las rocas ígneas se caracterizan por una estructura (visible a simple vista) y una textura (visible a través del microscopio). Formas estructurales:

  • Estructura tabular. Se da lugar cuando hay una separación rápida de minerales que destacan en la masa ígnea en la que se solidifica y dibujan una estratificación grosera.

  • Estructura orbicular. Cuando aparecen algunas esferas solidificadas.

  • Estructura pumítica o porosa. Cuando el magma del que procede esa roca tienen muchos gases y al solidificarse desaparecen.

  • Textura holocristalina. Cuando todos los granos de la roca son cristales.

  • Textura granuda. Cuando todos los cristales tienen un tamaño similar y superior a 1 mm. Los presentan las rocas filonianas y las plutónicas, sobre todo.

2.3. Clasificación de las rocas ígneas

-Además de estos rasgos, todas las rocas ígneas están compuestas por silicatos, de tal manera que para poder clasificarlas se tiene en cuenta cuales son los minerales esenciales que aparecen en su constitución en un proporción mayor del 5%.

-Todos los minerales que alcancen ese 5% constituyen los minerales accesorios y los minerales que están en proporción menor o no están, constituyen los minerales accidentales.

-En general los minerales que hay en la naturaleza constituyen minerales de color claro: leucocratos y otro grupo de minerales que son oscuros: melanocratos.

-Por tanto en la clasificación de las rocas ígneas se tiene en cuenta:

  • El color y el número de minerales.

  • Ya que en casi todos ellos, el elemento más abundante es el oxígeno, y como éste aparece combinado con la sílice, esto permite, en función del porcentaje de sílice, clasificarlas en: Hipersilícicas (> 65%); persilícicas o neutras (65-55%); mesosilícicas o básicas (55-45%) e hiposilícicas o ultrabásicas (< 45%).

-Entre las rocas plutónicas y las vítreas existe toda una gradación en la evolución de los materiales, de tal manera que cuando se realiza una clasificación, ésta debe ser puesta a revisión, ya que algunas rocas se consideran más de un tipo o de otro, ya que están en una situación de transición.

3. Las rocas metamórficas

-Las rocas metamórficas proceden de la transformación de otras rocas, casi siempre sedimentarias, debido a que han actuado unos procesos internos que están ligados a la tectónica.

-Esta transformación de los materiales se produce mediante un proceso que no tiene que ver con la diagénesis o litificación que dan lugar a las rocas sedimentarias, sino mediante el metamorfismo, que es un proceso de transformación y no de génesis de rocas, a partir de formaciones ya existentes.

-Por tanto el metamorfismo implica la transformación de minerales. Esta transformación impide conocer cuál es el material originario que se ha metamorfizado y de dónde procedía.

-Las rocas metamórficas son el resultado del sometimiento del material rocoso preexistente a unas temperaturas y presiones mucho mayores que a la compresión que dará lugar a las sedimentarias.

-En el caso de las metamórficas nos encontramos unos caracteres mixtos que proceden por un lado de la composición de la roca originaria y en segundo lugar a la temperatura y presión que se han visto sometidas.

-El metamorfismo se entiende que es el conjunto de cambios estructurales y/o minerales que tienen lugar en estado sólido sobre rocas preexistentes debido a la actividad de agentes geomorfológicos internos (fundamentalmente temperatura y presión).

3.1. Tipos de metamorfismo

-En la naturaleza existen tres procesos que dan lugar a la creación de rocas metamórficas:

  • Movimientos de tectónica compresiva: horizontales y laterales en los bloques litosféricos. Son movimientos tectónicos que darán lugar a la formación de cordilleras (orogénesis) y esto dará lugar al metamorfismo debido a la presión y temperatura.

  • Emisión e intrusión de magma a elevada temperatura.

  • Movimientos que fracturan los materiales.

-Estos procesos van a dar lugar a tres tipos de metamorfismo:

  • Metamorfismo regional. Afecta a grandes áreas que se han visto sometidas a importantes esfuerzos de compresión y hundimiento. Estas áreas se denominan orógenos.

  • Metamorfismo de contacto. Afecta a los materiales que entran en contacto con la intrusión de magmas. Estas rocas se generan por estar próximas a una intrusión de magmas.

  • Metamorfismo dinámico o cataclástico. Cuando hay movimientos que fracturan materiales, se libera una gran cantidad de energía, hay un rozamiento que eleva la temperatura y presión, desarrollándose otras rocas.

-Todos estos procesos darán lugar a diferentes rocas.

3.1.1. Metamorfismo regional

-El metamorfismo más extendido será el regional, que también recibe el nombre de dinamo-térmico.

-La denominación de regional se debe a que este tipo de metamorfismo ocupa amplias regiones sobre los continentes, al desarrollarse esencialmente en áreas geosinclinales.

-Tiene lugar como consecuencia de un aumento importante de la temperatura y presión que sufren los materiales en los orógenos o geosinclinales que son unas franjas estrechas y alargadas que se suelen configurar en los bordes de las placas litosféricas.

-Éstas van alcanzando espesor hasta que se produce el choque entre placas, dando lugar al levantamiento de la superficie.

-A medida que se van alcanzando grados de temperatura y presión, el metamorfismo irá afectando a estas zonas. Van surgiendo unas rocas metamórficas cuyas características dependen del material de la zona originaria y sobre todo del área en que se ubica el orógeno:

  • Si las rocas que se ven afectadas son muy ácidas o muy básicas, la roca metamórfica resultante es muy compacta, resistente, y muy bien recristalizada (cristales pequeños). Éstas reciben el nombre genérico de rocas corneanas (cuarcita, mármol,...).

  • Si la composición de la roca originaria no es tan extrema, sino que está en una situación intermedia (se le diría silicatada o aluminico-silicatada), los procesos de cristalización conllevan el aumento del tamaño de los cristales, textura más grosera y las rocas metamórficas que se crean suelen tener una estructura laminar o bandeada, constituyendo las rocas cristalofílicas. Dentro de éstas están los esquistos, que son los que le dan el nombre a este tipo de estructura: esquistosidad, la cual la mayoría de las rocas metamórficas la poseen.

-En algunos casos los procesos de cristalización van haciendo pasar a un material de un tipo de roca a otro, de tal manera que a veces el paso de una roca a otra no implica que haya un cambio en la mineralización. Pero si llegamos a los grados extremos de mineralización metamórfica: migmatización o anatexia, entonces si hay un cambio en la composición de los minerales, porque los materiales llegan ya a un grado de magmáticas.

-Lo que se pone de manifiesto es que son muchos los tipos de rocas metamórficas y para su clasificación se pueden utilizar diferentes criterios:

  • Desde el punto de vista geológico. Según el grado de metamorfismo se hace una clasificación detallada, pero desde el punto de vista geométrico, se necesita tener un conocimiento mineralógico.

  • Desde el punto de vista geomorfológico. En función del lugar que ocupa en el geosinclinal, la forma de yacimiento de estas rocas, las compresiones y temperaturas alcanzadas, etc. Dentro de los orógenos el material está sometido en la parte superior a unos niveles de temperatura y presión diferentes que en la parte inferior. Por tanto podemos encontrar un metamorfismo de epizona, metazona o mesozona, y de catazona.

-Tipos de metamorfismo en función del lugar que ocupa el material en el orógeno:

  • Epizona. Corresponde a los márgenes del sinclinal. La transformación metamórfica es escasa y las rocas metamórficas resultantes se debe a efectos de presión que ha sufrido ese sector, ya que la temperatura no es alta. Éstas se llaman rocas ectinitas (rocas de presión). Nos encontramos rocas que a veces se consideran sedimentarias. Una de las rocas típicas son los esquistos, algunas pizarras, micacitas, gneises cristalofílicos, rocas corneanas, etc. Son rocas que están constituidas por elementos no muy cristalizados.

  • Metazona. Se produce una reecristalización más general. Aparecen rocas donde la temperatura tiene gran importancia, apareciendo las embrechitas (rocas de calor), donde existe una estructura menos esquistosa y apareciendo más diaclasas (microfracturas dentro de la roca por enfriamiento o presión). Estas microfracturas son aprovechadas por los agentes externos para erosionarlas y meteorizarlas. Sobresalen los gneises metamórficos, más que los cristalofílicos. En estas rocas se va conociendo cada vez menos el material o roca sedimentaria de la que procedía.

  • Catazona. Van a existir unos procesos metamórficos más importantes. Van a ver una mezcla de elementos, que será difícil adivinar su procedencia. Recibirán el nombre de rocas migmatitas o anatexitas. El granito de anatexia es la roca más significativa. Va a ser difícil distinguir si va a ser una roca metamórfica o una roca ígnea.

3.1.2. Metamorfismo de contacto

-También llamado térmico. Es el conjunto de transformaciones que sufren las rocas situadas en contacto con intrusiones magmáticas, por efecto del incremento de temperatura aportado por el magma. La temperatura provoca en la roca encajante del magma una aureola de contacto. Se produce debido al aumento de temperatura al que se somete el material, el cual se introduce en filones. Da lugar a rocas corneanas: cuarcitas, esquistos, gneises y micacitas.

3.1.3. Metamorfismo dinámico

-Se produce debido a los esfuerzos mecánicos que someten a la roca a una presión y movimiento importante, a la par de una emisión de calor.

-Se produce en zonas de falla donde la deformación es intensa.

-Parte de la energía mecánica producida por el esfuerzo se utiliza en la trituración de la roca a ambos lados del plano de falla, y parte se transforma en calor debido a la fricción provocada por el movimiento que se produce entre los dos labios de la falla.

-Por trituración se produce la cataclasis o brechificación: el producto resultante se denomina cataclastita o brecha de la falla.

-Cuando la brechificación es tan intensa que los fragmentos son microscópicos, la roca resultante se denomina milonita.

-El resultado más evidente de esa dinámica es la creación de una franja en los bordes en que se fragmenta, que está constituida por trozos más o menos deformados, empastados en una masa vidriosa (lugares donde se ha producido, p. ej.: la falla).

-Este material metamórfico recibe el nombre de milonita.

-Esta parte de la fragmentación se le ha denominado espejo de falla, porque al ser vítrea, esta parte brilla.

4. Rocas sedimentarias

-Una vez que el material aflorante (en principio ígneo) se ve afectado por los agentes externos en general, se originan los sedimentos, pero cuando existen los tres tipos de rocas, afectan a todas.

-Cuando esos sedimentos empiezan a ser erosionados, sufren un transporte (ríos, torrentes, glaciares) que los llevan a zonas bajas (mares, lagos, zonas emergidas) por efecto de la gravedad, y estos agentes paran su actividad de transporte, estas partículas se depositan y se constituyen los sedimentos. Estos sedimentos pueden ser:

  • Detríticos. Vienen constituidos por materiales que han sido transportados en estado sólido (arrastrados o suspendidos) y que cuando los agentes como el viento o una corriente, etc., no tienen fuerza para transportarlos, hacen que se depositen.

  • Precipitación. Cuando los sedimentos son transportados como sustancias disueltas, la precipitación es química. Precipitación de sustancias que son transportadas por disolución porque hay evaporación del agente.

  • Restos de seres vivos. Tallos, conchas, etc.

4.1. Diágenesis

-Conforme estos sedimentos se van depositando en un ambiente sedimentario, hay un incremento de presión y temperatura (no tan elevado como en las metamórficas), de tal manera, que como consecuencia del peso, los sedimentos se van compactando.

-Cuando la humedad existente en estos sedimentos intenta escaparse (debido al aumento de temperatura), lo hace por los poros de estos materiales, lo que constituye el proceso de cementación.

-Y tienen lugar una serie de reacciones químicas que pueden crear minerales nuevos: recristalizando los materiales existentes.

-Tienen lugar, por tanto, unos procesos de compactación, cementación y recristalización que da lugar a rocas sedimentarias, que en conjunto se conoce como litificación o diágenesis.

4.2. Estratificación

-Las rocas sedimentarias se pueden clasificar según su composición mineralógica, pero es una labor bastante ardua. Es más útil tener en cuenta que de todos los minerales, hay algunos que aparecen más frecuentemente. Los más frecuentes son el cuarzo, feldespato, calcita, dolomita, limolita, yeso, algunos de origen sedimentario como el cloruro sódico o la halita (sal) y algunos nitratos o fosfatos.

-Es interesante estudiarlas según su estructura (visible a simple vista).

-Pero de todos los rasgos de su estructura, el más característico de ellos es el que aparece consituyendo estratos: aquellas capas de una composición más o menos homogénea que están limitadas por superficies paralelas y cada uno de esos estratos está limitado por superficies de estratificación, que vienen señaladas porque hay un cambio en la cantidad o en el tipo de partículas, así como en la velociad de estratificación.

-Cuando hay un conjunto de estratos que no han sido afectados por ninguna fuerza, en la parte superior se sitúan los más recientes y en la parte inferior, los más antiguos. Esto es lo que se llama el principio de superposición, que ha permitido datar los materiales de La Tierra.

-En una columna estratigráfica, el estrato más antiguo es lo que se llama muro, y el más moderno techo.

-En relación con la estratificación hay otra serie de rasgos estructurales característicos referentes a la dimensión de los estratos, a la disposición que tienen las partículas con los estratos, a la estructura que tiene la superficie de estratificación, etc:

  • Dimensión de los estratos. Para definir el espesor se ha utilizado el término de potencia que puede ser variado en los diferentes estratos y en el mismo estrato. Este aspecto es muy útil para saber como se ha generado una formación sedimentaria, apreciable en el cambio lateral de facíes, que es el cambio de las características en un mismo estrato (p. ej. un estrato del plioceno no será el mismo, el de una zona marítima que el de una terrestre).

  • Disposición de las partículas. Podemos encontrar estructuras masivas cuando la roca es homogénea, bien compactada o a veces la roca puede presentar una laminación cruzada: las partículas tienen un tamaño muy variado y están repartidas al azar, pero siguiendo un orden que nos indica cuál ha sido el proceso de formación de esa roca sedimentaria (p. ej., una arenisca afectada por impulsos del agua: estructura bandeada).

  • Superficie de estratificación. Cuando hay una formación sedimentaria pueden aparecer en estas superficies huellas del medio (P. ej. corrientes, organismos vegetales, grietas de desecación, rizaduras del oleaje) donde se ha producido esta estratificación.

-En definitiva hay todo un conjunto de rasgos estructurales que permiten conocerlas.

4.3. Textura

-Las rocas sedimentarias permiten su conocimiento en función de la textura. En este sentido en la textura hay que distinguir tres componentes fundamentales: trama, matriz y cemento.

  • Trama. Conjunto mayoritario de partículas que forman la roca. Conjunto de granos de mayor tamaño.

  • Matriz. Conjunto de partículas más finas (limos, arcillas) que se van depositando a la par de la trama y que rellenan los huecos que deja ésta.

  • Cemento. Es el material que se forma durante la diagénesis y que termina de completar los huecos.

-Junto a esta relación se estudia a continuación la trama, estudiando:

  • Tamaño. Permite distinguir entre bloques, cantos, gravas, arenas y arcillas.

  • Forma de los granos. Redondeados (conglomerados) y angulosos (brechas).

  • Disposición. Si estos granos están muy unidos o muy separados entre sí; si están más o menos empaquetados. Si hay muchos espacios, hay un empaquetamiento bajo y están muy pegados, hay un empaquetamiento alto, rocas menos porosas.

4.4. Clasificación

-Desde el punto de vista geomorfológico la clasificación más útil es la que organiza la clasificación como:

  • Sedimentarias. En las cuales la diagénesis no ha sido muy importante.

  • Metasedimentarias. Las que han alcanzado la diagénesis a un nivel de casi metamorfismo, estando en el límite de un tipo de roca u otro.

4.4.1. Sedimentarias

-Dentro de éstas están los conglomerados, arenas, areniscas, arcillas, calizas, dolomías y evaporitas. Sus rasgos fundamentales son:

  • Conglomerados. Son rocas detríticas (con sedimentos sólidos). Las partículas suelen tener el tamaño de la grava o del bloque y que aparecen más o menos cementados con una matriz más fina, y que en el caso de que los elementos sean más o menos rodados o angulosos se pueden distinguir: las brechas (se distinguen trozos más grandes o pequeños) o los conglomerados en sentido estricto o pudingas (cantos más redondeados).

  • Arenas. Son rocas detríticas formadas por el tamaño del grano de la arena. Muy poco cementadas, muy sueltas, poco aglomeradas, porque cuando aparecen más cementadas aparecen areniscas.

  • Arcillas. Formadas por fragmentos de tamaño limo o arcilla. Constituidas por minerales que también se llaman arcillas, pero aparece combinada con minerales como la biotita.

  • Margas. Son rocas biodetríticas, resultado de una mezcla de elementos detríticos arcillosos y de elementos de carácter orgánico (naturaleza carbonatada); tamaño pequeño y poco compactado.

  • Calizas. No detríticas. Son organógenas, constituidas por cristales pequeños de calcita (mineral: carbonato cálcico) y por restos orgánicos. De origen químico.

  • Dolomías. Organógena. Constituida por restos orgánicos y cristales (carbonato cálcico magnésico o dolomita).

  • Evaporitas. No detrítica, orgánica. De origen químico, constituidas por cristales, grandes algunas veces (fosfato, cloruro sódico: halita, yeso, etc.).

4.4.2. Metasedimentarias

-Se pueden incluir otras rocas, que no son sedimentarias propiamente dichas, sino que son rocas metasedimentarias, las cuales han sufrido un proceso de diagénesis más intenso y que aflora mucho en la naturaleza. Dentro de éstas encontramos las cuarcitas y las pizarras.

  • Cuarcita. Arenisca compactada, formada por granos de cuarzo cementados, formada por una matriz de sílice (rigidez y dureza) y una estructura de diaclasa (que le constituyen casi como una roca metamórfica).

  • Pizarras. Arcillas o margas muy compactadas, más duras que éstas, que han sufrido una presión más importante que la propia de la diagénesis y más duradera. Por ello tiene una estructura laminar, esquistosa. Aunque no se terminan de perder los materiales originarios, hay que considerarla como metasedimentaria.

4.5. Facies

-Aunque hay un aspecto de estas rocas exógenas que hace referencia a sus facies, que son las características paleogeográficas y petrográficas de una roca que revelan las condiciones de sedimentación en que se ha producido el depósito de sedimentos que ha dado lugar a las rocas. Por eso es frecuente que nos encontremos a clasificaciones de las rocas sedimentarias en función del medio: facies marianas o continentales:

  • En el caso de las marinas se pueden hablar de rocas de borde o del centro de la cuenca. Si son facies litorales: profundidad menor de 200 mts. Si son entre 200-1.000 mts.: facies neríticas. Y si proceden de una superior a 2.000 mts., facies batial.

  • En el caso de las continentales pueden proceder de depósitos de sedimentos como ríos (origen fluvial); lagos (lacustres), glaciares (glaciales), viento (eólico); costeros (playa, albufera, o delta).

-En definitiva las rocas sedimentarias se desarrollan a partir de procesos de diagénesis de sedimentos que son depósitos de medios continentales o marinos y

en cada uno de ellos hay una velocidad o capacidad de acumular sedimentos en una unidad de tiempo. Será mayor esta velocidad en las facies marinas, zonas cercanas a los continentes (bordes de los océanos).

-Como consecuencia de las características del medio y de la velocidad de sedimentación, los sedimentos que en cada uno de estos medios se generan serán más detríticos, orgánicos, etc.

Fundamentos básicos de la tectónica del relieve

-Además de tener en cuenta el principio de la isostasia, hay que tener en cuenta que el relieve de La Tierra es dinámico (aunque no lo observemos, salvo movimientos extraordinarios, como terremotos). A lo largo de la historia esa dinámica se concreta a través de la tectónica (por la actividad de las fuerzas internas se origina la litología y las formas del relieve).

-Como consecuencia de esto se configuran en la superficie terrestre unos relieves estructurales que obedecen a diferentes fuerzas tectónicas, básicamente dos: fuerzas de carácter epirogénico y fuerzas de carácter orogénico.

-La epirogénesis y la orogénesis son los fundamentos básicos de la tectónica del relieve.

-Podríamos decir que el principio de la isostasia (equilibrio vertical) se ejerce a través de movimientos epirogénicos: movimientos en sentido vertical que afectan a los distintos materiales de La Tierra. Mientras que los movimientos orogénicos son todos aquellos movimientos de carácter lateral, horizontales o compresivos que afectan a otro conjunto de materiales.

-En definitiva, las distintas estructuras de la superficie se han visto afectadas desde su formación, bien por movimientos verticales, o por movimientos horizontales.

1. Epirogénesis: anteclises y sineclises

-Los movimientos verticales dan lugar a que las partes de la corteza que han ido consolidándose, se vean sometidas a empujes hacia arriba o hacia abajo, levantamientos y subsidencias, dando lugar a estructuras calmas (se generan estructuras abonvadas de poco radio y poco fracturadas: anteclises) y otras de forma cóncava (sineclisis).

-Los anteclises han sido originados por empujes verticales hacia arriba. Estos empujes y levantamientos son los que han afectado en principio a las áreas más antiguas de las placas litosféricas, a las más endurecidas de la corteza (plataformas, zócalos, cratones), las cuales se resuelven en un abonvamiento (debido a un empuje vertical hacia arriba).

-O bien estas zonas han sido afectadas por empujes y subsidencias hacia abajo (áreas cóncavas), generándose los sineclises.

-De tal manera que al verse estas zonas afectadas por levantamientos y subsidencias, nos encontramos que las áreas de anteclises presentan el afloramiento de las rocas más antiguas (debido a su forma) y debido a su forma impide la sedimentación posterior y se desmantela con más facilidad.

-En los sineclises, la estructura es cóncava (epirogenia hacia abajo) y los materiales que afloran suelen ser rocas sedimentarias que recubren este zócalo, plataforma o cratón de materiales antiguos y lo que allí se crea es una cobertera de materiales sedimentarios (cuencas sedimentarias).

-En definitiva, la tectónica de La Tierra, y en este caso, la epirogénesis, influye de manera decisiva en la configuración del relieve, en su estructura, y en gran parte de los continentes, en aquellos sectores constituidos por los cratones (materiales más antiguos).

-En este sentido va a influir en la distribución de la litología, porque en unos sitios van a aparecer unos tipos de rocas (en los anteclises, plutónicas, metamórficas, etc.) y en los sineclises, sedimentarias, que van a tener una posición bastante característica, que nos va a permitir señalar unos tipos de relieves que vienen ligados. En el caso de los sineclises van a aparecer los relieves aclinales (sin ninguna inclinación o relieves llanos), o en todo caso con una inclinación hacia un lado (monoclinales).

2. Orogénesis

-Frente a esta tectónica epirogénica, el otro tipo de movimiento es el orogénico, que tiene un carácter en principio lateral u horizontal y que afecta a unas franjas de la corteza que suelen estar en los bordes de los continentes o en los océanos (orógenos o geosinclinales).

-Son movimientos de carácter compresivo que afectan a los bordes constructivos de las placas litosféricas y que frente a la génesis de estructuras calmas (mediante la epirogénesis) generan en la orogénesis estructuras atormentadas.

-En estos bordes constructivos, como consecuencia de la tectónica orogénica (movimientos laterales), los materiales sufren una gran cantidad de deformaciones (son las áreas donde se origina el metamorfismo regional), los materiales se fracturan, se dislocan, se desplazan y estos materiales, conforme se van estrechando el geosinclinal, se ven obligados a emerger y se crean las cordilleras. De ahí que estas zonas se denominen orógenos (génesis de montañas).

-En el caso de los orógenos, en función de los relieves que conocemos, se ha intentado explicar cómo es la génesis de estos relieves, y se puede sintetizar que las etapas de evolución de un geosinclinal son:

  • Las zonas marginales de los océanos, se ven afectadas por un hundimiento. Éste favorece la acumulación de materiales. Y mientras esto ocurre, en las partes más internas de la litosfera y astenosfera, van ascendiendo materiales magmáticos, con lo cual se inicia un volcanismo preorogénico.

  • A continuación los empujes que hay en esa zona inician el plegamiento de los sedimentos que empiezan a emerger en el centro de la cuenca a modo de islas, que forman como un archipiélago inconexo (una parte es la que aflora).

  • Conforme avanzan los empujes, la parte de montaña que ha emergido es cada vez más extensa, pero también aumenta cada vez más la erosión. Los materiales del orógeno sufren un proceso de metamorfismo y a la par hay erupciones magmáticas, pero en este caso es un volcanismo sinorogénico, que en este caso es de carácter ácido (frente al otro que era de carácter básico).

  • Emerge por completo el orógeno, y la cordillera al completo y aparece una estructura de montañas con alineaciones paralelas, con una central (zona axial), donde aparecen los materiales metamórficos (zonas más profundas), y en esta etapa ocurre que al cesar los empujes laterales, los materiales sufren una distensión típica, hay una serie de reajustes en la cordillera, porque la cordillera, conforme iba perdiendo, iba elevándose, y hay una serie de fracturas y grietas en ese reajuste. Además de la aparición de erupciones volcánicas y la emisión de magma, originándose un volcanismo posorogénico.

-En definitiva vemos que en la naturaleza aparecen distintos tipos de estructuras: una, que corresponde a la tectónica vertical (epirogénesis) y otra, que corresponde a la horizontal (orogénesis o diastrofismo tectónico).

Teorías orogénicas. La tectónica global

1. Teoría de la deriva continental

-A medida que se iba descubriendo que en La Tierra existía movimiento, iba surgiendo la discusión de si la distribución de mares y tierras eran las mismas que en la génesis, o que por el contrario, no fuese así, y fuese debido a un movimiento hasta el posicionamiento actual. Esto dio lugar a teorías movilistas o inmovilistas.

-Conforme avanzó el conocimiento, la única teoría a destacar es la de Alfred Wegener: teoría de la deriva continental o la traslación de los continentes (1815).

-Este científico, observando una serie de datos referente a la similitud entre la costa americana y la africana, plantas que afloran en uno u otro lugar, etc., intentó explicar que hay algo que ha puesto en movimiento esos continentes:

  • En los orígenes de La tierra había un único océano (Panthalassa) que ocupaba la mayor parte de La Tierra. De él iba a surgir un único continente (Pangea), que es una masa de corteza que cubre la superficie terrestre y que se empieza a fragmentar dando lugar a las distintas masas continentales.

  • Ya en el Carbonífero es cuando se inicia esa fragmentación y comienza a esbozarse el Atlántico. En el Secundario aparecen Sudamérica y África. En el Terciario, América del N y Europa, de tal manera que aparecerían como dos grandes masas continentales (una boreal y otra austral), que corresponderían a Gondwana (África, América del S, Australia e India) y Laurasia (Norteamérica, Europa y Asia).

  • A continuación con el transcurrir de esa dinámica, se irían rompiendo los bloques hasta la actualidad.

-Pero esta teoría falla en el momento de explicar de cómo se ha producido esta movilidad, que según Wegener obedecen a dos fuerzas: centrífuga (como consecuencia de la rotación de La Tierra) y polarífuga (tiende a arrastrar los bloques hacia el Ecuador). Y además por la atracción lunar que es capaz de frenar el movimiento de los continentes respecto al movimiento de rotación general de La Tierra y hace que esos bloques se vayan dispersando en el sentido de los meridianos.

-Con esta explicación permitió que la teoría tuviera una resonancia de alcance internacional, pero como en ese momento las teorías fijistas estaban presentes, hubo gente que rechazó esta teoría y presentaron trabajos que la rechazaban, terminándose por abandonar.

2. Teoría de la expansión del fondo oceánico

-El conocimiento que se ha tenido sobre el fondo oceánico ha permitido elaborar la teoría de la expansión del fondo oceánico.

-Esto permitió conocer las dorsales oceánicas, cómo estaban distribuidas, su edad y su magnetismo.

-Con estos elementos se elaboró la teoría. A partir de ella se pudo elaborar la teoría de la tectónica de placas.

2.1. Dorsales y zonas de subducción

-En el fondo oceánico aparecen una serie de cordilleras (de más de 64.000 km de longitud), con alturas superiores a 2.000-2.500 km, y están constituidas por una serie de segmentos de montañas submarinas, que en algunos casos están constituidas por bloques que se separan por unas fallas: fallas de transformación.

-Estas alineaciones montañosas están constituidas por alineaciones paralelas separadas por unas hendiduras (rift) que es por donde emerge el magma de las partes superiores de la litosfera.

-En algunos lugares las cordilleras submarinas terminan por emerger en la superficie del mar formando archipiélagos de islas (como las Hawaii).

-La mayor parte de las rocas que constituyen las dorsales son de tipo basáltico y debido a su origen y a su actividad suelen coincidir con las áreas sísmicas y volcánicas de La Tierra.

-El calor de las aguas que cubren las dorsales es superior al del resto del océano. En el caso de la dorsal atlántica, en algunos puntos, hay un gradiente geotérmico superior a 300º C (la temperatura del agua aumenta por km 300º C, debido a la transmisión de calor de las dorsales a las partes superiores).

-La dorsal atlántica es más reciente que, por ejemplo, la pacífica, aunque ambas son jóvenes con respecto al tiempo geológico (200 millones de años las más antiguas).

-La dinámica que se deriva de estas dorsales es debido a que a través de las fracturas, asciende el magma del manto subcortical y se derrama a ambos lados de ese cordillera.

-Para llegar a la interpretación de la dinámica se llevó a cabo un estudio de los distintos elementos y su edad de los sedimentos.

  • Cerca de las dorsales los sedimentos no superan en espesor el km. En cambio en los bordes continentales es mayor la profundidad. Esto se debe a que como en el continente hay erosión ha permitido una mayor acumulación de sedimentos, al contrario que en las partes oceánicas.

  • Esto entra en contradicción con la edad de los materiales, ya que los que están en los bordes continentales son más antiguos que los del centro del océano.

  • Además se estudia el magnetismo de las rocas. Las rocas cuando se forman tienen elementos metálicos que se orientan según el polo magnético de La Tierra. Y en un lado y otro de las dorsales coincide el magnetismo en bandas alternantes. Conforme fluye el magma, al caer los materiales se orientan según el polo magnético de La Tierra.

-Y todos estos descubrimientos son los que permitieron elaborar la teoría de expansión del fondo oceánico, lo que puso de manifiesto que las dorsales derraman magma, que una vez consolidado constituye la corteza oceánica. Debido a esa formación, los océanos se van expandiendo a ambos lados de las dorsales (esto explica la poca edad de los materiales próximos a la dorsal, magnetismo, profundidad, etc.).

-Una vez que se descubrió esto, se pensó que la distribución de mares sería superior a la de los continentes. Pero se descubrió que hay zonas donde la corteza oceánica excesiva se reintegra de nuevo hacia el interior de La Tierra en unas zonas llamadas de subducción. En aquellos lugares donde la corteza oceánica choca con una placa continental, existe un mecanismo que permite que la corteza se hunda y reintegrarse al manto.

-Con todos estos elementos se hace la interpretación global de todos los movimientos que han dado lugar a las formas del relieve terrestre.

2.2. Placas

-Por tanto se observa que la litosfera está constituida por placas rígidas, que están limitadas en unas zonas de subducción y que se han ido expandiendo a medida que se ha formado el fondo oceánico. Las placas más importantes serían la Norteamericana, Suramericana, la Pacífica, Euroasiática, Africana, Indoaustraliana, y Antártica.

-Algunas de estas placas no son continentales absolutamente. En el caso de la placa Norteamericana y Sudamericana presentan una parte continental y otra oceánica. La Pacífica es oceánica. La Euroasiática tiene una parte continental y oceánica, etc.

-Todas estas placas están animadas de un movimiento que hace que unas se muevan chocando, y otras separándose en función de esa dinámica.

-La distribución de los continentes y los mares, debido a la formación de océanos y expansión de placas, no ha sido la misma a lo largo de la historia terrestre. Parece ser que durante el Primario, existía una tierra única (Pangea), que empezó a fragmentarse (origen de las dorsales) y dio lugar a dos continentes: Laurasia al N y Gondwana al S y a partir de ahí se fue fragmentando sucesivamente: Gondwana dio lugar a América y la India y Laurasia a Europa y Norteamerica.

-Lo único que todavía está sin comprobar es cuál es la fuerza motriz que pone en marcha esta dinámica. Existen dos teorías:

  • Corrientes de convección del manto. El ascenso de magma a través de las dorsales tiene lugar a que en la astenosfera se crean corrientes de convección (ascenso de materiales). Esto es lo que hace que el magma ascienda.

  • Existencia de puntos calientes. Debajo de la litosfera hay puntos calientes: células de convección concreta (África Oriental, Canadá, Hawaii) que emiten localmente magma que generan cadenas volcánicas y que ensanchan la corteza oceánica.

Los procesos iniciales de transporte: la dinámica de vertientes

-Una vez que la meteorización prepara los materiales para que sean evacuados (por agua, viento, hielo) hace falta que esos derrubios de la meteorización hasta que son transportados por los ríos, glaciares, etc., necesiten de otros procesos que los conduzca del lugar de meteorización a los lugares de evacuación (mares, ríos) y todos esos procesos son los que se llaman de dinámica de vertientes.

-Se llaman así porque los paisajes en general están constituidos por laderas, por superficies, de tal forma que se puede decir que toda la superficie terrestre constituye un mosaico de vertientes. Todo lo que no es cuenca, lecho de río, etc., es una vertiente.

-Estas vertientes son por las que se transporta y evoluciona el relieve mediante la actuación de un conjunto de procesos que transportan los derrubios para que lleguen a los ríos, glaciares, mares.

-Todos estos procesos están controlados por la gravedad. Dentro de éstos hay unos que se llaman estrictamente gravitatorios o gravitatorios directos, mientras que hay otros donde la actuación de la gravedad es de carácter indirecto y se ejerce con la ayuda de algún otro agente transportador o facilitador del movimiento.

-Las acciones gravitatorias directas apenan presentan modalidades o variantes y tienen siempre el carácter de desplazamientos elemento a elemento y en el caso de las indirectas pueden ser elemento a elemento, desplazamiento en masa o el de arrastre por escorrentía.

1. Las acciones gravitatorias directas: la caída libre

-En el caso de caída elemento a elemento pude haber una caída libre (caen grano a grano), en la que los clastos caigan y se despiacen sin más limitación que la rugosidad de la propia superficie inclinada. Si los fragmentos no son muy voluminosos y no se vuelven a romper en el desplazamiento.

-Si los fragmentos son muy voluminosos y que al caerse por efecto de la gravedad se rompan después en fragmentos más pequeños: desprendimiento.

-La acción directa de la gravedad tiene como consecuencia en la naturaleza la formación de unas vertientes regladas o vertientes Richter, que son unas morfologías consecuente a la acción gravitatoria directa que se constituye de la siguiente forma: la meteorización va desmantelando la formación rocosa y los elementos van cayendo por gravedad al pie de la formación, de tal manera que con el tiempo se acumulan, forman una ladera muy regularizada (reglada), donde se puede distinguir:

  • Parte superior: escarpe o cornisa.

  • La vertiente o talud.

  • El pie o la base de la vertiente.

-Normalmente la parte superior (cornisa) es una zona bastante pendiente (50º-60º), mientras que el talud va perdiendo inclinación y la parte baja ya no supera los 10º de pendiente.

-Puede ocurrir que los derrubios lleguen a la misma altura de la cornisa, se para el proceso y pueda dar lugar a la aparición de vegetación que estabiliza la vertiente.

-Debido a la forma en que se constituyen suelen ser formaciones bastantes frágiles (no están cohesionadas), pero el desarrollo de un suelo las estabiliza, lo cual no quiere decir que cualquier movimiento que tenga lugar en el pie de la montaña pueda poner en funcionamiento todo el conjunto de la vertiente o que incluso la meteorización que tenga lugar sobre la propia vertiente, vuelva a fragmentar los derrubios y reactive la dinámica de esa vertiente, de tal forma que al tratarse de formas inestables, puede ocurrir que esa reactivación ponga de nuevo al descubierto la cornisa y continúe el proceso de formación de una vertiente.

-Otras veces cuando la acción de la gravedad actúa bajo otros salientes rocosos, se puede constituir a su pie otras formas de acumulación: taludes de derrubios o conos de derrubios, porque tienen esa forma triangular con el vértice del cono hacia el relieve de donde proceden los materiales, que está en función de dónde y como llegan los materiales.

2. Las acciones gravitatorias indirectas

-Y junto a estos procesos de acción de gravedad directas, están el otro conjunto de procesos indirectos donde podemos distinguir:

2.1. Reptación o creep

-Es un proceso elemento a elemento pero que ya necesita de algún empuje más (más que el de la gravedad).

-Consiste en el avance generalizado de una vertiente como consecuencia del avance de cada uno de sus elementos.

-La reptación se distingue del otro porque afecta a partículas de menor tamaño (grava, arena), porque procede de un tipo de meteorización granular o producto de la alteración y sobre todo porque necesita de un impulso (que no aparece en el otro).

-Sobre el terreno la reptación se manifiesta cuando observamos una ladera poblada de árboles (la base de éstos tienen una cierta curva en la base, vencen esa inclinación y se levantan y en ocasiones se caen).

-Y como necesita de un impulso para que se pongan en marcha, hay algunos procesos que son bastante eficaces para provocar la reptación. Entre éstos están:

  • La dilatación y retracción que con frecuencia acompaña a las arcillas y que se produce en ocasiones cuando se congela y descongela, el proceso resultante es la crioturbación, que es una de la causas que colabora al proceso de reptación.

  • Y otro de los procesos son las segregaciones de hielo o agujas de hielo (pipkrakes). Cuando hay zonas que tiene una formación rocosa pequeña e intermedia, que tiene un volumen de agua y se congela por un descenso de la temperatura, los hilos de agua que se encuentran en el interior de los poros, se congelan y forman agujas que sostienen en su cúspide unos granitos. Cuando aumenta la temperatura y se derrite el agua, esas piedras caen y al caer avanzan (aunque sean unos cms.) Cuando ese proceso es continuo y repetido, al final la vertiente entera acaba por desplazarse.

  • Además de éstos, los cambios de humedad de las arcillas por la propia capacidad que tienen de acoger y soltar humedad, ese cambio en el volumen de humedad es una de las causas de la reptación.

  • E incluso la actividad de algunos seres vivos (raíces de plantas, actividad de animales excavadores de forma continua, incluso hasta el pisoteo del ganado en la vertiente) puede causar una movilización de la misma.

2.2. Desplazamientos en masa

-Se diferencian por el grado de humedad que contengan. Todos ellos son desplazamientos que afectan a un volumen importante de partículas, pero si ese volumen de materiales que se mueve no está saturado de agua, hablamos de deslizamientos que a su vez pueden ser de tierras (landslide) o deslizamientos de rocas o en láminas (rockslide).

-Pero en otro caso si esa masa de rocas que se desplaza está saturada de agua hablamos de solifluxiones.

2.2.1. DESLIZAMIENTOS

-Rockslide: se parecen a los desprendimientos de la gravedad, lo que ocurre es que éstos afectan a un volumen mayor de materiales y además el mecanismo es distinto, ya que necesita que haya la presencia de alguna línea de fractura o diaclasa de algún elemento estructural que lo favorezca. Pero además en el deslizamiento suele tener un papel importante la humedad.

-Landslide: normalmente afecta a materiales que no tienen esas discontinuidades materiales, bastantes meteorizados, y más que ese tipo de discontinuidad, lo que suele ocurrir es que suele coincidir con la presencia de un horizonte o capa de arcilla que con cierto grado de humedad adquiere una plasticidad que permite deslizarse todo un paquete de materiales. Normalmente en el inicio del desplazamiento puede aparecer una falla panameña.

-Dentro de esto, el movimiento se ve acompañado de cierto sentido giratorio (rotacionales) que son muy característicos de los deslizamientos de tierra.

2.2.2. SOLIFLUXIONES

-Cuando ya el volumen de agua que recibe un volumen de rocas importante adquiere un carácter fangoso, eso puede conllevar el avance de la vertiente y termina con la estabilidad de ésta y constituye un proceso de dinámica de vertientes que sólo afectan a materiales capaces de saturarse de agua (higrófilos) que son capaces de convertirse en fango (materiales arcillosos y similares).

-Estos materiales llega un momento que al saturarse de agua aumentan de peso y alcanzan una fluidez importante, de tal manera que movilizan todo un conjunto de vertientes.

-Es uno de los más importantes y en función de como discurra tiene muchas modalidades:

  • Solifluxión muy difusa y generalizada.

  • Solifluxión muy localizada y muy brusca y así se habla de una solifluxión laminar (porque afecta al espesor).

  • O se puede hablar de la génesis de terracitas de solifluxión.

  • O si estas terrazas se han generado porque el suelo se ha congelado y descongelado (gelifluxión).

  • Otras veces se generan nichos de solifluxión o lóbulos de solifluxión: denominaciones que hacen referencia a la geometría y a la forma.

-La solifluxión afecta a gran parte de la superficie terrestre: en zonas húmedas (por la captación de humedad), en secas y en frías.

2.3. Arrastre por escorrentía: arroyada

-Es un proceso indirecto que se produce con ayuda del agua.

-Tiene una importancia por su propia significación.

-Hay ocasiones en que la evolución de las vertientes están controlados por un proceso consistente en la circulación del agua, pero no canalizada en cursos permanentes (ríos). Está en el límite entre procesos de dinámica y actividad de agentes evacuadores.

-Puede afectar tanto a vertientes inclinadas como a zonas llanas, donde transporta, arranca, deposita sedimentos y esto lo hace de diferentes formas. Tipología de arroyadas:

  • Cuando en un terreno hay una aporte importante de agua de lluvia puede haber una circulación superficial del agua que es capaz de movilizar los elementos más finos, lavar las partes más superficiales, pero sin llegar a realizar un proceso de modelado: arroyada areolar.

  • En otras ocasiones el suelo se satura y entonces se crea una escorrentía (circulación superficial) que es capaz de mover materiales, introducir cambios en la forma del relieve, y por tanto tiene consecuencias geomorfológicas: arroyada.

  • Si una vez saturado el suelo, el agua que va por encima la hace a modo de hilos de agua finas y abundantes: arroyada difusa o e hilos o rillwash.

  • Cuando se multiplica esa cantidad de pequeños hilos, porque la topografía es más llana o hay más cantidad de agua, hasta formar un manto: arroyada laminar o en manto o sheet flood.

  • Puede suceder que la pendiente sea mayor (terreno más accidentado) y entonces esos hilos se concentran y alcanzan mayor caudal creándose una pequeña red hidrográfica en los que se va concentrando el agua generándose una arroyada concentrada.

-Este proceso de dinámica de vertientes (arroyadas) es capaz de generar formas de modelados, cambiar las formas del relieve y en concreto hay dos formas de modelado en la Tierra, consecuencia de la arroyada: glacis o pedimentos y las cárcavas, badlands o malas tierras.

2.3.1. GLACIS

-Constituidos fundamentalmente por la actividad de la arroyada laminar y también de la de hilos. Esa actividad es capaz de modelar unas rampas de muy suave pendiente, muy regulares, que se llaman glacis, que se caracterizan por ser muy planas, poco pendientes, muy regulares y que se modelan al pie de relieves importantes.

-Estos relieves importantes son impluvium (zonas que reciben agua), son zonas de donde viene el agua e incluso parte de los materiales que constituyen el glacis, de tal manera que esto permite distinguir dos tipos de glacis (también puede haber glacis rocosos y detríticos: mixto):

  • Glacis rocoso. Es una rampa suave e inclinada cercana a un relieve importante que se esculpe sobre la propia roca (dura y compacta) que por efecto de la arroyada da esa forma de rampa suavemente inclinada. Cuando sucede al pie de un relieve, la zona que marca el comienzo de erosión de ese glacis forma un ángulo con el resto de formaciones del relieve formando un knick.

  • Glacis detrítico. En este caso la arroyada va depositando materiales, ese material que llega al pie de la montaña, la arroyada es capaz de organizarlo y generar una rampa poco inclinada, pero en este caso de acumulación.

2.3.2. CÁRCAVAS O BADLANDS

-En este caso es la arroyada concentrada la que va a generar esta morfología.

-Cuando hay un aporte de agua importante y una pendiente considerable, hay una litología más o menos removible o deleznable y generalmente no hay una vegetación importante o no existe, el agua de escorrentía (en hilos) es capaz de concentrarse porque aumenta su caudal y su movimiento y van incidiendo estos relieves creando unos arroyos de cierta envergadura que adquieren la denominación de cárcavas o barrancos, que han recibido también el nombre de malas tierras o badlands.

-Cuando hay una lluvia que forma cárcavas, en principio se forman unos pequeños arroyos, unos en función de la pendiente y la capacidad erosiva van teniendo una mayor importancia sobre otros, captan el agua de otros más pequeños, se van ampliando por derrame, de tal manera que se crea una especie de red (arborescente o dendrítica) y así se genera un sistema de cárcavas.

-Normalmente este tipo de modelado tiene lugar en zonas donde el régimen de precipitaciones es muy irregular (llueve en cantidades y tiempos diferentes). Entonces hay períodos de actividad geológica (que se desarrollan los badlands) y otros de reposo y en estos períodos los demás procesos de erosíon también afectan a los badlands, de tal forma que se vayan colmatando, se hacen más profundos. Así que cuando hay precipitaciones importantes, se reactiva el proceso de formación de cárcavas. De tal manera que a aquello lugares que se ven afectados por la arroyada concentrada, se convierte en áreas con una dinámica de vertientes muy eficaz.

-Desde el punto de vista natural hay que insistir que este tipo de modelado sólo puede tener lugar en topografía pendiente y accidentada sobre materiales blandos, en zonas con un cierto nivel de aridez, que estén desprovistos o con escasa cubierta vegetal.

-Junto al desarrollo de los badlands hay que tener en cuenta que hay otras morfologías que son también producto de las arroyadas concentradas. La arroyada concentrada es la que genera las cárcavas, pero en ocasiones se dan unas formas de relieve: demoiselles coiffées o cheminées des fées, que son unas morfologías que se dan en algunos lugares de la Tierra, donde la acumulación de material deleznable está bajo la cubierta de material más duro, de tal forma que cuando el agua se concentra, puede arrastrar el material blando, preservándose aquellos sectores cubiertos por rocas más duras.

2.3.3. UADIS O RAMBLAS

-Por último también hay unas formas de modelado consecuentes de la arroyada, pero en un grado superior, que incluso se incluyen como formas fluviales, pero que son en definitiva formas complejas de arroyada, que son las que constituyen los ued o uadis o wed o wadi o ramblas.

-La arroyada concentrada afecta a regiones donde adquiere un tamaño excepcional y modela una serie de formas que ya no son simples cárcavas, sino que son una especie de canales que funcionan intermitentemente, de manera temporal, que son alimentados por las cárcavas y que son los únicos lugares por los que se evacua el agua en estas regiones.

-Se forman así unos valles o lechos de límites difusos, muy planos que permanecen casi siempre secos, que han sido excavados por las aguas de arroyada y que en el caso de los países de clima templado-cálido, se pueden asimilar a las ramblas y el caso de países más áridos constituyen los uadis o ued.

-Cuando son las ramblas, suelen tener una mayor pendiente, producidas por precipitaciones tormentosas, más profundos los lechos.

-Las cárcavas son las que proporcionan el material y el agua a estos ued y ramblas y en ocasiones ocurre que el caudal desaparece de la superficie y hay fenómenos de arrastre subsuperficial porque hay una hidroclastia por debajo de la superficie por un proceso que se llama pipping o suffusión.

-Y es muy característico de las ramblas y los uadis, que al ser canales muy difusos en sus límites y al funcionar de manera intermitente no son exorreicos, sino que son endorreicos, de tal manera que la parte baja de éstos uadis termina desdibujándose, difuminándose en una especie de acumulación de terrenos aluviales (más o menos extensa y abierta) que se llama llapana.

GRANDES AGENTES DE EVACUACIÓN

Actividad de las aguas corrientes y sus consecuencias geomorfológicas.

1. La escorrentía fluvial y su papel en la morfogénesis

-Las aguas que discurren canalizadas en la naturaleza lo hacen a través de organismos denominados ríos, que son sistemas de corrientes superficiales que recogen el agua y la evacuan de manera lineal, que se organizan en redes, que constituyen unos sectores denominados cuencas hidrográficas, y que van reuniendo sus aguas hasta que las vierten en un lugar determinado.

-La energía que desarrollan estos ríos depende en principio de la topografía que tienen en relación al punto más bajo de su trazado que es lo que se llama nivel de base y las variaciones de la energía (que varían con el tiempo) que suceden en una corriente van a ir regulando o determinando etapas de acumulación, excavación o barrido de materiales: secuencias de agradación, degradación, que tienen lugar a través de acciones concretas de erosión, transporte y sedimentación.

-Todos estos procesos están controlados por una serie de variables: caudal líquido o sólido, pendiente, tipo de cauce, y las características del material sobre el que circula el agua, etc.

2. La interpretación clásica de la acción fluvial: la erosión lineal y sus controles

-Tradicionalmente se ha entendido que el modelado del relieve llevado a cabo por la actividad fluvial, es por un lado junto a la dinámica de vertientes (producto de agentes de meteorización), es también producto de la dinámica o de la erosión que tiene lugar en los cauces de los ríos: erosión lineal.

-Esta erosión lineal se explica así: el agua que circula por los ríos lo hace siguiendo una línea que une los puntos más bajos del cauce (talweg), siguiendo la ley de la gravedad, pero esta actividad se ejerce de tal manera, que todo lo que ocurra como consecuencia del discurrir del agua por el talweg, está en relación con lo que ocurre en las vertientes, porque tales talweg son las partes más bajas de la vertiente y las vertientes o interfluvios (territorios a los lados de los ríos), lo que ocurra en éstos, va a afectar a los cauces, porque son las vertientes las que aportan materiales a los ríos.

-La actividad fluvial, además, el agua discurre por los ríos con una energía, una potencia que está relacionada con el caudal y con la velocidad. De toda esa energía que tiene el río, sólo una parte de la misma (la potencia neta) es la que es capaz o puede dedicarse para poner en marcha partículas y para transportar partículas porque otra parte de toda la potencia del río la dedica a vencer su roce con el lecho (medio sólido) y, en definitiva, lo que ocurre es que de toda la energía de un agua corriente podemos decir que hay una potencia positiva, otra negativa y otra nula, según en cada momento esa energía que lleva el río, sea más o menos o igual a la que necesita para superar el roce con el fondo. Si la potencia es positiva puede excavar y mover partículas. Si es negativa, deposita partículas y si es nula, el agua se dedica a discurrir.

-Esto sucede así, de tal manera, que se observa que la actividad fluvial se encamina a erosionar por un lado y a acumular en otros lugares con la idea de reducir la pendiente del cauce o aumentándola. La finalidad de conseguir la potencia nula de tal manera que se asegure el flujo del agua y permite el discurrir del caudal.

-Junto a esto, además el cauce de un río dibuja un perfil longitudinal desde la cabecera hasta la desembocadura (suele coincidir con el nivel de base) y tiene además una forma o trazado que es el dibujo que presenta sobre un plano.

-En lo que al perfil se refiere, todos los puntos del mismo están relacionados entre sí. Cuando en un lugar se acumula o se erosionan materiales, la pendiente tiende a aumentar o disminuir aguas arribas del punto afectado (reajuste hacia atrás) con la finalidad de conseguir que la potencia neta sea nula. En definitiva se piensa que la acción de las aguas corrientes tiende a lograr un perfil longitudinal (denominado de equilibrio) mediante el proceso de erosión regresiva y en ese proceso del lugar que ocupa el puesto primero en la jerarquía de un río va a ser el nivel de base, porque todo lo que ocurra en la sedimentación va a influir al reajuste hacia atrás.

-Esa actividad erosiva del río se lleva a cabo porque hay un caudal que va a colaborar o controlar junto con otros elementos una organización de corrientes de agua donde se establece una jerarquía de importancia de mayor o menor en la que intervienen dos procesos: capturas y derrames.

2.1. Capturas

-Es un rapto de una sección de un curso de agua por otro debido a esa actividad erosiva en sentido regresivo propia de los ríos.

-Este proceso suele tener lugar cuando hay dos cuencas próximas que tienen una litología en cuanto a dureza o un desigual recorrido hasta la desembocadura. Al producirse esa captura, el río describe una curva pronunciada que lo aparta del antiguo valle que lo aportaba que es lo que se llama codo de captura. Y esa corriente que ha sido capturada, el resto del valle antiguo se queda como un valle muerto.

2.2. Derrames

-Junto a este proceso, también interviene en la organización jerárquica los derrames. Tienen lugar cuando un curso de agua por colmatación eleva su lecho provocando un derrame de sus aguas a favor de la pendiente y se integra en cursos más bajos.

-A través de estos procesos las redes fluviales irían configurándose, intentando buscar ese perfil de equilibrio hasta que si ese proceso continuase indefinidamente, todos los ríos tenderían a tener un mismo nivel de base, bajarían su pendiente hasta el punto más bajo, las vertientes que los limitan por los procesos erosivos se irían desgastando y así se llegaría a la génesis de la penillanura (última etapa en la evolución del relieve).

-Sin embargo, toda esta teoría sólo es una simplificación de la realidad porque olvida una serie de variables que intervienen y controlan la actividad fluvial. No se tiene en cuenta la litología sobre la que discurre el agua, la estructura geológica, los cambios en los perfiles y trazados de los ríos por levantamientos y hundimientos, tampoco los cambios a nivel del mar, de tal manera, que la elaboración del perfil de equilibrio y la penillanura es algo inalcanzable.

-La realidad es otra, porque hoy día se parte del hecho, de que las aguas corrientes realmente no circulan por una línea, sino que discurren por un lecho que tiene un fondo, unas orillas, que lecho y orilla son desiguales que hace que la corriente en unos puntos se acelere o se frene, que se creen turbulencias que son las que realmente erosionan.

-En definitiva la acción modeladora de los ríos se basa en el lecho y en el caudal. La relación, combinación o interacción, entre las características del lecho, entre el lecho y el caudal se transmite en un grado de turbulencias y un nivel de competencia erosiva diferente en cada caso.

-Si la velocidad de una corriente y la rugosidad del lecho aumentan de manera coordinada, la competencia erosiva del río también aumenta de forma progresiva directamente. Sin embargo, si la velocidad de la corriente disminuye y la rugosidad del lecho aumenta va a ver menos turbulencias y por lo tanto una menor capacidad erosiva.

-La velocidad está controlada por la forma que tenga el lecho y por la escorrentía (volumen de agua), está controlada por el perfil longitudinal del río, por la forma del perfil transversal del río, por los cambios de caudal.

-En lo referente al perfil longitudinal, si tenemos un caudal igual y unos lechos que tienen la misma forma, la turbulencia y por lo tanto la capacidad erosiva del río será mayor en los que tenga una pendiente más fuerte. Y en lo que se refiere al lecho, su actividad geomorfológica se establece a través de un concepto de hidraúlica, a través de la consideración del radio hidraúlico. Esto es lo que resulta de dividir lo que se llama la sección mojada de un río entre la longitud del perímetro mojado.

-Si hacemos un control transversal en el lecho del río, las orillas hasta donde llega el agua y la línea superficial del agua definen una superficie: sección mojada. El perímetro mojado es la línea de contacto entre agua y lecho dentro de ese perfil transversal.

-Este perímetro mojado nos indica la anchura y rugosidad del lecho, y se extiende entre los puntos hasta donde llega la corriente en una y otra orilla. De tal manera que nos vamos a encontrar que el radio hidraúlico será alto cuando la profundidad del agua sea importante y será bajo cuando la profundidad sea poca y el lecho sea ancho y muy accidentado: igual sección mojada el radio hidraúlico es tanto mayor cuanto menor sea la anchura y rugosidad del lecho.

-Junto a esta actividad del río, interviene la velocidad que lleva la corriente de agua que depende de la masa de agua que desplaza y su incidencia, importancia en la acción modeladora: se observa a través del control que tiene sobre el radio hidraúlico, porque cuando aumenta el caudal de un río, aumenta el radio hidraúlico, el flujo se acelera, mayor turbulencias, mayor competencia erosiva. Y por eso la importancia fundamental que tiene en el modelado de las aguas corrientes, las crecidas hasta tal extremo que una parte importante del trabajo erosivo de los ríos se realiza en los espacios de tiempo que suelen ser cortos, en los que tiene lugar la crecida. Siempre que la crecida no sea tan importante, que provoque el desbordamiento, porque entonces disminuye la velocidad del agua y entonces lo que se convierte en un agente de depósito importante generando otras formas fluviales (llanuras aluviales: de acumulación).

La acción transportadora de los cursos de agua

-Por todo esto y en definitiva, lejos de esa consideración tradicional de que los ríos son unos agentes de erosión lentos y continuos, hoy día está más comprobado y reconocido que la génesis, la formación o el modelado de las formas fluviales se producen en períodos relativamente cortos entre los cuales hay grandes intervalos prácticamente inactivos en lo que se refiere a la actividad erosiva y acumulativa de las aguas corrientes, en los que los ríos se dedican al transporte y por tanto los ríos tienden a transformar los lechos, accionamiento de partículas en unos sitios, depósitos, etc., una vez que se adecua el flujo y el canal, si el caudal se mantiene estable es cuando el río ejerce esa función importante en la morfogénesis como es la de ser un agente de evacuación de partículas.

-Esa acción transportadora de los ríos constituye un transporte que adopta diferentes modalidades. En general hay dos grandes modalidades de transporte fluvial: una mecánica y otra química.

Las modalidades químicas del transporte fluvial

-En la química los ríos son capaces de evacuar partículas en disolución. Hay una serie de materiales en la superficie de la Tierra que son capaces de disolverse en el agua y que el río lo lleva a cabo tanto si son de la propia arena. En este tipo de transporte es normal que las partículas disueltas hagan todo su recorrido desde que se incorporan hasta que se depositan. Cuando hay algunos cambios en las condiciones del agua porque se satura y llega un momento en que se evapora, el río lleva a cabo una descarga por precipitación. Es el caso de las rocas calcáreas que se encuentran en los lados (travertinos, tobas).

Las modalidades mecánicas del transporte fluvial

-En el caso mecánico en función del tamaño de las partículas los ríos transportan materiales bien por suspensión, por saltación o por rodadura, e incluso a través de desplazamientos en masa como ocurre con algunos materiales del fondo.

-Las partículas más pequeñas (limos, arcillas, arenas pequeñas) son las que constituyen fundamentalmente la carga en suspensión de los ríos y suele constituir gran parte de la carga total de los ríos. Y son capaces de ser transportada en suspensión en función del tamaño y de la fuerza del canal.

-Y otras pueden rodar o saltar y constituir junto con los deslizamientos la carga de fondo de los cursos de agua. El proceso de saltación y de rodadura además de afectar a las aguas corrientes, afecta también a la eólica.

-Sin embargo los deslizamientos en masa es una modalidad de transporte de los ríos: arrastre por el fondo de paquetes de materiales en los que van englobados partículas de todo tamaño. Es una modalidad de transporte excepcional, aunque en la actividad torrencial adquiere una importancia grande.

Tipologías de escorrentía de aguas. Definición del cauce

-Los ríos que hay en la naturaleza se suelen dividir bajo la denominación de ríos, arroyos y torrentes, y aquí podían entrar también las ramblas y los uadi (formas consecuentes a la dinámica de vertientes, que alcanzan tal envergadura que se encuentra a caballo con la acción de modelado fluvial).

-Los ríos son escorrentías perennes concentradas en un lecho y organizadas en redes, con respecto a los arroyos, son más importante en longitud, anchura, caudal, tipo de régimen, etc.

-Estos ríos y arroyos se desarrollan en aquellos lugares de la superficie terrestre donde se genera una escorrentía debido a la precipitación directa que cae sobre un cauce y también a otros componentes del caudal que son los que lo mantienen entre los períodos de lluvia (no hay precipitación).

-En definitiva el caudal de un río está constituido por la precipitación directa, por el caudal superficial, por el caudal subsuperficial, y por el caudal subterráneo.

-El caudal superficial se constituye por arroyada, una vez que el suelo está saturado. El caudal subsuperficial se refiere al que reciben los ríos lateralmente (el que viene de las vertientes que lo limitan) y además le llega un caudal subterráneo cuando el río circula por debajo del nivel freático. Así se constituye el caudal de un río.

Sectores del cauce

-Tanto en uno como en otro se desarrollan unos cauces en los cuales, en principio, se distinguen una serie de elementos como son:

-El lecho menor (o lecho ordinario o lecho aparente) donde se concentran las aguas en las etapas de menor escorrentía y donde sobre todo en la época de las aguas bajas de los ríos (estiaje), y el caudal dibuja en este lecho unos canales sinuosos, variables en su dirección: canales de estiaje que ocupan sólo una parte de ese lecho, que no están limitados por orillas netas o claras.

-Sin embargo el lecho ordinario si suele estar limitado por orillas netas y por un fondo donde se desarrollan una serie de fosas y cultos fondos, debido a la heterogeneidad del material transportado por una corriente.

-A ambos lados de este lecho se desarrolla otro sector: lecho mayor (más ancho que el otro) donde se distingue un sector, que es el que habitualmente ocupan las inundaciones (lecho mayor periódico o lecho de inundación) y que tiene un perfil con cierto grado de inclinación debido a la acumulación de aluviones que hay en el límite con el lecho menor.

-Y luego hay un sector más amplio: parte del lecho mayor: lecho mayor episódico porque es la parte del lecho de los ríos que únicamente se ve alcanzado por las aguas cuando hay crecidas excepcionales: suele ser una zona cultivada y humanizada y que en ocasiones no se distingue del resto del paisaje.

-Cuando la actividad fluvial se desarrolla en los cauces de los ríos, los materiales que allí nos encontramos constituidos bien producto de la meteorización de la roca in situ, como material transportado por el curso del agua, es decir, terrenos aluviales o aluviones.

-En la actividad de las aguas por estos lechos, esos materiales que constituyen parte del fondo de los lechos suelen constituir acumulaciones móviles porque una crecida los arrancan, otra los deposita y porque además cuando el agua circula encauzada, la velocidad de la corriente hace que cuando disminuye tenga tendencia a crear curvas con formas en zig-zag y dentro del flujo de agua, unas partes adoptan más velocidades que otras, de tal manera que la capacidad de la corriente va siendo distinta en una parte y otra de la misma y eso genera el que haya concavidades y en definitiva que se crean una serie de surcos y umbrales diferentes en ese lecho.

-Una vez definido el cauce de un río, el estudio de las formas que adoptan los ríos se puede abordar también no sólo las partes de su lecho sino observando las distintas formas de las redes fluviales, la disposición de los elementos que constituyen las redes hidrográficas.

-La geometría que adoptan las redes fluviales está en relación con el tipo de estructura geológica sobre la que se desarrolla la red y el tipo de litología por la que discurre. Por eso se establecen unas tipologías:

  • Redes dendríticas (A y C): arborescentes (parecido a un árbol), tronco con ramas. Suelen desarrollarse en zonas con un sustrato litológico sedimentario, blando, roca volcánica poco consolidada, y adopta ese nombre por su similitud a las células nerviosas.

  • Paralelas: los diferentes elementos de la red van en paralelo unos y otros. Zonas con topografía: pendientes, uniforme, fuertes en las que las distintas corrientes de agua se van adaptando al sistema de fallas de la estructura (B).

  • Angular o enrejado (D): se van cruzando unos ríos con otros donde se pone de manifiesto la estructura de los manifiestos rocosos donde hay una serie de rocas plegadas y los ríos van siguiendo las uniones entre las capas, o porque haya un sistema de fractura que adopta esa disposición.

-Además de esto, el hecho de que una cuenca hidrográfica esté constituida por un río principal al que vierten las aguas los afluentes, permite establecer una jerarquía de las distintas corrientes que ha llevado aparejada el desarrollo de estudios sobre la red fluvial basados en esa jerarquía de las distintas partes de una red hidrográfica. El iniciador de los estudios morfométricos fue Horton que en 1945 realizó investigaciones sobre las distintas formas de las redes fluviales basadas en la jerarquía, y posteriormente en los 60, Strahler.

-Aunque son muchos los aspectos que permite analizar esa jerarquía, de manera resumida se puede concretar en aspectos lineales (según Strahler), en aspectos superficiales y en aspectos de relieve. Para estudiar características o propiedades de una red fluvial, lo primero que hay que determinar es la jerarquía de los distintos órdenes de una red hidrográfica.

-Esa jerarquía se puede organizar de diferente manera, la más habitual es la de Horton: numerar en orden progresivo los distintos ríos que constituyen una red fluvial según su orden de importancia. El procedimiento es el siguiente: todos los cauces extremos constituyen los segmentos de primer orden. Cuando se unen segmentos del mismo orden, se incrementa la importancia del orden: simplemente con que se unen dos, para que sea de segundo orden. No aumentará hasta que no se encuentre otro de segundo, entonces sería de tres. Cuanto mayor sea el número de importancia, más importante será el cauce.

-Aspectos lineales. Una vez establecido los órdenes de corriente se establece la relación que hay entre los segmentos de cauce de un orden con respecto a los segmentos de cauce del orden inmediatamente superior. Para ver esa relación lo que se procede es a dividir el nº de segmentos del orden dado y el nº del orden superior. Esa relación se denomina la relación de bifurcación. En una región de estructura, clima, litología uniforme ,según estos autores, la relación de bifurcación debe ser igual o inferior a tres o como mucho entre 3 y 5. Esa relación debe ser constante de un orden a otro.

-Además de estudiar esto, se estudia la longitud de los distintos cauces. Hay que medir todos los segmentos de un orden, hay que calcular la longitud media de los segmentos de cada orden y que hay que ir acumulando de un orden al siguiente las longitudes medias resultantes y con los resultados obtenidos se establece una segunda observación que es la de la relación de longitud y se considera que de un orden al siguiente, esa relación de longitud debe de aumentar según una progresión constante. En este caso no se dice que tiene que ser dos veces, tres veces, etc., pero lo que debe cumplirse, que conforme avanzamos el orden, la longitud media es mayor y se va incrementando de forma constante.

-Aspectos superficiales. Lo que se mide es la superficie de las cuencas de cada uno de los segmentos de cauce de los distintos órdenes de corriente y se observa que la superficie media de las cuencas de los distintos órdenes tienen que ir aumentando a partir de las primeras de una manera constante: la ley del área de las cuencas.

-Teniendo en cuenta esta propiedad superficial, se puede conocer también la relación que hay entre el caudal que circula en cada cuenca de una red fluvial y la superficie por la que discurre.

-Otra de las propiedades es la que relaciona la densidad de drenaje y la textura topográfica. La densidad de drenaje es la longitud de los cauces en relación con la superficie por la que discurre: km de cauce por cada km2 en una cuenca hidrográfica.

-En función del resultado se puede entender cómo es la topografía, litología por la que discurre la red fluvial, etc. Si el resultado está en 3 o 4 km hay una baja densidad de drenaje y eso suele ser por km2 testimonio de que ese río discurre por una zona de materiales de textura grosera, porque son elementos de gran tamaño y ligeramente duros. Si la relación va aumentando y nos encontramos con zonas donde hay 10, 12, 16, se dice que hay una zona de densidad de drenaje media donde pueden alternar afloramientos de roca dura con formaciones más blandas y en ese caso esa zona se considera que tiene una textura media. Cuando ya hay un aumento de la densidad: más de 20, 30, 40, se entiende que la densidad es alta o un terreno de textura fina con materiales fácilmente erosionables y si ocurre en áreas como los badlands, muy elevados: más de 100 o incluso 1 km, se entiende que esos ríos discurren por áreas de textura ultrafina (arcillas, limos).

-Aspectos del relieve. Hacen referencia a la relación de los ríos con su pendiente y esa pendiente se establece viendo la relación que hay entre la distancia vertical que salva un río y la longitud que tiene (relación entre el intervalo vertical y la distancia horizontal). En función de los valores que se obtienen entre dividir el desnivel entre la longitud, se van calculando las pendientes medias de los distintos órdenes de las corrientes y se observa que lo normal debe ser que aquí haya una relación inversa entre el orden de corriente y la pendiente media, de tal manera que se establece una ley que dice que la pendiente media de los distintos órdenes de corriente de una red fluvial va disminuyendo del 1º orden hasta el superior y que debe disminuir cuanto mayor sea el orden.

-Las corrientes fluviales también se organizan en torrentes. También es un curso de agua, pero corto, de fuerte pendiente y en el que se pueden distinguir desde la cabecera a la desembocadura tres elementos:

  • Parte superior: cuenca de recepción: forma de embudo. Donde se comienzan a reunir las aguas hasta que se configura el lecho del torrente.

  • A partir de ahí se desarrolla el canal de desagüe (sería ya el lecho propiamente)

  • Área de desembocadura: el cono de deyección: área de depósito.

-Normalmente en la cuenca de recepción es el lugar donde el torrente desarrolla su actividad erosiva y aunque también erosione en los otros lugares, normalmente el torrente transporta los materiales en el canal de desagüe y finalmente en el cono de deyección es donde el torrente deposita, porque su pendiente ha disminuido, la velocidad del agua se ve frenada, el curso no tiene capacidad para erosionar: área de depósito.

-Además de todo esto, hay que tener en cuenta que desde el punto de vista geomorfológico, los cursos de agua, al ser agentes de evacuación (transporte), son capaces de transferir por unidad de tiempo grandes cantidades de materiales desde las partes altas a las más bajas y hacia el mar o los lagos. En ese sentido se han hecho cálculos de la cantidad de materiales que son capaces de transportar y depositar los cursos de agua. La cantidad de sedimentos en suspensión que llevan las aguas corrientes están entre 14 y 64 billones de toneladas/año y en 4 billones de toneladas/año en disolución.

-Equivale en su conjunto a una pérdida de un grosor de 3 cm de toda la superficie terrestre cada 1.000 años. Son engañosas porque hay áreas de montañas y áridas que frente a zonas bajas de vegetación, no tiene nada que ver. Todo ese volumen no esta igualmente repartido. Los ríos de Asia llevan el 80% de los sedimentos mundiales y se han establecido unos tasas medias de erosión en función de los continentes.

Consecuencias geomorfológicas de la dinámica fluvial.

-La dinámica fluvial tienen como resultado la creación de una serie de formas: terrazas, los diferentes tipos de lechos, llanuras aluviales.

Terrazas

-Nosotros hemos distinguido que en general en un curso de agua hay tres partes: curso alto, medio y bajo que se caracterizan porque la actividad geomorfológica en cada uno es diferente. De tal manera que en el curso alto es donde predomina la erosión. En el curso medio se alternan períodos de erosión y sedimentación, y en la baja predomina la sedimentación.

-Esas tres partes teóricas y esa actividad, en los cursos de aguas cortas (torrentes) está muy bien diferenciadas. Pero en los ríos mayores la alternancia de erosión y sedimentación sobre todo en los cursos medios provocan la formación de una terraza: escalón, lecho abandonado por incisión, de tal manera que el agua circula por debajo del mismo, y ese escalón ya se queda fuera del alcance de las crecidas.

-Como los distintos tipos de terrazas que se dan en la naturaleza son debidos a que haya una mayor o menor potencia erosiva, se distinguen dos tipos de terrazas fluviales:

  • Terrazas escalonadas. Son aquellas en las que los períodos de erosión, de barrido de materiales, que suceden a los de sedimentación son regularmente más importantes, el curso de agua se lleva, no sólo los aluviones que encuentra, sino también el sustrato, el fondo por el que discurre el río. Entonces se van generando esos escalones más nítidos.

  • Terrazas encajadas. Se producen cuando el proceso de excavación que sucede al de sedimentación es menos importante, que aunque el curso de agua haga un escalón y se sitúe por debajo del nivel, no es capaz de arrasar todos los aluviones que se habían depositado con anterioridad.

-A la hora de explicar la formación de éstas, se ha visto que sean de un tipo o de otro, se observan tres tipos de terrazas en los ríos:

  • Climáticas. Llamo la atención en los cursos medios porque en distintas regiones de la Tierra que había tres o cuatro escalones en esos sectores y se hizo un análisis y se observó que durante el Cuaternario, la presencia de glaciaciones y períodos interglaciares se correspondían con etapas de acumulación y excavación que fueron capaces de generar ese escalonamiento (incisión) en los grandes ríos afectados por ese cambio climático.

  • Como consecuencia de las glaciaciones cuaternarias se formaron en las desembocaduras unas terrazas cuya génesis está ligada al ascenso y descenso del nivel del mar que tuvieron lugar con las etapas de deshielo y congelación propia de las glaciaciones y como se debe a ese ascenso y descenso se llaman terrazas eustáticas. En este caso, en los momentos de glaciación hay un descenso del nivel de base del mar, y sin embargo, en los períodos de deshielo ocurre lo contrario. Se dice que durante las glaciaciones hubo una serie de descensos (denominados anaglaciares: “hacia la glaciación”) y unos ascensos del nivel (cataglaciares: “hacia la desaparición de la glaciación”) y esa alternancia de períodos conllevan un cambio en el nivel de base de los ríos. Como consecuencia de eso, toda elevación del nivel del mar se traduce en una etapa de aluvionamiento, y todo descenso conlleva un excavado a partir del nivel de base en sentido regresivo. Y es por eso que en las proximidades de las desembocaduras de los ríos se constituyen unas terrazas.

  • Además el Cuaternario es también una etapa de deformaciones tectónicas importantes porque aquellos lugares sometidos a la congelación, soportaron un peso del hielo importante, que cuando se vieran liberadas de ese peso (etapa de deglaciación): se produce un ajuste (neotectónica). Como consecuencia de la neotectónica cuaternaria ha habido levantamientos y hundimientos que han llevado a estas terrazas a una situación topográfica muy por encima del nivel original que tuvieron y lógicamente una zona cuando se libera de un peso y tiende a elevarse, aumentan los procesos erosivos. Y en las zonas que tienen tendencia a hundirse habrá un mayor proceso de sedimentación, aluvionamiento. Y por ese juego de hundimiento y levantamiento de carácter tectónico se forman las terrazas tectónicas.

Lechos fluviales

-Se distinguen dos tipos de lechos:

  • Lechos de erosión. En función de la resistencia que ofrecen los materiales al agua que discurre por ellos (caudal) puede llevar a que el modelado del lecho no pueda ser importante porque el agua no tenga capacidad para ejercer su función modeladora. Para que el caudal pueda ejercer su función modeladora necesita de cierta carga sólida con partículas resistentes o que haya algún proceso de meteorización competente (hidroclastia, disolución) que ayude a descohesionar las rocas y en definitiva a modelar el lecho. De tal manera que en ocasiones una parte importante de la erosión que realizan los cursos de agua resulta de un proceso de desgaste, de pulido, de abrasión y como consecuencia de esa abrasión, va raspando el lecho y como consecuencia se forman elementos morfológicos muy característicos. Así en estos lechos de erosión pueden desarrollarse un canal rocoso pulido porque la carga de fondo que lleva el río va puliendo por abrasión la base del lecho. Además en los lechos de erosión también se generan acanaladuras en el fondo del lecho porque los materiales funcionan como especies de canales de arena que van acanalando ese lecho de erosión. También en éstos se pueden generar unas formas muy características: marmitas de gigantes. Las marmitas de gigantes son una especie de concavidades de forma circular que se desarrollan en el fondo de algunos lechos de erosión que suelen tener varios dm de diámetro y pueden alcanzar profundidades de 2 o 3 m y se forman por abrasión en aquellas zonas del río donde hay una disposición a que se formen torbellinos, donde se generan turbulencias que son capaces de captar las arenas duras que lleva en la carga el caudal del río y el movimiento hace que funcione como remolino, va abrasando la roca y constituye ese agujero.

  • En el caso de los lechos móviles son aquellos formados por materiales deleznables con formaciones de tamaño medio o pequeño lo que permite que la actividad de las aguas corrientes los pueda modificar fácilmente y hacer que se vayan adoptando al funcionamiento hidráulico. Dentro de éstos, en función de que haya una mayor o menor modificación del lecho permite distinguir varios tipos dentro de los mismos:

-Calibrados. Tiene unos márgenes y una forma estable donde no se producen cambios en el trazado del río y lo que se observa es que parte de la carga del río cubre la parte inferior del lecho y genera unas ondulaciones, bancos, surcos que varían en función de los parámetros hidráulicos de posición.

-Meandriformes. Se caracterizan por la presencia de meandros de la formación de curvas que se van alternando con tramos rectos y curvas que reciben el nombre de meandros. Dentro de éstos se dan dos tipos de meandros: meandros de valle o encajados y meandros de llanura aluvial o libres. Ya sean unos u otros, cada meandro encierra un lóbulo más o menos estrangulado en su base, presenta un sector con una curvatura máxima (cima del meandro) que se vuelve a partir de un punto de máxima inflexión y puede generarse un sector más rectilíneo. Genera una serie de concavidades y convexidades en el curso. Los ríos meadriformes suelen presentar agrupaciones de meandros, separadas por tramos rectilíneos o casi y dentro de cada meandro se pueden distinguir la longitud de onda (distancia entre dos cimas consecutivas) y por una altura (distancia que se mide entre las tangentes de las cimas).

Meandros de valle o encajados: son aquellos en los que las curvas que describe el valle coincide con el tamaño del meandro. Meandros libres o divagantes: se trata de incurvaciones o sinuosidades del río que van independizándose del trazado general del valle.

Unos y otros, los meandros se forman por la diferencia de velocidad del flujo del agua, porque el agua en movimiento se ve afectado por la fuerza centrífuga que desvía siempre hacia la línea externa la línea de mayores velocidades. Y esa descompensación de velocidad favorece la génesis de esas curvas. Y en el caso de los meandros de llanura sólo se pueden desarrollar en terrenos deleznables y que se van deformando a lo largo del proceso de formación de tal manera en que llega un momento en que se genera un meandro encajado porque se amplia y profundiza un meandro libre y se va adaptando a la estructura geológica que sustenta ese cauce.

Los meandros son formas dinámicas que evolucionan, que exageran y esa dinámica que hace que las aguas vayan bañando una orilla u otra de un lecho llega un momento en que al ir tendiendo a exagerarse las curvas (más pronunciadas) no puede llevar toda la carga que le permite un trazado rectilíneo, de tal manera que empieza a depositar parte de la carga, va construyendo una pequeña barrera de aluviones que acentúan aún más la curvaturas y a fuerza de acentuarse, dos meandros que están cercanos terminan por estrangularse. Estrangulamiento que se puede producir por desbordamiento (porque ya no pueda por la carga) o por tangencia (porque a base de cerrarse la curva toque una con otra). Como consecuencia del estrangulamiento se genera una especie de brazo o río muerte (media luna) que constituye un lecho abandonado y el río le es más fácil tomar una dirección mas rectilínea para realizar su función.

-Trenzados: en estos lechos el agua circula por canales o brazos más o menos separados entre sí por bancos de aluviones que con relativa frecuencia confluyen y difluyen (unen y separan) formando una red (trenza) y de ahí esa denominación. El modelado de estos lechos suele coincidir con sectores con poca turbulencia, con escasa velocidad de la corriente y con una gran abundancia de carga aluvial de fondo.

Llanuras aluviales

-En este caso, los ríos desplazan una serie de partículas que trasladan hasta donde les permite su competencia y hay una proporción de aluviones que a lo largo de su actividad va quedando en las áreas continentales, generalmente por efecto de la tectónica que las hace áreas deprimidas y que se ven ocupadas por partículas de tamaño medio o grueso que han sido depositadas por un río y que dan lugar a la génesis de unas llanuras que por estar constituidas por los aluviones que llevan los ríos, constituyen las llanuras aluviales. Es decir, se tratan de áreas de una topografía más o menos plana que se desarrolla sobre los aluviones depositados sobre los ríos a lo largo de distintos períodos de depósito a lo largo de la actividad histórica de esos ríos.

-La mayor parte de éstas se forman en zonas que estructuralmente han estado afectadas por una tectónica epirogénica negativa (subsidencia) aunque no demasiado intensa que conllevan un depósito de las aguas que transporta las corrientes de agua. Y si esa tectónica es muy intensa en relación con la capacidad de sedimentación del río, la escorrentía y toda la carga del río se detiene, queda retenida en cubetas y se crea una situación de déficit sedimentario porque los ríos ya no pueden asegurar el mantenimiento de los flujos y aportando más materiales.

-Y en ese momento aparecen complejos sedimentos de carácter continental.

-Si frente a esa dinámica, nos encontramos con el ritmo de descenso de depresiones y la tectónica, los cursos de agua si son capaces de atravesar una región abandonando toda la carga que llevan y en ese caso se dice que hay una situación de equilibrio sedimentario porque el agua que continua va a poder seguir cargándose y depositando. Y en último lugar si el hundimiento es menor que la capacidad de depósito de los ríos. Los ríos lo que hacen es dejar parte de su material elevando así su lecho para atravesar esa zona subsidente, depresionaria y atraviesa la región llevando no sólo caudal, sino también partículas sólidas y entonces con ese excedente de carga que lleva puede generar una llanura aluvial.

Los procesos externos de preparación del material

-Existen una serie de procesos que intervienen en la evolución del relieve, como son los procesos de meteorización y los procesos dinámicos de vertientes (movimientos en masa).

-La meteorización es esa desintegración física, química o mecánica de los materiales de la Tierra en la superficie de ésta o cerca de la misma.

-Es la respuesta que tienen las rocas a las distintas condiciones ambientales con las que se van encontrando a lo largo de la historia de la litosfera, con la hidrosfera y la atmósfera.

-Son procesos que descomponen los materiales y que generan un conjunto de derrubios sobre los que actuarán los agentes de transporte (agua, viento).

-Por lo tanto, la meteorización a pesar de no ser un proceso de modelado ya que no implica desplazamiento de partículas, sí influye de forma decisiva en el modelado de la superficie terrestre, ya que es el conjunto de procesos de preparación del material para el modelado del relieve terrestre. Se basan en aprovechar los puntos débiles de las rocas para descomponerlas físicamente, químicamente, mecánicamente, etc., según las distintas condiciones ambientales y en definitiva lo que hacen es adecuar unas condiciones estructurales y unos factores ambientales.

-Todo este conjunto de procesos hacen a las rocas menos resistentes, más permeables y las prepara para ser transportadas.

-Además la meteorización genera una capa de derrubios que constituyen un regolito, que es el primer paso para la edafogénesis (la meteorización es la responsable de la primera etapa de formación del suelo).

-Además la meteorización en algunos lugares de la Tierra produce sobre algunos materiales la liberación de una serie de productos (óxidos, bicarbonato) que son capaces de concentrarse formando crestas o caparazones endurecidos que los hacen resistentes a la erosión.

-También la meteorización es capaz de generar algunos micromodelados (modelar externamente el relieve).

1. Procesos de meteorización mecánica

-Resultan de los cambios de temperatura y humedad en las rocas. Como consecuencia, éstas se rompen, sin que haya un cambio en la composición química y mineralógica y como consecuencia se generan derrubios y clastos (de diferente tamaño en función de la importancia de la meteorización y el material).

-Se distinguen dos procesos fundamentales de meteorización mecánica: de origen térmico y de origen hídrico.

1.1. Meteorización de origen térmico

-Se distinguen la termoclastia y la crioclastia (gelifracción)

1.1.1. TERMOCLASTIA

-Consiste en la fragmentación de las rocas por variaciones de temperatura.

-Estos cambios térmicos (sobre todo si son amplitudes diarias importantes) generan unas tensiones en las rocas, las debilitan, las contrae, las expande y terminan por fragmentarse.

-Se puede fragmentar por descamación o esfoliación (en laminas, disyunción de placas); por cuarteamiento (fisuras perpendiculares a la superficie de la roca de aspecto poligonal); por desagregación granular (descomposición de la roca en granos).

-La termoclastia es un proceso bastante simple y generalizado. Sin embargo no tiene la trascendencia geomorfológica que en un momento se creyó. Además el coeficiente de dilatación es muy variable en las rocas, existiendo algunas que no son propensas a este tipo de meteorización (rocas calizas).

-Su actuación es muy lenta y con poca competencia, si bien ésta se incrementa con otros procesos de metorización.

1.1.2. CRIOCLASTIA O GELIFRACCIÓN

-Es la fragmentación de la roca como consecuencia del cambio de estado de la humedad o agua contenido en la misma, que por efecto de la temperatura, pasa del estado líquido a sólido.

-Este paso hace que la humedad contenida en el interior de una roca se solidifique y origine una serie de presiones, que terminan por fragmentar la roca.

-Dentro de la crioclastia se distingue una microgelifracción y una macrogelifracción:

  • Microgelifracción. La crioclastia afecta a rocas muy porosas y que terminan por desagregarse en partículas muy finas.

  • Macrogelifracción. Cuando afecta a una roca más compactada en la que la rotura se produce a favor de las diaclasas, esquistosidad, planos de estratificación, fracturas, etc., y los clastros resultantes son de mayor tamaño.

-Tanto en un caso como en otro, se generan unos derrubios que se denominan gelifractos y suelen tener un aspecto anguloso (debido a la rotura del hielo generando aristas muy vivas), generándose los canchales, cascajares, pedrizas, etc.

-Hay que tener en cuenta que es un proceso más eficaz cuanto más bajas sean las temperaturas y es eficaz porque se sucede de manera continuada y periódica en el tiempo. Es reconocido en la actualidad como la más eficaz y generalizada de las fragmentaciones mecánicas.

-Afecta fundamentalmente a zonas frías (periglaciares), pero está presente en muchas regiones donde hay heladas.

-Aunque es un proceso meteorizador mecánico, térmico, no se produciría si no existiera un cambio de temperatura y agua.

1.2. Meteorización de origen hídrico

-Se distingue la hidroclastia y la haloclastia.

1.2.1. HIDROCLASTIA

-Fragmentación de la roca provocada por los cambios de volumen que se pueden dar en distintos tipos de roca debido a la variación del volumen de contenido de agua.

-El ejemplo más característico es el de las rocas arcillosas (son rocas higrófilas). Son capaces de absorber gran cantidad de agua (como la caholinita o la montmorillonita), hasta el 60% de su volumen.

-Cuando ese volumen de agua se evapora, el cambio de volumen consiguiente, la retracción, genera una serie de fragmentaciones, deformaciones que pueden ser en descamaciones, laminas, cuarteamientos, o poligonación de la roca.

-Dentro de la hidroclastia se distingue:

  • Macrohidroclastia. Suele afectar a las arcillas, afecta de manera generalizada y genera polígonos.

  • Microhidroclastia. Cristalinas. Se descomponen en granos.

1.2.2. HALOCLASTIA O METORIZACIÓN SALINA

-Por la formación de cristales de sal en los poros y en las fisuras de las rocas, somete también a estos materiales a presiones que terminan por destruir la roca.

-El agua que penetra en la roca se carga con las sales que están en los componentes naturales y por un proceso de evaporación, se cristaliza y fragmenta la roca.

-Se da sobre todo en zonas litorales.

2. Procesos de meteorización química

-En este caso la roca se descompone porque tienen lugar una serie de reacciones químicas entre los constituyentes de las rocas y la atmósfera.

-Atacan más a unos minerales que a otros.

-Se ven favorecidos por la presencia de humedad y una temperatura elevada. De hecho, en casi todos de estos procesos suele estar presente el agua.

-Se distinguen varios tipos:

2.1. DISOLUCIÓN

-Proceso más bien físico-químico ya que se produce una reacción química, pero se mantiene la composición química del material disuelto.

-Si bien en algunos casos puede provocar algún cambio químico en el material disuelto, aunque éste es de carácter temporal, volviendo a su composición inicial al producirse la precipitación.

-Hay rocas más propensas a la disolución, como las evaporitas (yeso, sal gema, sulfatos). A tal extremo que hay un proceso de disolución específico de las rocas carbonatadas: carbonatación (afecta solamente a estos materiales) y que se conoce como disolución kárstica.

2.2. HIDRATACIÓN

-Deriva de la capacidad de algunos minerales para absorber agua. Se parece mucho al de hidroclastia, además también afecta a las arcillas.

-Pero como conlleva un cambio en la composición mineralógica es ya un proceso químico.

2.3. ALTERACIÓN

-Transformación parcial o total de los componentes mineralógicos de ciertas rocas a través de acciones fundamentalmente químicas, y que puede afectar no sólo a un sector de la roca, sino en profundidad.

-Da lugar a mantos de alteración (en los que aparecen tanto minerales nuevos como minerales originarios).

-Intervienen el agua y el oxígeno del aire sobre todo tipo de rocas, aunque tiene mayor importancia en las rocas metamórficas y metasedimentarias.

2.4. HIDRÓLISIS

-Tiene lugar porque los iones de hidrógeno positivo y de OH negativo reaccionan con otros componentes y son capaces de destruir las redes cristalinas minerales.

-Con lo cual hay una transformación química de la roca.

2.5. OXIDACIÓN Y REDUCCIÓN

-Oxidación: unión de una sustancia con oxígeno y el aumento de éste en el contenido.

-Reducción: pérdida de oxígeno.

-Como procesos químicos debilitan la roca, creando una facilidad para que los cambios térmicos y de humedad afecte a la roca o, en cambio, las hace más resistente, creando la pátina.

-Estos son los principales procesos de meteorización química y mecánica.

-Todos estos procesos no actúan de igual manera bajo unas condiciones ambientales u otras, de tal forma que para que sean unos u otros los procesos que controlen el relieve, hay que observar los diferentes tipos climáticos y los procesos que se dan en éstos.

-En aquellos lugares donde hay más calor y humedad, hay un mayor desarrollo de la meteorización química, ayudado por el hecho de que existe vegetación: climas húmedos y semiáridos.

-En cambio, en lugares más extremos no existe vegetación, y predominan sobre todo los procesos mecánicos: clima desértico y polar.

3. Procesos de meteorización biológica

-En función de la distribución de los seres vivos, se puede producir un ataque de las rocas (no tan importante como los otros tipos), pero que la presencia de vegetación y la actuación de los animales pueden modificar las rocas hasta una profundidad variable y pueden convertirse en agentes de meteorización (preparan el material para el transporte: viento, agua, lluvia).

-El efecto biológico sobre las rocas más importante es el de generar suelo (aspecto positivo), pero también el de meteorización (aspecto negativo).

Las fuerzas morfogenéticas externas

-Todos los procesos que se dan sobre las formas del relieve y que actúan sobre las irregularidades generadas por la tectónica o por el yacimiento de los distintos tipos de rocas, están controlados por unas fuerzas fundamentales, que se denominan fuerzas morfogenéticas externas.

-La superficie de La Tierra presenta aparentemente un aspecto estable que sólo lo es en apariencia, puesto que hay una serie de procesos que descohesionan, fragmentan, etc., el relieve y que ponen en movimiento partículas, para lo cual es necesario que haya una energía que ponga en marcha toda esa descohesión y fragmentación del relieve.

-Esa energía depende de unas fuerzas, que como tienen lugar fuera del globo sólido terrestre, se les llama fuerzas morfogenéticas externas.

-Esas fuerzas básicas que ejercen su labor en la parte externa son fundamentalmente dos: la gravedad y la energía térmica del Sol que no se reparte por igual sobre toda la superficie de la Tierra.

-Estas dos fuerzas van a actuar sobre todas las irregularidades que la tectónica ha creado y sobre la forma particular de afloramiento de las distintas rocas intentando buscar un equilibrio, que nunca se consigue de manera plena, ni general.

1. La gravedad y su papel en la morfogénesis

-La gravedad es una fuerza universal que afecta a toda la superficie de la Tierra.

-Tiene lugar tanto sobre la masa sólida, líquida como gaseosa que constituye la Tierra.

-Esta fuerza está presente en todas las acciones de modelado que tienen lugar en el relieve y actúa de dos maneras:

  • De forma directa. Caída de elementos por su propio peso, provocando desplazamientos de partículas por el simple efecto del peso.

  • De forma indirecta. Energía gravitatoria transformada, en la que todo cuerpo susceptible de fluir, el peso tiende a transformarse en escorrentía o discurriendo.

-La forma directa tiene una capacidad menor sobre las formas de relieve, mientras que la indirecta es más importante, además de tener consecuencias más complejas en el modelado, ya que aquí entran en juego el material que discurre, la superficie por la que se desplaza y será muy importante desde el punto de vista de la Geomorfología debido a que sus consecuencias geomorfológicas serán muy variadas.

-La gravedad es una fuerza que actúa en vertical pero al entrar en contacto con la superficie de la Tierra se ve descompuesta en dos fuerzas: una de carácter horizontal y otra vertical. En definitiva la gravedad se ejerce en un plano inclinado y por esto es muy importante en Geomorfología tener en cuenta las características del territorio (rugosidad) y la pendiente, porque es fundamental para ver la eficacia geomorfológica de la gravedad.

-Por lo tanto las distintas pendientes de la superficie terrestre y el tamaño de las partículas en que se descompone el relieve tienen que encontrarse en una situación de equilibrio para que la gravedad tengan una mayor consecuencia morfogenética.

-Por ello, en lo que se refiere a la gravedad, el trabajo morfogenético que la controla es proporcional al producto del desnivel por el ángulo de pendiente de la zona en la que tiene lugar los procesos de gravedad.

-Además hay que tener en cuenta que si para que se ejerza el modelado del relieve por la acción de la gravedad, es necesario que haya un desnivel y una pendiente adecuada (las cuales están controladas por la tectónica), es importante también la actividad de los propios agentes de modelado (agua, viento, hielo), los cuales intenta equilibrar los desniveles que hay en la superficie de la Tierra, aunque a escala global nunca se consigue, ya que la tectónica lo impide.

2. La energía térmica

-Procede de la radiación solar.

-Ya que hay un desigual reparto de ésta sobre la superficie terrestre, se generan unos desequilibrios en el relieve.

-Esta energía genera unos movimientos que afectan a la hidrosfera y a la atmósfera, los cuales en parte tienen un sentido lateral y se realizan en contacto con la propia superficie de la litosfera.

-Esta dinámica actúa fundamentalmente a la atmósfera, en la que se manifiesta por medio de una escorrentía de aire que recibe el nombre genérico de viento y que son capaces de influir en el modelado del relieve.

-Tienen a escala general una capacidad de modelado menor que todos los procesos que desencadena la gravedad, ya que para que un agente movido por desequilibrio térmico sea geomorfológicamente eficaz, es preciso que transmita una energía capaz de levantar las partículas (contrarrestar su peso), haciendo que en realidad el desplazamiento combine un componente horizontal y otro vertical. Pero esta compensación superación de la gravedad exige un gran potencial energético, de manera que los desplazamientos de origen convectivo sólo afectan a partículas de poco peso y de poco trayecto mantenido.

-En este caso se tratan de desplazamientos que no tienden a disminuir el nivel, sino que incrementan las desigualdades estructurales del relieve.

-En definitiva las fuerzas morfogenéticas externas que controlan el modelado del relieve (gravedad y movimientos de la hidrosfera y de la atmósfera derivados de la distinta distribución de la radiación solar) van a realizar su trabajo de modelado de relieve siempre que haya partículas que sean susceptibles de ser puestas en movimiento por los agentes morfogenéticos. Siempre que haya pendientes con una rugosidad e inclinación adecuadas y siempre que haya un volumen suficiente de fluidos que transformen en flujo, en escorrentía, los impulsos de la gravedad y los distintos gradientes térmicos.

3. Las condiciones materiales de actuación de las fuerzas morfogenéticas externas.

-En este sentido es interesante detenerse en lo que se refiere a las partículas.

-Todo el modelado del relieve tiene lugar sobre los materiales que hay en la superficie terrestre, sobre las rocas, que unas están constituidas por partículas poco cohesionadas y otras por partículas de cierta cohesión (que son la mayoría de la superficie terrestre).

-Debido a esta situación, es necesario para que haya un modelado de un relieve, que la gravedad y la radiación modelen este relieve, que existan una serie de procesos que ayuden a fragmentar, descohesionar y romper el relieve, unos procesos que preparen el material para que se ponga en marcha.

-En este sentido, en la naturaleza se dan una serie de procesos con carácter mecánico (que desagregan y fragmentan las rocas); físico (disoluciones, precipitaciones químicas) y bio-químicos o químicos (alteraciones).

-Procesos que como tienen lugar sobre la superficie de la Tierra en contacto con la atmósfera y en ésta es donde tienen lugar los meteoros, se les llama en conjunto procesos de meteorización.

-Hay veces que en la preparación del material pueden influir algunos aspectos de la tectónica que rompen los materiales: fallas, fracturas, etc., pero en general son procesos externos.

-Estos procesos de meteorización van a romper la roca generando derrubios y que van a ser puestos en movimiento por una serie de agentes de transporte.

-Sin embargo hay que tener en cuenta que las partículas más pequeñas se mueven antes que las más grandes. Sin embargo, la capacidad o la aptitud que tienen las partículas para ponerse en marcha, no está directamente relacionada con su tamaño. Esto es importante porque las partículas de tamaño pequeño (limos, arcillas) tiene una cohesión elevada y tienden a agruparse. Para descohesionarlas hace falta de una gran energía, pero una vez descohesionados su movilización es más fácil.

4. Las condiciones ambientales y la amplitud ecológica de las acciones de modelado.

-Además la energía que reciben las distintas partes de la Tierra y las condiciones ambientales no son las mismas. Es muy importante tener en cuenta las condiciones ambientales de las distintas partes de la Tierra. Todos los relieves están influidos por una gravedad, pero la radiación es distinta. Todos los relieves se preparan para una meteorización, pero no son las mismas, por ello clasificamos los procesos en:

  • Azonales. Procesos que actúan o pueden actuar en toda la superficie de la Tierra sin que sufran una modificación importante de un extremo a otro de la Tierra (acciones eólicas o litorales).

  • Plurizonales. Cuya actividad es posible en gran parte de las zonas climáticas de la Tierra aunque tengan un significado distinto en las distintas zonas (p. ej., la acción fluvial).

  • Polizonales. Procesos que se dan en amplias regiones de la Tierra, o en más de una región bioclimática (como la alteración hidrolítica o la solifluxión).

  • Zonales. De determinadas zonas de la Tierra (frío, actividad glacial que tiene lugar en zonas determinadas, o la actividad eólica en el caso de los desiertos).

-Esta relación entre la presencia y la competencia de los procesos geomorfológicos en función del ambiente climático es uno de los fundamentos metodológicos más importantes de nuestra disciplina.

7. Formas producidas por acción fluvial y marítima

-Hay otras formas que es por acción fluvial y marina: desembocadura de los ríos: formas fluvio-marinas. Y luego existen otras producto de la actividad exclusiva de las fuerzas del mar.

7.1. Estuario

-Desembocadura de un río en el mar en la que debido a la ascendencia y descendencia de los mares se mezclan las aguas dulces y saladas.

-Son zonas de depósito, sobre todo, si el río aporta un volumen más importante de aluviones que el que es capaz de evacuar la marea.

-También sobre todo en los estuarios estrechos por la potencia de erosión de mareas se pueden dar estuarios limpios de depósitos.

7.2. Deltas

-Tienen menor relación con la acción directa marina.

-Son construcciones de los ríos en la desembocadura y su nombre viene por la forma de la letra griega ð.

-Se tratan de acumulaciones potentes de aluviones sobre la plataforma continental y debido a ese volumen de terrenos aluviales emergen en el borde hasta la superficie constituyendo unos depósitos de diferentes capas con una gradación granumétrica y así se distinguen:

  • Fondos. Capas de aluviales más groseros.

  • Semitales. Capas de materiales más finos. Están dispuestas en sedimentación cruzada. Parte superior del delta.

-En la parte superior del delta se generan una serie de canales que se unen y separan, llamados canales anastomasados que cambian de dirección en función del volumen de la carga evacuada por el río.

7.3. Marismas

-Llanuras litorales bajas en las cercanías del nivel del mar en zonas de golfos y bahías, en ensenadas más o menos cerradas o en franjas costeras que están al abrigo del oleaje y están influidas por la marea.

-Son áreas que no necesariamente se tienen que encontrar en la desembocadura y son formas de acumulación de material fino (tanto de origen continental como marítimo) que alcanza una superficie importante y un volumen importante para que al menos parcial o temporalmente constituya una forma emergida.

-Dentro de las marismas se suelen distinguir dos sectores:

  • Uno más externo, pantanoso que se ve influido por el ascenso habitual de las mareas de pleamar.

  • Otro más hacia el interior que sólo excepcionalmente es alcanzado por las mareas altas que tienden a ampliarse cuando coincide con áreas de desembocadura de ríos que vengan bien cargados de partículas sólidas en suspensión y además cuando haya un desarrollo de vegetación.

-En ocasiones las marismas se crean de forma artificial cuando se construyen elementos de cierre de algunos estuarios ganando así terreno al mar.

8. Formas litorales por la acción marina exclusiva

-Aparecen en el borde marítimo de los continentes y que obedecen a la actividad del agua oceánica.

-Se limitan a una franja más o menos estrecha (franja costera) y cuyos límites no son los mismos y difícil de precisar, donde se suelen distinguir tres sectores:

  • Un sector directamente afectado por la actividad de estas aguas: estrán o zona intertidal.

  • Otro que es al que llegan las aguas, aunque su actividad sea temporal: zona litoral o costa.

  • Y luego un tercer sector, que sin ser alcanzado directamente por las aguas, refleja en su morfología la influencia de la actividad oceánica: zona prelitoral o antecosta.

-En el conjunto de la superficie terrestre, la morfología litoral no alcanza el 0´1 % de las tierras emergidas (150.000 km2 en la superficie de la Tierra).

-Las aguas marinas mueven, acumulan y desplazan partículas por movimientos mecánicos o por procesos químicos. En el caso de los mecánicos, el movimiento de las aguas del mar reciben por un lado un impulso o la energía de la propia distribución de los climas en la superficie (debido a la actividad del viento en la superficie) y también recibe un impulso por parte de la gravedad (atracción de la luna y el sol influyen en la existencia de mareas).

8.1. Actividad mecánica marina

-La actividad mecánica está controlada por las olas y las corrientes marinas costeras.

8.1.1. Olas

-Son deformaciones u ondulaciones en crestas y valles que suceden por los movimientos del agua y que se traducen en una serie de curvas progresivas.

-Como ocurre con estas formas, las olas se caracterizan por la longitud de onda (distancia horizontal entre dos crestas o valles), por su altura (distancia entre valle y cresta) y también el período que representa el tiempo que transcurre entre el paso por un punto de dos crestas sucesivas (velocidad de propagación de las olas). La relación de la altura de la ola con la longitud de onda es lo que recibe el nombre de combadura o arqueo.

-Las olas son movimientos ondulatorios que se ponen en marcha en las áreas donde hay vientos constantes y potentes que generan unas olas forzadas, de donde se derivan las olas libres que son las que se propagan hasta la costa.

-Las características de las olas van a depender de las características del viento, del territorio que recorren, etc.

-Una vez que llegan a la costa las olas sufren modificaciones influenciadas por la topografía del fondo y del litoral. En un principio las olas sufren un cambio de dirección y deformaciones diferentes:

  • Cambios de dirección. Las olas se refractan, se reflejan y se difractan (refracción, reflexión y difracción). La refracción es un cambio de dirección debido a la influencia del fondo, donde la ola en algunos lugares de la costa. La reflexión es una devolución de la ola por choque contra un obstáculo, de tal manera que si choca perpendicularmente contra un obstáculo da lugar a una mar picada y cuando es oblicua (olas borregadas). Por último, la ola se difracta cuando se ve obligada a rodear un obstáculo, de tal manera que las olas son capaces de entrar en la zona abrigada y se frenan rápidamente.

  • Deformaciones. Son una disminución de la velocidad de propagación, una reducción o desaparición de las olas de cresta corta, una disminución de la longitud de onda, una aumento del arqueo, una transformación del movimiento ondulatorio que traen las moléculas de agua en un movimiento elíptico y un aumento de la disimetría del perfil de la ola. La parte delantera se va haciendo más abrupta que la parte posterior.

-Por lo tanto las olas no se rompen por un frotamiento con el fondo, sino que es consecuencia de un exceso de arqueo y de la disimetría que va adoptando el perfil entre la parte anterior y la posterior.

-Debido a estas deformaciones que afectan a las olas, llega un momento en que las olas rompen. En dos formas:

  • En voluta. Cuando la cresta se derrumba de una vez en zambullida.

  • En derrame. Cuando empieza a descomponerse en la parte alta que aparece espuma en la cresta.

-Y en la zona donde rompe la ola es donde pasa a ser un agente modelador.

-Si se encuentra con un strand de pendiente suave, una vez que rompe la ola (vaivén con embestido y resaca), avanza bien hacia la costa, pero después es frenada por la ola siguiente. Ese vaivén genera unos procesos morfogenéticos: arranca, mueve, transporta partículas (por suspensión, saltación y rodadura) generando modelados característicos.

-Sin embargo, cuando rompe en zambullida, ejerce una presión muy importante (varias t/m2), da lugar a una especie de ametrallamiento con los elementos que son desprendidos que incorpora el agua a su caudal: acción abrasiva, produce también derrumbamientos de roca e incluso procesos de succión por los poros y las fisuras de las rocas, por ese proceso de descompresión.

8.1.2. Corrientes marinas

-Además de las olas, también colaboran las corrientes marinas costeras.

-Hay diferentes tipos. En general todas estas colaboran a la meteorización de los derrubios, más que a ejercer una verdadera erosión.

  • Corrientes de resaca o de fondo. Se generan por esa vuelta de la resaca de la ola al interior y son capaces de arrastrar un volumen determinado de derrubios y ejercer un pulido del fondo.

  • Corrientes de arrastre. Más violentas. Son capaces de generar surcos en el litoral.

  • Corrientes de deriva. Las que llegan en una dirección oblicua a la playa y que alcanzan cierta velocidad y movilizan y desmenuzan los derrubios.

  • Corrientes de marea. Se generan por la alternancia de ascensos y descensos (pleamar y bajamar): mareas. Pueden alcanzar cierta velocidad en función de la forma de la costa en áreas de pasos estrechos porque haya un aumento o descenso del nivel del mar pero pierden mucha de su eficacia, porque como son reversibles, aunque puedan colaborar a que no haya depósito por esto.

  • Corrientes de descarga. Flujos muy violentos que se producen por fenómenos de desequilibrio en las masa de agua costeras y que están más bien controladas por efectos continentales que oceánicos. Se generan en sentido descendente hacia el mar, a donde llega aportaciones de agua continental (crecidas) y que cuando se ven obligadas a salir al mar, ejerce su labor geomorfológica.

8.2. Actividad química marina

-La morfología litoral obedece también a la actividad de procesos químicos. El agua del mar actúa como un poderoso disolvente sobre algunas rocas (sobre todo carbonatadas) y da lugar a que tengan lugar en los litorales procesos de disolución y precipitación. Se pueden dar procesos de alteración química (sobre granito, roca volcánica), procesos de hidrólisis (minerales silicatados que los transforma en arcilla).

-En definitiva la erosión litoral es bastante compleja y bastante diversa donde hay una interacción entre el domino continental, marítimo y atmosférico y eso se traduce en una variedad de formas litorales.

-Así como consecuencia de la actividad erosiva de las aguas aparecen unas formas litorales de carácter organógeno (arrecifes coralinos), otras de erosión (acantilados y las plataformas de abrasión litoral: rasas) y otra formas de acumulación (playas).

8.2.1. Formas organógenas

-Están constituidas por unos relieves litorales muy especiales que resultan de un proceso biológico y no obedece al efecto de procesos habituales.

-Para que se creen es necesario que se den condiciones especiales: temperatura del agua superior a 18ºC (y sobre todo entre 25 y 30ºC); que el mar no sea muy profundo (necesitan de buena iluminación: 25-50 m); que las aguas tengan un cierto grado de agitación para que se oxigenen, pero no excesiva, porque impide la vida de estas bacterias; y además la salinidad tiene que estar entre el 27-40 %; y que las aguas sean claras (aunque hay algunas que son turbias y existen estas formas).

-Por eso los arrecifes se dan en los mares tropicales y apenas en las costas orientales de los océanos (corrientes frías).

-Son edificaciones constituidas por esqueletos calcáreos y cementados de los corales y presentan unas formas características: atolones, arrecifes y los faros, cuya morfología es:

  • Atolón. Especie de anillo que rodean una laguna de diámetro variable, desarrollados en el Pacífico y en el Índico. Se pueden distinguir:

    • Desde el exterior al interior aparece un talud externo que suele descender con una pendiente fuerte al fondo marino y que está coronado por la cresta de algas de carácter calcáreo que está mas acusada por el sector externo que por el interno.

    • Después se desarrolla el banco o plano del arrecife donde puede haber diversas subzonas y en algunos lugares puede haber una acumulación de rocas (escolleras) y también aparece esas islas constituidas por arenas calcáreas consolidadas (cayos).

    • Y después la vertiente interna (pendiente más suave que la externa) formada por arena donde hay colonias de coral vivo y a partir de ahí se desarrolla una laguna interior tranquila (lagón) donde a veces el fondo está tapizado de arena y algunos pináculos de coral vivo que pueden llegar a la superficie.

  • Arrecifes. Pueden ser de barrera o marg? en función de la cercanía a la línea de costa que se alargan por delante de la costa y que pueden encerrar dentro de ellos alguna isla que no sea coralina.

  • Faros. Atolones pequeños con lagunas bastantes profundas, dispuestos en cadena formando un gran atolón (islas Molucas).

8.2.2. Formas de erosión

-Acantilados y rasas o plataformas de abrasión.

  • Acantilados. Los acantilados son unos escarpes litorales que se han creado por la actividad erosiva de las olas que suelen tener una pendiente bastante acusada tanto en la parte superior como la inferior donde incluso el contacto con el nivel del mar tiene una contra pendiente. Se forman porque la actividad de las olas es suficientemente eficaz como para retroceder la línea de costa. En el proceso de formación colaboran otras actividades de la meteorización y la dinámica de vertientes: alteración, disolución, gravedad, arroyada que en función de la competencia sobre cada roca ofrece la variedad de acantilados.

  • Plataformas de abrasión o rasas. En cuanto a las rasas están en relación con los acantilados, porque son superficies costeras suavemente inclinadas al mar que se han modelado sobre la roca in-situ, sobre la que se levantan los relieves prelitorales. Estas rasas se forman por el retroceso de una línea de costa acantilada debido a un avance del mar sobre el continente (trasgresión) y que luego por procesos epirogénicos o eustáticos hay en definitiva una regresión, y afloran a la superficie y ha sido el oleaje con sus materiales sólidos el que ha ido abrasando esa superficie.

8.2.3. Formas de acumulación: playas

-Están formadas por los elementos detríticos que son movidos y accionados por las aguas del mar. Estos componentes detríticos generalmente de tamaño arena proceden de los arrastres o aportes de los grandes organismos de evacuación (ríos y glaciares) y no preceden de la erosión de las aguas oceánicas sobre los fondos marinos.

-Los ríos aportan al mar y que después la dinámica del mar los pule, los mueve y los deposita en la playa.

-En los mares, con mareas, las playas que se forman suelen estar formadas por tres sectores:

  • Cordón de playa. Desde la tierra a la orilla se distingue en primer lugar el cordón que es el lugar que queda justamente detrás de hasta donde llegan las olas mayores. Es una especie de cresta donde se acumulan los elementos más groseros de todo el conjunto y que supone el límite hacia el interior de las playas.

  • Bajo de playa. Desde ahí hasta el límite más bajo de las bajamares se desarrolla el bajo de playa que constituye en general una rampa suavemente inclinada, en general arenosa, y cuando se tratan de playas arenosas hay unas microformas en la superficie constituidas por pequeñas rizaduras generadas por la acción del oleaje y del viento.

  • Anteplaya. Y luego a partir de la baja mar, que está parcialmente sumergida: anteplaya: el mar de las arenas y las gravas es constante por la actividad del oleaje y abarca hasta la parte del fondo en el que deja de tener influencia. Debido a que está afectada por el movimiento de las olas tiene una morfología muy cambiante.

-En los litorales que no están afectados por mareas las playas son más estrechas, no suelen tener un cordón en la parte externa, sino que suele aparecer una franja con cierto grado arenoso y a partir de ahí se desarrolla la playa que no está afectada por la pleamar. Y desde ahí hasta la zona donde la actividad del mar no se desarrolla se desarrolla el bajo de playa que es un sector completamente sumergido.

Morfología glacial

-Los glaciares son unos agentes de erosión y transporte que son capaces de mover y evacuar masas de hielo que arrastran volúmenes de derrubios que le van llegando a la masa de hielo y el propio hielo puede producir por gelifracción.

-Hay lugares de La Tierra donde el hielo no se funde nunca. En verano puede haber una fusión y ese nivel por debajo del cual el hielo y la nieve se funde en verano se denomina el nivel de las nieves perpetuas.

-No está en los mismos puntos de la montaña: está situado aproximadamente a unos 600 m sobre el nivel del mar (Groenlandia, Patagonia), mientras que al S de Noruega y Alaska a 1.500 m. En los Alpes, Mtas. Rococas, a 2.700-3.000 m. Himalaya a 5.000, al igual que en los Andes.

-La actividad modeladora de los glaciares está limitada geográficamente puesto que solamente la encontramos en las altas latitudes y a elevada altitud.

-También es limitada en el tiempo puesto que la actividad glacial procede del Cuaternario, incluso ha habido etapas glaciares anteriores, pero también ha habido períodos intermedios.

-Aproximadamente el relieve glacial se extiende sobre un 10% de la superficie continental.

-Para que existan glaciares es necesario que haya un clima frío, húmedo, no es necesaria una intensa precipitación, pero sin con poca evaporación y temperaturas bajas. Incluso puede haber temperaturas no tan bajas pero siempre más precipitación que evaporación.

-Y así se da en la naturaleza diferentes tipos de glaciares:

1. Inlandsis o casquetes glaciares o glaciares regionales

-Son las formas principales del glaciar.

-Se dio sobre todo en las épocas culminantes del glaciarismo cuaternario.

-Son verdaderos mantos de hielo que aparecen localizados en algunos sectores de la Tierra. Constituidos fundamentalmente por el de Groenlandia y el de la Antártida.

-Pueden tener un espesor de varios kms, a tal extremo que, si se fundieran podría elevarse el nivel del mar en 50 o 60 m.

-El de Groenlandia tiene una extensión de 1´5 mill de km2 y un espesor medio de 1.500 m y se encuentra en algunos lugares encerrado por una orla montañosa de la que a veces sobresalen picos en la masa de hielo que se denominan nunataks.

-El de la Antártida tiene una extensión mayor con 13´5 mill de km2 con más de 4.200 m de altitud de tal manera que se le calcula un espesor medio de 2.500 m. Es un manto de hielo que desborda la costa y se extiende sobre el mar donde constituyen amplias plataformas flotantes de hielo de los cuales se desprenden los icebergs.

2. Glaciares locales o de montaña

-Los glaciares locales están constituidos por una serie de formaciones que son muy dependientes de la topografía, de las condiciones climáticas de distintos lugares de la Tierra y que son las que controlan su extensión y su evolución.

-Y dentro hay toda una tipología. Son muchos y con una extensión limitada y abarca el 3 % de la superficie terrestre.

-Permanecen sobre una superficie de 450.000 km2 y que resultan más de los aportes de nieve que continúan llegándoles que de la persistencia de temperaturas bajas y son acumulaciones de hielo con un espesor mucho menor que el de los casquetes (unas decenas o centenares de m).

-La temperatura de la masa de hielo no baja mucho de los 0º C en todos ellos hay una actividad de fusión que permite una escorrentía dentro y por debajo del glaciar.

-Así los inlandsis se dice que son fríos y secos, mientras que los de montaña son templados y húmedos.

-Al estar controlados por la topografía y por la altura ha permitido una clasificación. Así se distingue tres tipos: escandinavo, alpino o glaciar de valle y pirenaico.

2.1. Glaciar escandinavo

-Se le llama también de plataforma porque están situados en áreas altas de topografía plana por encima del nivel de las nieves perpetuas y tienen un aspecto de casquete más o menos convexo parecido al de los casquetes glaciares y que son capaces de crear lenguas de hielo que circulan por los valles.

-Estos glaciares se han adaptado a áreas montañosas de cumbres arrasadas donde hay una innivación regular y permanente que es lo que permite su persistencia (latitud, topografía, y la regularidad de las precipitaciones).

2.2. Glaciar alpino

-Son los más conocidos.

-Constituyen una morfología alargada acogida en valle donde hay un área de génesis de glaciar de conector de los hielos de cabecera y una lengua, de tal manera que se ha dicho que es un río de hielo.

-La existencia de estos glaciares es debido a que hay una importante alimentación de nieve en áreas elevadas donde hay una topografía que permite la acumulación de hielo (nieve y su paso a estado sólido) y donde hay unas condiciones climáticas en las que por un lado hay una temperatura que favorece la permanencia y hay otro de fusión, por lo tanto hay un equilibrio.

-En estos glaciares se pueden distinguir en la morfología glaciar:

2.2.1. Circo glaciar

-Una parte constituida por el circo (área de cabecera). Es donde se recibe la nieve y donde se va adaptando (cementando y compactando).

-El circo se sitúa en una zona cóncava enmarcada con unas paredes abruptas y es el lugar donde se genera el hielo a partir de la acumulación de la nieve y donde los fenómenos de fusión son escasos.

-El área de los circos normalmente no abarca toda la superficie de la cabecera porque la parte de hielo que limita con la parte que lo acoge tiene un sector que se funde por el contacto del hielo con el calor de la montaña: rimaya.

2.2.2. La lengua glaciar

-Curso del glaciar que canaliza y transporta el hielo hasta el lugar donde la fusión predomina sobre la alimentación, de tal manera que no todos los glaciares alpinos tienen todo su curso ocupado por la lengua.

-En la mayor parte, la lengua sobrepasa el nivel de las nieves perpetuas, por eso conforme se avanza, va decreciendo la alimentación y va aumentando la fusión.

-Debido a esto hay toda una escorrentía de agua de fusión que se canalizan por unos surcos: bedières y entra a través de ella por unos sumideros o agujeros llamados molinos, de tal manera que dentro de la masa de hielo hay unos conductos intraglaciares.

-Como la dinámica de la lengua es lenta y dificultosa porque se trata del movimiento de un sólido, no es raro que en la lengua glaciar se generen unas grietas producto de las tensiones y compresiones por el hielo, deshielo, rehielo y la dinámica, rozamiento, etc.

2.3. Pirenaico o de circo

-Son más pequeños que los otros y se llaman así porque generalmente no suelen tener lengua y si la tienen, poco desarrollada.

-Realmente son glaciares alpinos atrofiados y solamente la producción de hielo es la suficiente para mantener el área de la cabecera.

-Suelen estar situados en el límite de las nieves perpetuas en aquellos lugares donde hay un microclima y condicionado topográficamente que favorecen su permanencia.

3. Actividad erosiva del glaciar

-Tanto en unos como en otros se da una actividad erosiva que se refleja en unas formas modeladas por todos los procesos que acompañan a la actividad erosiva del glaciar.

-Los glaciares tienen una dinámica de decenas de m al año como media, aunque excepcionalmente ha habido en que ese ritmo ha podido sobrepasar los 100-150 m/año.

-Esa dinámica permite que haya una acción erosiva, por tanto se tratan de organismos con una actividad geomorfológica: erosión, transporte y acumulación. En ese sentido la erosión glacial se ejerce a través de dos procesos: la abrasión y la sobreexcavación.

3.1. Abrasión

-Es un proceso de pulido, de desgaste que realiza el hielo al pasar sobre una superficie rocosa.

-El propio hielo es capaz de desgastar una roca, pero si además va cargado de partículas sólidas, esa labor es más eficaz (partículas arrancadas o que le llegan al propio hielo).

-Como consecuencia es muy típica la morfología de rocas muy lisas por el exterior con perfiles redondeados, convexos: rocas aborregadas. Y estas rocas suelen presentar a veces una serie de estrías y acanaladuras típicas de ésta, porque las bloques de la masa de hielo arañan la roca y generan estrías.

-Esta labor abrasiva no se desarrolla con la misma intensidad, sino que suele ser más eficaz en algunos sectores del fondo del lecho que están situados a contra pendiente de la marcha glaciar y que el hielo tiene que realizar un sobreesfuerzo para superarlo: umbrales.

3.2. Sobreexcavación

-Es una actividad capaz de mover y desalojar bloques de diverso calibre que la dinámica glacial realiza en el lecho para intentar profundizarlo, de tal manera que en vez de tender a regularizar el perfil (llegando al perfil de equilibrio), lo que intenta es profundizar el valle y los accidentes topográficos con los que se encuentra, los acentúa y crea unas cubetas de sobreexcavación que están limitadas por umbrales.

4. Formas originadas por la actividad geomorfológica glaciar

-Como consecuencia de estas actividades, los glaciares son capaces de modelar una serie de formas muy características que se pueden ver analizando por un lado, el lecho glaciar, donde nos encontramos el circo, con todas sus modalidades, y la artesa o valle glacial.

4.1. Circo

-Dentro del lecho glaciar, en el circo dada la diversidad de glaciares de la superficie terrestre hay toda una variedad de circos glaciares entre los que se distinguen los circos de pared, de embudo, en cubeta, de cabecera y los circos de tramo alto.

4.1.1. Circo de pared

-Se sitúan en vertientes muy escarpadas donde hay pequeñas rupturas de pendiente y por tanto no alcanzan dimensiones importantes y el fondo de ese circo genera una concavidad muy poco marcada que se abre hacia la parte baja de la pared.

4.1.2. Circo de embudo

-Se desarrollan en áreas de cumbre que constituyen una cabecera en forma de cono invertido que apenas tienen un fondo importante.

4.1.3. Circo en cubeta

-Pueden tener un tamaño pequeño pero también grande.

-Tienen un fondo limitado por paredes escarpadas. Topográficamente plana en el fondo limitada por un umbral y generan auténticas cubetas o cucharadas y debido a que tienen ese fondo plano.

-Una vez que desaparece la glaciación suele estar ocupado por lagunas glaciares.

-Estos tres son partes de los glaciares que no suelen tener lengua y si alguno la tiene suele ser de escasa dimensión.

4.1.4. Circo de cabecera

-Son los que se llaman de fondo de saco porque son verdaderamente semicírculos de escala kilométrica que abarcan todo el arranque de un valle que están limitados por amplias paredes y un fondo muy abrasado. En el fondo aparecen lagunas glaciares.

4.1.5. Circo de tramo alto

-También muy grandes.

-No sólo abarca la cabecera de un valle sino todo el tramo superior de los valles con un fondo sobreexcavado y esto constituyen cubetas de mayor envergadura que están cerradas en su salida por un umbral de rocas importantes.

-En estos circos ocurre que a veces el límite entre el tramo alto afectado por el glaciarismo y las áreas de relieve que quedaron por encima de los hielos suelen estar marcados por una especie de rellano: hombrera.

4.2. Artesa o valle glacial

-La otra forma característica producto de la erosión glaciar es la artesa o valle glacial, porque hay ocasiones en que los aparatos glaciales alcanzan grandes dimensiones y evacuan el hielo creándose un lecho alargado que se llama artesa.

-Es un valle generalmente en forma de U y tampoco todos los valles en forma de U son glaciales (por ejemplo ríos en rocas calizas).

-Las artesas glaciares típicas suelen tener unas vertientes con pendientes bastantes marcadas y con frecuencia cuando le llega afluentes (en este caso confluencias), éstas llegan con un claro desnivel con respecto al fondo (no llegan a la base), de tal manera que ambos lados de un glaciar, las confluencias constituyen un valle colgado, que vierten su hielo a la artesa principal.

-Además la mayor parte de ellas suelen tener un perfil longitudinal escalonado en el que se alternan cubetas de sobreexcavación y umbrales (verroux).

-Una vez que termina la glaciación (desparece el hielo) esas cubetas constituyen lagos o lagunas glaciares.

-Para que se genere un valle glaciar en un valle en artesa en importante que la topografía tenga ya un dibujo, una forma que facilite la acumulación en ese sector de los hielos y que pueda alcanzar una potencia (grosor) importante que puedan ejercer su labor erosiva. No siempre la topografía tiene que favorecer.

4.3. Morrena: labor de transporte

-Junto a esta actividad erosiva, los glaciares también ejercen una labor de transporte y de evacuación de materiales.

-Su función básica es la de transportar tanto las partículas que el propio glaciar pone en movimiento, arranca, y acciona por su dinámica como de las partículas que le llegan de la erosión de los relieves circundantes.

-Es tradicional que el conjunto de materiales detríticos que transportan y depositan los glaciares reciban el nombre genérico de morrena, y en otras ocasiones si la carga que transporta el glaciar está siendo efectuada en este momento o se ha realizado recientemente se habla de till y cuando ese material transportado por el glaciar supone una carga que hace tiempo que está abandonada y hay un cierto grado de diagénesis se denomina fillita.

-Además de eso cuando hay una serie de formas que suponen una acumulación ya sea temporal o definitiva de esos materiales transportados entonces más que de morrena reciben el nombre de formas morrénicas.

-Cuando hablamos de las morrenas debido a que están constituidas por materiales que tanto arranca el glaciar o derivados de relieves, hay que distinguir tres tipos o partes de las morrenas:

  • Morrena externa. Normalmente está constituida por los materiales que proceden de los sectores de fuera del glaciar que se dan por encima de éste y que los diversos procesos de meteorización van rompiendo y los procesos de dinámica de vertientes hace que lleguen a la parte superior del glaciar. Son derrubios dispuestos encima de los hielos y en algunas ocasiones cuando esa carga morrénica le llega por los lados de los relieves que delimitan reciben el nombre de morrena lateral. Cuando esa carga llega hasta la parte delantera del hielo, se denominan morrena frontal y cuando dos lenguas de hielo confluyen y las morrenas laterales de ambas se unen y se sitúan ya en el centro de la parte superficial de la lengua de hielo, se denomina morrena media.

  • Morrena interna. Está constituida por todo el material transportado dentro de la masa de hielo. La mayor parte de los materiales son de procedencia externa recibidos en la cabecera y los canaliza dentro en su masa de hielo e incluso pueden ser materiales de la externa que por efecto del peso se profundizan dentro de la masa.

  • Morrena de fondo. Es la que lleva los materiales que arranca el propio glaciar por su base, aunque junto a las partículas que incorpora por su propia actividad erosiva también puede contener elementos detríticos de procedencia externa.

-Se cual sea la morrena, en general, es importante conocer como es la morfología de estas morrenas porque tiene un aspecto muy característico. El material morrénico se caracteriza por ser heterométrico, donde la fracción bloque es muy importante, con elementos angulosos, porque el hielo parte las rocas en trozos, pero no los pule y además se encuentran acumulados de manera desordenada: depósitos muy caóticos.

-Las morrenas tienden a ser mayores en los pequeños glaciares que están enmarcados en relieves importantes que le aportan muchos derrubios.

-A aquellos aparatos glaciares muy extensos y que tengan escasos relieves rocosos a su alrededor y eso permite que los glaciólogos hablen de la existencia de glaciares blancos y negros.

  • Blancos. La masa de hielo lleva poca carga morrénica en relación con la superficie que abarcan. Por ejemplo, glaciares regionales: inlandsis, que están cubriendo todo el relieve.

  • Negros. Están cargados de gran material morrénico, de tal manera que a veces más que negros se les llama rocosos porque nos encontramos en un valle glaciar que aparentemente lo que se ve es una gran masa rocosa hecha en hielo: glaciar alpino o de montaña.

4.3.1. Formas morrénicas

-Si el material que arrastra un glaciar está constituido por la morrena, las formas que quedan cuando un glaciar ya no transporta, genera las formas morrénicas que no hacen más que traducir la posición que los distintos materiales ocupaban durante la glaciación y la procedencia de esos materiales.

-Por lo tanto se pueden distinguir los materiales que el glaciar había empujado hasta la parte delantera de su lengua, por los lados, por el interior, así hablamos de arcos morrénicos frontales, cordones morrénicos laterales y relieves morrénicos de ablación.

4.3.1.1. Arcos morrénicos frontales

-Se sitúan en la terminación de donde están los glaciares y suelen tener una forma semicircular con la concavidad hacia el exterior del glaciar.

-A veces en la parte delantera no hay sólo un arco morrénico, sino que debido a las diferentes pulsaciones que ha tenido la lengua glaciar y debido a avances y retrocesos puede que haya varios.

-Hubo un tiempo en que se pensaba que cada arco correspondía a distintos glaciares, pero se debe a retrocesos y avances dentro de la misma glaciación.

-En el caso de las frontales que están afectadas por una escorrentía fluvial terminada la glaciación, es frecuente que se vean surcadas y se abran y se desmantelen con facilidad (aguas de fusión).

4.3.1.2. Cordones morrénicos laterales

-Aparecen cuando hay glaciares locales que estuvieron canalizados y que tuvieron una lengua que transportaba esos derrubios. Por tanto en los glaciares inlandsis o de plataforma no se generan.

-Son acumulaciones de derrubios glaciares que se desarrollan a lo largo de las vertientes que limitaban la lengua glaciar en la orilla de las artesas y como sabemos era material de procedencia externa en su mayoría de relieves circundantes.

-Cuando ha desparecido el hielo, los cordones pueden que no sea un único cordón, sino que en las laderas pueden verse diferentes acumulaciones laterales que nos van marcando la altura que tenía en cada momento la lengua glaciar.

-A veces ocurre que cuando el valle donde se canalizó el hielo tiene ya un tramo con el límite fuera de las nieves perpetuas se genera delante como consecuencia de los derrubios de la parte superior una acumulación de derrubios que en este caso no se llama arco morrénico frontal, sino morrena de obturación.

-Cuando la glaciación empieza a desparecer todas estas acumulaciones morrénicas frontales y sobre todo las laterales van a funcionar reteniendo el agua y controlando los arrastres sólidos generándose unas morfologías muy características como es el caso de algunas especies de barreras que permiten la acumulación de agua, una especie de lagunas colgadas y que se llaman barquillos, o en otras ocasiones hacen terrazas de obturación, pero lo que ocurre con frecuencia como no se tratan de formaciones muy consolidadas, el agua es capaz de romper esas morrenas creándose los boquetes de evacuación.

4.3.1.3. Relieves morrénicos de ablación

-Son acumulaciones de sedimentos que quedan en el fondo del lecho del glacial cuando se funde el hielo y no tienen una forma determinada.

-En el caso de los blancos a veces lo que si han arrastrado son enormes bloques de roca que se quedan adornando el fondo de glaciación: bloques erráticos.

-En el caso de los negros, como hay una carga mayor, dejan una gran acumulación de material morrénico y por eso

4.4. Formas proglaciares

-Junto a éstas formas, en las áreas externas de los márgenes del glaciar, donde hay un papel importante de las aguas de fusión se generan unas formas que se denominan proglaciares.

-Se desarrollan unas formas de acumulación y excavación en la zona de fusión de los hielos que están además dirigidas o controladas por la forma del flujo del hielo, su dirección, la organización de los canales que hay por debajo del hielo por donde circula el agua y así aparecen unas morfologías muy típicas como son los drumlins o los eskers o urstrantaler.

  • Drumlins. Son unos cerros de planta más o menos ovoidal que están alineados en el sentido que tuvo el flujo glacial y que están constituidos por un núcleo de roca madre (in situ) y al que rodea sobre el que hay depósitos de origen morrénicos muy desgastados (dorsos de ballena)

  • Eskers. Lomas muy largas de mayor tamaño que los drumlins que están dispuestas en el sentido del flujo del glaciar que en este caso no está afectada la roca madre sino que están compuestos por material morrénico muy desgastado y se han formado porque afloran al final de una etapa de glaciación.

  • Urstrantaler.

Erosión antrópica

1. Introducción

-Debido al papel fundamental del hombre en la naturaleza merece una mención especial.

-Hay que recordar que la variación que se da en las formas del relieve por la actividad de los agentes geomorfogenéticos, en general, es lenta pero importante.

-Tan sólo cuando se producen acontecimientos catastróficos se dan cambios en las formas de relieve en muy poco tiempo y observables: fenómenos excepcionales.

-Lo normal es que las formas del relieve se modelen lentamente y de hecho la evolución de las formas se mide en millones de años.

-Se considera que a escala global se dice que la erosión en condiciones naturales está entre 4´5 y 45 gr/m2/año.

-Sin embargo, si interviene el hombre lo que ocurre es que esas cifras se pueden multiplicar por 100 o 1.000, porque la erosión antrópica o antropoinducida consiste en la incidencia que tiene el hombre sobre las condiciones naturales. Y esa incidencia que tiene el hombre sobre las condiciones naturales puede disparar la velocidad de erosión.

-En definitiva la intervención del hombre sobre un medio que se encuentra en equilibrio dinámico, termina teniendo como consecuencia un empobrecimiento del territorio.

2. El hombre como agente de erosión

-Por ejemplo, un terreno cubierto por vegetación natural potencial originaria o climácica, el primer paso del hombre es la deforestación (talas, incendios): se desprotege la superficie del suelo frente a la actividad de los agentes atmosféricos (fundamentalmente la lluvia).

-Al desaparecer la cubierta vegetal, el agua que absorbía ésta, va a aumentar el nivel freático y va a elevar el agua contenida en el subsuelo, y esto puede generar una saturación y unas escorrentías superficiales que tienen consecuencias negativas.

-La acción del viento se puede ejercer con mayor libertad en una zona deforestada, aunque su papel erosivo sea menos importante, también es un proceso importante.

-El hombre procede a reforestar, introducir nuevas especies que tengan un rápido crecimiento para evitar este problema. Como no son especies propias y se hace con criterios económicos, el suelo sigue perdiendo sus propiedades. Si la vegetación que se introduce en esas áreas no es natural, sino que son cultivos, influye también negativamente en la evolución del suelo por todas las técnicas que supone el cultivo. Todo eso hace que el suelo se erosione, e incluso los restos de cosechas pueden llegar a producir una capa que lo impermeabilice, se impide la penetración del agua y se favorece la escorrentía superficial.

-Todos los procesos de mecanización también colaboran a erosionar el medio.

-Las actividades ganaderas no controlan la capacidad de acogida de los suelos de manera natural (sobrepastoreo): consecuencias importantes sobre el suelo.

-Otro tipo de actividades son las mineras o las de cantería, aunque son más puntuales, realmente son actividades que intensifican su impacto en el paisaje. Colaboran a un aumento de la escorrentía superficial (dejan desprovisto el suelo de vegetación), producen efectos de contaminación. Y si es subterránea afecta a los acuíferos, con el descenso del nivel natural del agua en el subsuelo. Y tanto una como otras generan unas escombreras artificiales (áreas de sedimentación antrópica): basura.

-La actividad del hombre extrayendo agua del subsuelo introduce en el ciclo hidrológico natural cambios con consecuencias negativas para la evolución natural de los suelos.

-Junto a ellos, otro tipo de actividad: creación de infraestructuras viarias, redes de comunicación, carreteras que necesitan asfalto que impermeabilizan los lugares por los que discurre, y el agua cae sobre la calzada como no puede penetrar en el suelo, busca una salida en las cunetas, con lo cual se va canalizando y aumentando su capacidad erosiva.

-La actividad de urbanización y de obras públicas, en general, van impidiendo la marcha normal de los materiales y de los elementos de la naturaleza y tiene consecuencias nefastas tanto para la naturaleza como para el hombre (inundaciones).

-En definitiva la erosión antrópica produce una serie de efectos que se pueden recoger en una relación:

  • La actividad humana como agente de erosión produce arrastre de materiales de la superficie.

  • Acelera el afloramiento de la roca-madre (bajo el subsuelo).

  • Pérdida del suelo arable (se empobrece).

  • Reduce la profundidad del suelo.

  • Disminuye su fertilidad natural.

  • Colabora al descarnamiento de las raíces de las plantas que pierden su productividad.

  • Hundir o desplomar el techo de huecos subterráneos.

  • Desprendimientos y deslizamientos de laderas.

  • Colmatación de depresiones.

  • Disminución de la calidad del agua.

  • Contaminación atmosférica.

  • Aumento del riesgo de inundación.

-De ahí, que el hombre, que controla la naturaleza, tenga que tener en cuenta que el uso de la misma no puede nunca olvidar que se encuentra en un medio de equilibrio dinámico, que no puede romper de forma brusca, porque en definitiva dispara los niveles de erosión normales de la Tierra.

-De ahí la preocupación por la conservación de la naturaleza. Siempre hay desequilibrios de unos lugares a otros.

GEOMORFOLOGÍA CLIMÁTICA

1. Introducción

-Los distintos tipos de modelados de la superficie terrestre se reflejan poniendo de manifiesto que guardan una relación con las condiciones climáticas.

-Las formas de relieve son resultado de una tectónica y de unos procesos de erosión que no se dan en todas las zonas de igual forma. Como hay una parte de la Geomorfología que estudia estos procesos, hay otra que estudia éstos en relación con el clima.

-La erosión no actúa de igual forma en la Tierra, ni se dan todos los procesos, ni con la misma intensidad.

-Generalmente en la dinámica del relieve no suele intervenir un sólo proceso de erosión sino lo que se ve es la combinación de distintos sistemas de erosión.

-Por tanto está en relación con las condiciones climáticas de las distintas partes del globo.

-Cuando abordamos esta cuestión nos encontramos que hay una influencia o una relación directa o indirecta.

2. Influencia directa

-La relación es directa cuando no hay nada que interfiera las influencias climáticas sobre el modelado (p. ej. la existencia de cubierta vegetal o el desarrollo del suelo). Si existe un desarrollo edáfico y vegetal será una influencia indirecta, porque hay un filtro en esta influencia.

-Pero dentro de la directa puede ser esa influencia:

  • Cualitativo. Porque es el clima el que determina el proceso que va a actuar sobre el relieve. El clima determina que sea el glaciarismo el que controle la evolución morfogenética; la presencia de viento; etc.

  • Cuantitativo. El clima va a determinar la competencia, la intensidad con la que el conjunto de procesos van a actuar sobre el relieve. Se puede poner en marcha una arroyada (intensidad de las precipitaciones); gelifracción (contrastes térmicos), etc.

2.1. Influencia directa de carácter cualitativo

-Nos pone de manifiesto que hay fundamentalmente tres procesos en la naturaleza que son los que más características propias introducen en la evolución morfogenética: hielo, aridez y contrastes térmicos.

  • El hielo. Es capaz de diferenciar dentro de la superficie una zona marcada por los procesos que derivan de que el agua se encuentre en estado sólido, que están ligados al frío, de tal manera de que los grandes procesos de evacuación, el glaciar es el único que tiene carácter zonal.

  • La aridez. También tiene una incidencia en la génesis de forma de modelado. La aridez da lugar a que se desarrollen unos procesos de meteorización físicos y mecánicos (haloclastia, hidroclastia, disolución, precipitación de sales) y está directamente relacionado con el clima.

  • Los contrastes térmicos. El contraste térmico da lugar a que se produzcan unas tensiones en los materiales, fragmentaciones, disgregaciones. Es capaz de ejercer una influencia directa de tipo cualitativa, controlando la forma en que se erosiona un relieve.

2.2. Influencia directa de carácter cuantitativo

-Junto a esta influencia directa, también puede actuar determinando la intensidad de los procesos morfogenéticos: cuantitativo.

-Ahí es donde se ve a parte de estos procesos (anteriormente mencionados), que no hay realmente ningún otro elemento climático que determina: los procesos morfogenéticos pero sí las distintas variables del clima pueden determinar la importancia.

-Este aspecto cuantitativo a veces no están desligados del aspecto cualitativo: si en general un clima puede determinar el proceso, puede determinar la intensidad con que actúa, pero puede determinar tal grado de intensidad que determina el cambio de proceso. Ejemplo: un área donde hay una alternancia de hielo y deshielo: gelifracción que en principio es microgenético, si ésta se acentúa, cualitativamente hay un cambio, se pasa a un proceso macrogenético.

-Por lo tanto la competencia de los procesos en función del clima puede influir en los aspectos cualitativos y nosotros observamos los procesos, la intensidad de cada uno se puede ver mejor en aquellos procesos que son polizonales. Por ejemplo, el agua, cuantitativamente no actúa de la misma manera en toda la superficie. En algunos climas va a actuar de una intensidad u otra. Otros, como la actividad eólica, litoral, etc.

-El caso del agua es el ejemplo más generalizado, porque el clima determina el volumen de precipitaciones, el balance hídrico del agua en el suelo, el caudal, el régimen de las aguas corrientes, de tal manera que en aquellas áreas con precipitación continua habrá una circulación continua del agua; en aquellos donde los regímenes pluviométricos son irregulares: caudal discontinuo. Y la presencia de un mayor o menor volumen de agua de precipitación, unida al desarrollo de un suelo o vegetación también tendrá relación con que la influencia directa del clima tenga una intensidad mayor o menor.

-En el caso del viento, el clima va a determinar la velocidad del viento, el régimen del viento y en consecuencia la competencia con que va a modelar el relieve.

-En el caso de la vegetación. Cuando aparece una cubierta biótica, esto va a modificar la influencia del clima y las características climáticas y el régimen térmico pluviométrico y las propiedades mecánicas de los materiales.

-En el primer caso hay una diferencia importante entre los elementos del clima que miden las estaciones meteorológicas y los que se registran a nivel del suelo.

-Hay una gran variedad de suelos: más o menos porosos, cada uno tiene una estructura y también una variedad de vegetación. Todo ello hace que los parámetros climáticos (sobre todo térmicos) y el viento varíen y esto va a influir en la actividad de los procesos de modelado.

-En cuanto a las de carácter hídrico, cuando hay una cubierta vegetal que es capaz de absorber la radiación solar y retenerla, los cambios térmicos son más lentos que en el resto de la atmósfera que los rodea. Y cuando hay una humedad determinada, las plantas van también a absorber parte del agua de las precipitaciones y eso va a limitar la disponibilidad de agua para las acciones de meteorización. Como los niveles superficiales del suelo retienen parte de agua y de ella una parte se evapora, hay un volumen de humedad que queda eliminado del alcance de los agentes modeladores y además la presencia de un suelo; capa de humus va influir en el volumen de agua disponible, en las características de ese agua, grado de aridez, distribución, etc.

3. Influencia indirecta

-En lo que se refiere a la influencia directa que es capaz de modificar las propiedades mecánicas de los materiales.

-Cuando hay un desarrollo del suelo, nos encontramos con que el material suele tener en principio una menor resistencia de cara a los agentes de modelado, en otras ocasiones, la edafogénesis le da al roquedo una mayor resistencia y compactación.

-Bajo más condiciones climáticas diferentes la evolución de los suelos hace que se vaya produciendo un lavado de las capas superiores y pierden cohesión: aumento de la competencia de los procesos que movilizan las partículas: procesos de arroyada, deflación eólica, etc.

-Pero ese lavado de los elementos superficiales en los horizontes internos suelen convertirse en zonas donde se acumulan estos finos que se lavan en la parte superior y esto que es un proceso edafogenético conlleva a una mayor cohesión y resistencia del suelo frente a los agentes morfogenéticos sobre todo a las acciones mecánicas de la meteorización, porque va reduciendo la porosidad, etc.

-Como consecuencia de esta influencia del clima sobre el relieve y que se ejerce de varias maneras, de todo esto se deduce que la influencia del clima sobre el relieve va a poner de manifiesto la división climática de la Tierra y que en los territorios o en las zonas desprovistas va a ver una relación directa de la morfogenética y un predominio de los procesos erosivos sobre los procesos de formación de suelo, mientras que en las zonas cubiertas de vegetación y desarrollo de un suelo van a predominar los procesos edafogenéticos sobre los morfogenéticos.

-En definitiva lo que se ve es que no son sólo los procesos, sino los climas los que van a controlar los sistemas morfogenéticos que se desarrollan en las distintas partes de la Tierra.

-Cuando hay un conjunto de procesos de modelado que están interrelacionados entre sí de acuerdo con las condiciones medioambientales decimos que hay un sistema morfogenético. En cada uno de los sistemas morfogenéticos habrá una serie de subsistemas dedicados a todo ese conjunto de pasos que están dentro de la evolución del relieve: habrá subsistemas dedicados al accionamiento, transporte, dinámica de vertientes, evacuación, etc.

-Teniendo todo esto en cuenta los sistemas morfogenéticos o morfoclimáticos pueden clasificarse en un primera gran división en sistemas que actúan en aquellos lugares de la Tierra donde el clima y la ausencia de vegetación le dan primacía a las acciones de carácter mecánico y esta situación es la que se asimilan al concepto de rexistasia (en la naturaleza hay unos ámbitos con mayor desarrollo del suelo y vegetación: biostasia/ rexistasia: áreas en decadencia de suelos). En el caso de la biostasia, los lugares propios son los climas templados, cierto grado de humedad para que hay un desarrollo del suelo, donde predominan unos procesos mas de carácter químico que físico y una escorrentía.

-No hay una división desde el punto de vista controlado por el clima que se corresponda con las áreas zonales de la Tierra. La división regional de los climas se corresponde más con la división del mundo sobre criterios geomorfológicos.

-Se llega pues a una división de dominios, que no se corresponden a las distintas zonas climáticas por ser más pequeñas, pero si se pueden agrupar.

-Además de estas divisiones hay otras: unas más complejas y otras más sencillas.