Biologia - Geomorfologia General

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GEOMORFOLOGIA GENERAL Julio Muñoz Jim énez

EDITORIAL

www.FreeLibros.org SINTESIS

Prim era reimpresión: sep tiem bre 1993 Segunda reimpresión: octubre 1995 Tercera reimpresión: sep tiem bre 2000 D iseño d e cubierta: Juan Jo s é Vázquez

© Julio Muñoz Jim énez © EDITORIAL SÍNTESIS. S. A. Madrid

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índice

1. El relieve te rre stre y su estudio científico ..................... 1.1. Objeto y encuadre disciplinar de la Geomorfología ... 1.2. Los antecedentes del conocimiento geomorfológico. 1.3. La articulación de los conocimientos geomorfológic o s ............................................................................................. 1.3.1. El planteamiento sistemático ............................. 1.3.2. El planteamiento co ro ló g ico ............................... 1.4. Los factores del relieve y la organización interna de la G eom orfología.................................................................. 1.4.1. Los factores internos: estructura geológica y tectónica ................................................................... 1.4.2. Los factores externos: procesos y sistemas m orfo gen ético s....................................................... 1.5. El campo de estudio de la Geomorfología: contenido y límites .................................................................................... 1.5.1. El contenido del campo disciplinar de la Geo morfología ................................................................ 1.5.2. Los límites del análisis geomorfológico ........... 2. L a estru ctu ra g eo ló g ica y su influencia en la configu ra ció n del relieve ......................................................................... 2.1. Las ro cas y su incidencia en la configuración del relieve ..................................................................................... 2.1.1. La composición químico-mineralógica de las r o c a s ........................................................................... 2.1.2. Los caracteres físicos de las rocas ................. 2.2. Las rocas endógenas o eruptivas .................................. 2.2.1. Las ro cas plutónicas ...........................................

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2.2.2. Las ro cas volcánicas ........................................... 2.3. Las ro cas exógenas o sedimentarias ............................ 2.3.1. Los caracteres petrográficos de las rocas se dimentarias ............................................................... 2.3.2. La clasificación de las ro cas sedim entarias . 2.3.3. La forma de yacimiento estratificada de las ro cas sed im entarias.............................................. 2.3.4. La forma de agrupación de los estratos sedi mentarios .................................................................. 2.3.5. La cronoestratigrafía y la división del tiempo geológico .................................................................. 2.4. Las ro cas metamórficas ................................................... 2.4.1. Los tipos de metamorfismo ................................ 2.4.2. La forma de yacimiento de las ro cas meta m órficas .....................................................................

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3. Los fundam entos te c tó n ic o s d el re lie v e 3.1. La tectónica com o factor interno del relieve: epirogénesis y orogénesis ........................................................... 3.2. Las estructuras de deformación: los pliegues ......... 3.2.1. Elementos y caracteres definitorios de los p lie g u e s ..................................................................... 3.2.2. Criterios de clasificación y tipos de pliegues. 3.2.3. Los modos de agrupación de los pliegues ...... 3.3. Las estructuras de dislocación: las fracturas ........... 3.3.1. Elementos y caracteres definitorios de las fracturas .................................................................... 3.3.2. Tipos de fracturas: fallas, desenganches y d e s g a r r e s .................................................................. 3.3.3. Los modos de agrupación de las fracturas. 3.4. Las estructuras desplazadas o alóctonas ................... 3.4.1. Los cabalgam ientos .............................................. 3.4.2. Los mantos de corrimiento ................................

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4. Los re lie v e s estru ctu ra le s p rio ritariam en te co n tro la dos por la d isp o sició n te c tó n ic a ........................................... 4.1. Las formas de relieve estructurales y sus tipos fun dam entales ............................................................................. 4.2. El relieve aclinal ................................................................... 4.2.1. Las formas planas y tabulares iniciales ........ 4.2.2. Las formas residuales .......................................... 4.3. El relieve monoclinal .........................................................

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4.3.1. Las «cuestas»: elementos y tipos ..................... 4.3.2. La evolución de las «cuestas» y la morfología resultante ................................................................. 4.4. El relieve p le g a d o ............................................................... 4.4.1. El relieve «jurásico» directo .............................. 4.4.2. La «inversión» del relieve plegado y la mor fología resultante .................................................. 4.5. El relieve fallad o .................................................................. 4.5.1. Las formas simples derivadas de la fracturación ............................................................................. 4.5.2. Las formas falladas co m p lejas......................... 4.5.3. Las formas derivadas de las fallas en direc ción y de la fracturación..................................... 4.6. El relieve «apalachense» .................................................. 4.6.1. El «apalachismo» y su interpretación ............ 4.6.2. Modalidades de «apalachismo» ...................... 5.

Los relieves estru ctu rales prioritariam ente controla dos por la litología ..................................................................... 5.1. La litología como control geomorfológico directo ... 5.2. El relieve granítico ............................................................. 5.2.1. Los caracteres del roquedo cristalino y su trascendencia geomorfológica ........................ 5.2.2. Las formas prismáticas y en domo ................ 5.2.3. Los «berrocales» y sus elementos .................. 5.2.4. Las microformas g ran íticas............................... 5.3. El relieve volcánico ............................................................ 5.3.1. Los caracteres del material volcánico y los tipos de erupción .............................................. 5.3.2. Las formas de construcción lá v ic a .................. 5.3.3. Las formas de construcción piroclástica ...... 5.3.4. Las formas volcánicas de destrucción .......... 5.3.5. Los relieves volcánicos de erosión diferencial. 5.3.6. Los relieves volcánicos complejos .................. 5.4. El relieve kárstico ............................................................... 5.4.1. Los caracteres de las rocas carbonatadas y la disolución kárstica .......................................... 5.4.2. Las formas exokársticas menores: los lapiaces ............................................................................. 5.4.3. Las formas exokársticas mayores: depresio nes cerradas y c a ñ o n e s ..................................... 5.4.4. Las formas endokársticas: las cavidades sub terráneas ................................................................

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6.

2.

8.

L as fu erz as m o rfo g en ética s e x te rn a s ............................... 6.1. Naturaleza y función de las fuerzas m orfogenéticas externas .................................................................................... 6.2. La gravedad y su papel en la m orfogénesis .............. 6.2.1. Las condiciones de actuación de la grave dad en la superficie de la litosfera ................... 6.2.2. Los controles superficiales de la actuación de la gravedad ........................................................ 6.3. La convección térm ica y su papel en la m orfogéne sis ................................................................................................ 6.4. Las condiciones m ateriales de actuación de las fuer zas m orfogenéticas externas ........................................... 6.4.1. El calibre de las partículas y la com petencia de las acciones de modelado............................. 6.4.2. La cohesión del roquedo y las acciones de preparación de material ..................................... 6.4.3. La influencia de la movilidad de las partícu las ................................................................................. 6.5. Las condiciones am bientales y la amplitud ecoló g ica de las acciones de modelado ...............................

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Los p ro ce s o s ex tern o s de p re p a ra ció n d el m a teria l 7.1. La meteorización: naturaleza y tipos .............................. 7.2. Los p rocesos de fragm entación o «clastias» .............. 7.2.1. La term oclastia ........................................................ 7.2.2. La crioclastia o gelifracción ............................... 7.2.3. La hidroclastia ......................................................... 7.2.4. La haloclastia ........................................................... 7.3. Los procesos químicos: disoluciones y alteraciones. 7.3.1. La disolución m eteórica ....................................... 7.3.2. La alteración m eteórica: caracteres g en era les ................................................................................. 7.3.3. La oxidación ............................................................ 7.3.4. La hidratación ......................................................... 7.3.5. La hidrólisis ..............................................................

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Los p ro ce s o s in ic ia le s de tran sp o rte: la d in ám ica de v e rtie n te s ........................................................................................... 8.1. La dinámica de vertientes: naturaleza y tipos ........... 8.2. Las acciones gravitatorias directas: la «caída libre». 8.3. Los desplazamientos indirectos elem ento a ele mento: el «creep» .................................................................

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8.4. Los desplazamientos en m a s a ......................................... 8.4.1. Los deslizamientos ............................................... 8.4.2. Las solifluxiones..................................................... 8.5. La arro y ad a ........................................................................... 8.5.1. Las modalidades geomorfológicas de la arro yada .......................................................................... 8.5.2. La acción geomorfológica de la arroyada di fusa: los g la c is ........................................................ 8.5.3. La acción geomorfológica de la arroyada concentrada: las cárcavas ................................. 8.5.4. Las formas com plejas de arro y a d a ................ 9.

10.

Los cu rso s de agua y su a cc ió n m orfogen ética .......... 9.1. La escorrentía fluvial y su papel en la morfogénesis. 9.2. La interpretación clásica de la acción fluvial: la «ero sión lineal» y sus factores ................................................ 9.2.1. Los cau ces fluviales y la evolución de su per fil longitudinal ........................................................ 9.2.2. La evolución del trazado de los cauces: la organización de las redes fluviales................ 9.3. La interpretación actual de la acción fluvial ............. 9.3.1. Los caracteres básicos de la escorrentía flu vial y sus consecuencias .................................... 9.3.2. La com petencia fluvial y sus factores «morfo lógicos» .................................................................... 9.3.3. La competencia fluvial y sus factores hidráu licos ........................................................................... 9.4. La acción transportadora de los cursos de agua .... 9.4.1. Las modalidades «químicas» del transporte fluvial ........................................................................ 9.4.2. Las modalidades m ecánicas del transporte fluvial ........................................................................ E l m odelado de lo s lech o s flu viales y de la s llanu ras alu viales ........................................................................................... 10.1. El modelado de los lechos fluviales .............................. 10.2. Los lechos de erosión ........................................................ 10.2.1. La abrasión fluvial y sus co n secu en cias 10.2.2. La incidencia de los procesos de prepara ción del material ................................................... 10.3. Los lechos móviles .............................................................. 10.3.1. Los lechos «calibrados» ...................................... 10.3.2. Los lechos meandriformes: caracteres gene rales ..........................................................................

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10.3.3. G énesis y evolución de los m eandros ........... 10.3.4. Las condiciones del ameandramiento ........... 10.3.5. Los lechos trenzados o anastom osados ........ 10.4. Los lechos to rre n cia le s...................................................... 10.5. Las llanuras alu v iales......................................................... 10.5.1. Las condiciones m orfogenéticas de las llanu ras aluviales ............................................................ 10.5.2. Las terrazas fluviales y su interpretación geom orfológica ..............................................................

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11. Los g la cia re s y su a cc ió n m orfogen ética ......................... 11.1. Condiciones y ámbito d e actuación de los glaciares. 11.1.1. G laciares regionales y glaciares locales ...... 11.1.2. Tipos de glaciares locales: elem entos del aparato glaciar ........................................................ 11.2. Los caracteres de la escorrentía g la c ia r .................... 11.3. La acción erosiva de los glaciares y su interpreta ción ............................................................................................. 11.3.1. Abrasión y sobreexcavación glaciar .............. 11.3.2. La actividad sobreexcavadora de los glacia res y su interp retación .......................................... 11.4. El modelado de erosión glaciar: el lecho glaciar y sus elem entos ......................................................................... 11.4.1. El circo glaciar y sus tipos ............................... 11.4.2. La artesa glaciar ................................................... 11.5. La acción transportadora y acumuladora de los gla ciares 11.5.1. La carg a morrénica y su distribución ........... 11.5.2. La sedim entación glaciar .................................. 11.6. El modelado de acumulación glaciar: las formas morrénicas ..................................................................................... 11.6.1. Las formas de acumulación frontal: los arcos morrénicos ................................................................ 11.6.2. Las formas de acumulación lateral y de fon do ................................................................................. 11.7. Morfodinámica de margen y formas proglaciares ....

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12. L a a cció n m odeladora del viento y de la s aguas m arinas ................................................................................................ 12.1. La acción morfogenética del viento: caracteres y con troles .......................................................................................... 12.1.1. La com petencia del flujo eólico .....................

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12.2.

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12.4. 12.5.

12.6. 12.7.

13.

Los caracteres del flujo eólico y el trabajo modelador del viento .......................................... La ablación y la erosión e ó lic a ....................................... 12.2.1. La deflación y sus consecuencias geomorfoló g ic a s ....................................................................... 12.2.2. La corrasión y sus consecuencias geomorfoló g ic a s ....................................................................... La acumulación eólica: las dunas ................................. 12.3.1. Las dunas longitudinales.................................... 12.3.2. Las dunas tran sv ersales..................................... 12.3.3. Los complejos dunares ....................................... La acción morfogenética de las aguas marinas y su ámbito .................................................................................... Las acciones m ecánicas en el modelado litoral....... 12.5.1. Las olas y su acción morfogenética ............... 12.5.2. Las corrientes litorales y su acción morfoge nética ........................................................................ Los procesos químicos y bióticos en el modelado litoral ....................................................................................... Las formas del relieve litoral .......................................... 12.7.1. Las formas litorales de erosión: acantilados y rasas .......................................................................... 12.7.2. Las formas litorales de acumulación detrí tica: las p la y a s....................................................... 12.7.3. Las marismas ......................................................... 12.7.4. Las formas de acumulación fluvio-marina: los deltas ................................................................ 12.7.5. Las construcciones organógenas: los arreci fes coralinos ...........................................................

La influencia del clim a en la m orfogénesis .................. 13.1. Sistemas morfogenéticos y condiciones bioclimática s ............................................................................................ 13.2. La influencia directa del clima en la morfogénesis. 13.2.1. La influencia del clima en la naturaleza de los procesos m orfogenéticos............................ 13.2.2. La influencia del clima en la actuación y en la com petencia de los procesos morfogenéti co s ............................................................................. 13.3. La influencia indirecta del clima en la morfogénesis: el papel de la cubierta biótica .......................................

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13.3.1. La influencia de la vegetación y los suelos en las condiciones térm icas de la m orfogénesis. 13.3.2. La influencia de la vegetación y los suelos en las condiciones hídricas d e la morfogénesis. 13.4. Condiciones bioclim áticas y resistencia del material. 13.5. El bioclima com o b a s e de clasificación de los siste m as morfogenéticos: rexistasia y biostasia ................ 14.

L a división m orfoclim ática del globo: dom inios y pi so s m orfoclim áticos .................................................................... 14.1. La división geom orfológica de la superficie terres tre: los dominios morfoclimáticos y su definición .... 14.1.1. Los criterios de diferenciación morfoclimá tica ............................................................................... 14.1.2. La estructura morfoclimática de la superficie terrestre: com plejos zonales, zonas y domi nios .............................................................................. 14.2. La zona morfoclimática fría ............................................. 14.2.1. El dominio glaciar .................................................. 14.2.2. El dominio periglaciar ..... 14.3. La zona morfoclimática xérica ....................................... 14.3.1. El dominio semiárido ................................... 14.3.2. El dominio árido ..................................................... 14.4. La zona morfoclimática tem plada ................................. 14.4.1. El dominio tem plado-húm edo............................ 14.4.2. El dominio continental-seco ............................... 14.5. La zona morfoclimática tro p ic a l............................ 336 14.5.1. El dominio tropical de s e lv a ............................. 14.5.2. El dominio tropical de sabana ........................... 14.6. Las áreas de montaña y su organización geomorfo lógica: los pisos morfoclimáticos ................................... 14.6.1. La influencia del medio de montaña en la m orfogénesis ....... 14.6.2. El piso glaciar ......................................................... 14.6.3. El piso periglaciar .................................................. 14.6.4. El piso «forestal» .....................................................

B ibliografía ..............................................................................................

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El relieve terrestre y su estudio científico

1.1. Objeto y encuadre disciplinar de la Geomorfología El término Geomorfología, difundido en los últimos años del siglo pasado por el geógrafo y geólogo norteamericano William Morris Davis, significa etimológicamente «conocimiento racional de las formas de la Tierra» y, en la actualidad, designa una disciplina científica que tiene como objeto el reconocimiento, la clasificación y la explicación de las diferentes configuraciones que presenta la superficie externa de la li tosfera, de cuya combinación resulta el relieve terrestre. Al ser dicha superficie un plano que pone en contacto el globo sólido del planeta con los dos medios fluidos que lo envuelven —atmósfera e hidrosfera— y constituir el soporte de la biosfera, es lógico que el análisis geomorfológico parta siempre, de modo m ás o menos explícito, del postulado de que la forma o relieve de dicha superficie e s el resultado presente de la relación o interacción entre las fuerzas que actúan por debajo (fuerzas internas ) y por encima de ella (fuerzas ex tern as ), Para unos, entre los que se encuentran algunos importantes precur sores de la disciplina, la citada relación dinámica está siempre dese quilibrada a favor de las fuerzas internas, esencialmente constructivas, de modo que las formas del relieve superficial son ante todo manifesta ción o trasunto de la disposición de los volúmenes rocosos en los nive


les externos de la corteza terrestre determ inada por la tectónica a lo largo de la historia geológica; conform e a este punto d e vista la G eomorfología ha de en tenderse com o una ram a de la G eología o, en todo caso, com o un sa b er estrecham ente entroncado con ella. Para otros, por el contrario, el mayor p e se corresponde — salvo en cortos episo dios de intensa actividad tectónica (fa s e s o ro g én ic as )— a las fuerzas externas, de modo que en la g én esis de la s formas superficiales las fuerzas internas se limitan a poner el m aterial siendo las externas las que sobre él realizan el m o d ela d o del relieve m ediante dilatados pro ceso s o ciclos de erosión; d e acuerdo con esta idea, muy generalizada entre los continuadores directos de W. M. Davis, lo lógico e s plantear la Geomorfología com o una disciplina de hecho independiente, m ás o m enos próxima o tangente a la G eografía Física, centrada en el análisis de los p rocesos de erosión resp o n sables del m odelado de la superficie terrestre. Otros investigadores, finalmente, consideran que con carácter g en e ral y perm anente no se puede atribuir prim acía a uno u otro grupo de fuerzas, sino que am bas están en continua actividad e interfieren entre sí. Para ellos el relieve d e la Tierra ha de en tenderse com o un fenó meno com plejo que p ro ced e —lo mismo que el clim a o cualquier otro componente del medio natural— d e la incensante interacción d e los elem entos del esp acio geográfico, e s decir de la litosfera, la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera; un fenómeno que no puede ser racional mente comprendido si no s e posibilita a nivel teórico y m etodológico la manifestación del papel real de cad a uno en la génesis de la morfolo gía superficial. D esd e esta perspectiva, afianzada en la s últimas d é ca das por la difusión de la Teoría G eneral de Sistem as, la Geomorfología encuentra su lugar m ás adecuado dentro del m arco de la Geografía Física, donde puede integrar información referente a dichos elem entos así como a sus m odalidades de interacción. Este triple enfoque o encuadre e s resultado en gran parte d e la p re historia y la historia d e la disciplina, que — según se ha dicho— no se articula com o tal ni adquiere nom bre propio hasta h a ce poco m ás de noventa años. Ciertam ente, los fenóm enos que constituyen el campo de interés de la Geomorfología son muy evidentes a la observación y de gran interés desde diversos puntos de vista — el relieve de los distintos territorios, así com o los agentes y m ecanism os de erosión y los factores que controlan su actividad son hechos que el hom bre siem pre ha ob servado y necesitado co n o cer— y fueron tratados, antes de su articula ción en un cam po disciplinar diferenciado, por fisiógrafos, topógrafos, ingenieros, geógrafos y geólogos. Por otra parte, hay que tener en cuenta que la sistematización de unos conocim ientos de tan diversifi cad a p roced encia se produce en el ámbito de la G eografía y dentro de


unas coordenadas epistem ológicas —las del positivismo evolucionista del último tercio del siglo xix— que estaban en trance de ser mayoritariamente abandonadas por las m ás importantes escuelas geográficas, decididamente favorables en torno al cam bio de siglo a los enfoques regionales o corológicos de signo «historicista».

1.2. Los an teced en tes del conocim iento geom orfológico Se puede considerar que la «prehistoria» de la Geomorfología, es decir el desarrollo del interés por los tem as que m ás tarde conforma rán el campo de nuestra disciplina y la acumulación inicial de informa ción relativamente precisa acerca de los mismos, tiene dos etapas: una anterior a los años centrales del siglo xix, en los que aparece la obra de Alejandro de Humboldt; y otra que com prende el resto del siglo pasado hasta la publicación de los trabajos de Ferdinand von Richthofen, Albrecht Penck y, sobre todo, William Morris Davis, con los que se inicia el desarrollo de la Geomorfología como disciplina con nombre propio, relativamente bien estructurada y diferenciada a nivel teórico y metodológico. El interés por el relieve terrestre y por la explicación de su génesis o modelado comienza en el Renacimiento y e s en las obras de ingenie ros y «naturalistas», junto con las descripciones de cronistas y geógra fos, en las que de forma inconexa aparecen las primeras observaciones con finalidad explicativa y los primeros intentos de interpretación acer ca de estos temas: Los ingenieros, para dar respuesta a necesidades prácticas, realizan las primeras aportaciones en relación con los agen tes y los procesos de erosión y modelado; los naturalistas realizan aná lisis físicos de un creciente número de territorios, en los que el volumen, la precisión y la riqueza de los datos abocan a la formulación de hipóte sis, reflexiones e intuiciones de gran agudeza acerca de la génesis y evolución del relieve; los geógrafos y cronistas, por su parte, van apor tando una información cada vez m ás completa, rigurosa y fiable sobre la localización, las dimensiones y la tipología de los elementos del relie ve continental. Los resultados de este interés por la morfología de la superficie terrestre, que normalmente aparecen en los trabajos de los investiga dores citados junto con apreciaciones acerca de otros temas (clima, vegetación, comunicaciones, agricultura, obras públicas, etc.), se siste matizan, completan y articulan con pretensión científica por primera vez a mediados del siglo xix gracias a la labor de A. de Humboldt. Sin em bargo, esta sistematización no implica la aparición de una disciplina autónoma y diferenciada, ya que la temática geomorfológica queda


subsumida o integrada en una G eografía Física esencialm ente global y unitaria, conform e a la idea humboldtiana d e que las leyes objeto de la investigación geográfica, elevada a un nivel verdaderam ente científico, son las que rigen la organización y el funcionamiento globables de la superficie terrestre, sin que s e a conveniente d esd e e ste punto de vista separar o m arcar las diferencias entre los fenóm enos correspondientes a la «naturaleza animada» d e los correspondientes a la «naturaleza ina nimada» y, mucho menos, d e éstos entre sí. El cam po de interés y de investigación de la futura Geomorfología queda, por lo tanto, al constituirse la m oderna ciencia geográfica como un componente de la G eografía Física, cuya personalidad o autonomía no e s coherente ni conveniente reafirmar. Sin em bargo, no por esta ins talación teórica dentro de la gran construcción humboldtiana el interés por los tem as relacionados con el relieve terrestre p asa a ser patrimo nio de los geógrafos, sino que sigue desarrollándose en otras discipli nas hered eras o continuadoras del «naturalismo», sobre todo en la G eo logía —que consolida su estatuto científico tam bién a m ediados del siglo xix con las grandes obras d e conjunto de Ch. Lyell y E. Su ess— . Así, ya en la segunda mitad de la p asad a centuria a p arece con clari dad la doble vinculación prioritaria del estudio del relieve a las comuni dades científicas d e los geógrafos y de los geólogos (o de los cultiva dores de las Ciencias Naturales), cad a una de las cu ales enfoca la tem ática geom orfológica d esd e un punto de vista distinto y dentro de un m arco conceptual notablem ente diferente: puede d ecirse que los geógrafos avanzan en el inventario, la medición, la descripción y la cla sificación de las form as del relieve, analizando sus relaciones esp acia les y genéticas con el clima, la hidrología o la cubierta vegetal; los geólogos, por su parte, investigan las relaciones del relieve con la natu raleza y la disposición de las ro cas aflorantes y se dedican a establecer los modelos de funcionamiento y las con secu en cias de los p rocesos de modelado.

1.3. L a a rticu la ció n de lo s co n o cim ien to s geom orfológicos Como ya se ha señalado, e s en los últimos años del p asad o siglo cuando se producen las sistem atizaciones decisivas de los conocim ien tos a ce rca del relieve terrestre qu e abocan a la constitución de una dis ciplina específica denom inada Morfología o Geomorfología; estas siste matizaciones son dos y se realizan en ám bitos culturales y científicos bien diferenciados, abocando a propuestas teórico-m etodológicas dis tintas aunque coincidiendo en la atribución a la nueva disciplina de un carácter em inentem ente geográfico.


La primera (cronológicamente) de estas sistematizaciones se da en Alemania y su iniciador e s F. von Richthofen, siendo en principio poco am biciosa y de limitada trascendencia; la segunda —de gran ambición y decisiva para el futuro de nuestra disciplina— se produce en Estados Unidos y su promotor fundamental e s W. M. Davis. Ambas tienen en común la idea de que el estudio del relieve terrestre e s un tema corres pondiente al ámbito científico de la Geografía (y no al de la Geología), la convicción de que e s la aplicación de un enfoque y una metodología evolucionista la que puede dar sentido científico a dicho estudio y la búsqueda de un modelo disciplinar positivista (es decir fundado en el enunciado y la elaboración de leyes de carácter general). Sin embargo, existen entre ellas —como se ha señalado— diferencias sustanciales: Mientras que Davis propone una metodología fundamentalmente abs tracta y deductiva, Richthofen y sus continuadores optan por un método empírico de gran carg a inductiva; mientras que Davis considera que la Geomorfología, p ese a su integración en el campo de las ciencias geo gráficas, puede y d ebe tener un cuerpo propio de leyes generales, los autores alem anes mantienen que la «Morfología» no puede llegar a leyes generales propias e independientes, sino que participa de las que rigen la estructura y la dinámica natural de la superficie de la Tierra. Los puntos en común señalados derivan del «ambiente» general en que am bas sistematizaciones se desarrollan, m arcado por el entendi miento positivista de la ciencia, por el éxito del evolucionismo darwiniano y por la necesidad m arcar unos límites objetuales precisos entre las disciplinas (en concreto, entre la Geología y la Geografía). Pero hay que tener en cuenta que la adscripción a las coordenadas epistemoló gicas del positivismo (es decir la pretensión de organizar los conoci mientos a ce rca de la superficie terrestre en un cuerpo científico funda do en un código de leyes de carácter general, al modo de las ciencias naturales) entra en crisis en torno al año 1900 entre los geógrafos, una gran parte de los cuales asume los enfoques regionales, de signo «excepcionalista» historicista, que m arcarán el desarrollo de la Geografía du rante el «período clásico» 1900-1960. Estos enfoques, según los que el objeto de la investigación geográfica es la explicación, en sí y con base en entramados causales únicos e irrepetibles, de cada una de las confi guraciones de la superficie terrestre, se adecúa mal con el plantea miento generalizador y la metodología analítico-deductiva de la geomor fología davisiana, manifestando una mayor compatibilidad con la globalidad y el inductivismo de la propuesta de von Richthofen y sus seguidores (para los que la elaboración de una teoría general acerca del relieve y su evolución se entiende como una perspectiva final para cuando la información derivada del análisis de caso s concretos haya


alcanzado un nivel suficiente, siendo el análisis de unidades de relieve concretas la labor inmediata y fundamental del geomorfólogo). Así pues, d esd e casi el mismo momento de su aparición como disci plina científica (integrada en o vinculada a la G eografía por tener un objeto situado en la superficie de la Tierra y por buscar la explicación de su configuración presente), en la Geomorfología han coexistido dos modos bien diferenciados de plantearse el estudio del relieve. Estos dos planteamientos genéricos, cad a uno de los cuales e s y ha sido sus ceptible de diversas matizaciones, son el «sistemático» o «deductivo» que tiene su arranque y su m ás brillante formulación en el paradigma del ciclo d e erosión de W. M. Davis y el «corológico», «comparado» o «inductivo» propuesto inicialmente por von Richthofen y adaptado al lenguaje regionalista por A. y W. Penck y S. Passarge.

1.3.1. E l p lan team ien to siste m á tic o

El primero de ellos, entroncado con el m ás puro positivismo evolu cionista decimonónico, fundamentalmente deductivo y proclive a enten der la Geomorfología com o una disciplina independiente queda bien ilustrado con la lectura de los textos fundamentales del investigador norteamericano como El ciclo geográfico y C om plicaciones d el ciclo geográüco. En estos se viene a decir que todo sector de la superficie de la litosfera —y esta superficie en su conjunto— presenta una confi guración o relieve que e s resultado siem pre de la puesta en contacto con el exterior de una estructura geológica como consecuencia de una fase tectónica; dicha puesta en contacto o exposición desencadena en todos los caso s un proceso de modelado o erosión realizado coordina damente por los agentes atm osféricos (erosión a re o la r) y por las aguas corrientes (erosión lineal ), el cual proceso tiene siempre un desarrollo evolutivo cíclico y com prende una fase inicial o de juventud, caracteri zada por un rápido incremento de la energía del relieve debido al fuerte ritmo de actuación de la erosión lineal sobre los c a u c e s y a. la puesta en resalte de los com ponentes m ás resistentes de la estructura geológica, una segunda fase o de m ad u re z , en la que el relieve alcanza su máximo vigor y com plejidad (al tiempo que va disminuyendo el con trol estructural) al alcanzar la mayor profundidad y desarrollo el sis tema de cau ces conforme al nivel d e b a s e de las aguas corrientes, y una tercera fase o de se n e c tu d , en la que la acción predominante de la erosión aerolar se van rebajando los interfluvios y el vigor del relieve va decreciendo hasta aproxim arse a una topografía casi plana. Este pro ceso, que tiene carácter cíclico, tiende o aboca siempre, en consecuen cia, a la elaboración de una morfología superficial baja y prácticam ente


llana —una penillanura — caracterizada por encontrarse muy próxima a una situación de equilibrio gravitatorio en los intefluvios e hidrodiná mico en los cauces, se desarrolla a una escala temporal m ás dilatada que la histórica pero notablemente más reducida que la geológica y tiene una validez general o, al menos, «normal». D e acuerdo con este planteamiento brillantemente expuesto por Davis ca rece de sentido y no e s justificable por sus resultados una Geo morfología empírica e inductiva (fundada en la consideración y compa ración de un número ilimitado de análisis concretos o de interpretacio nes de validez espacialm ente limitada, e s decir, de validez regional o local), ya que existen desde el punto de vista genético suficientes simili tudes u homologías entre las formas de relieve como para enfocar su estudio partiendo del postulado de que todas y cada una de ellas no son sino configuraciones correspondientes o derivadas de un proceso de erosión cíclico que en todas partes y tiempos e s y será igual, al estar regido en último término por leyes físicas elementales de carácter ge neral y permanente.

1.3.2. E l plan team iento co ro lóg ico

El enfoque corológico o comparado no cuenta con textos programá ticos tan concisos y brillantes y sus caracteres teóricos y metodológicos han de sacarse de textos de menores pretensiones y profundidad. Así en T areas y m étodos d e ¡a Geografía actual F. von Richthofen propugna una ciencia del relieve entendida como «Morfología general compa rada», cuya forma de operar consistiría, primero, en el análisis riguroso de los caracteres de un número suficientemente amplio y significativo de formas de relieve de todo el mundo y en una investigación precisa de los procesos responsables en cada caso de su modelado; después, en la ordenación y clasificación de las formas y procesos analizados mediante la comparación, la observación de las similitudes y la detec ción de las causas o factores (litológicos, tectónicos, climáticos, bióticos, etc.) responsables de éstas; y finalmente, en la elaboración inducti va de un cuerpo de normas o leyes geomorfológicas de generalidad o validez espacial creciente. En esta línea A. y W.-Penck, partiendo de la recopilación y compara ción de numerosas observaciones, proponen un entendimiento de la génesis del relieve terrestre como un proceso en el que la tectónica y los procesos erosivos interactúan sincrónicamente y que no aboca ne cesariam ente a la elaboración de un determinado tipo de topografía; y aprecian cómo tanto la configuración superficial como la dinámica geomorfológica muestran caracteres diferenciados según sea el clima y la


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Fig. 1.1. Fuerzas internas y fuerzas externas en el modelado del relieve terrestre.

vegetación. Este modo de enfrentarse con el estudio del relieve pro puesto por autores de lengua alemana se consolida a primeros de nuestro siglo gracias a la conceptualización de la noción de «paisaje» como definidora del campo de lo geográfico, en la que desde el punto de vista geomorfológico desempeña un papel muy significativo S. Passarge, para el cual las formas de relieve son configuraciones externas de la litosfera resultantes de los intercambios funcionales constantes entre esta esfera sólida y sus envolturas fluidas que se dan en la super ficie terrestre; y el método para abordar su estudio ha de consistir en la observación, la clasificación y el análisis de dichas configuraciones no de forma aislada (como si nada tuviesen que ver con el resto de los fenómenos superficiales) ni con b ase en simplificaciones apriorísticas, sino «en su convergencia en la unidad espacial, es decir en el paisaje». De este modo la Geomorfología queda integrada en la Geografía y apa re ce como una disciplina menos nítidamente diferenciada y autosuficiente, pero m ás abierta y realista. Parece, pues, claro que el enfoque geomorfológico de raíz davisiana s e adecúa más a una perspectiva geológica o entroncada con las «cien cias naturales», mientras que el enfoque corológico al que se acaba de hacer referencia resulta más acorde con el punto de vista geográfico. Ciertamente quien aborde el estudio del relieve desde una base geo gráfica y con una finalidad geográfica se ha de sentir mejor instalado dentro de este marco m ás concreto y global, ha de funcionar sobre unas bases m ás amplias y firmes (derivadas de su formación en cierto modo de «letras») y ha de percibir que la investigación se dirige por el camino que le interesa, haciendo que los resultados sean más impor tantes y valiosos. Podría decirse que hay una Geomorfología geográ fica, que pone su acento en las formas y en el m arco en que se desarro llan, y una Geomorfología geológica, especialmente enfocada hacia los procesos de modelado y sus b ases m ecánicas, físicas y químicas. Am bas Geomorfologías se complementan y apoyan mutuamente y pueden colaborar en el enriquecimiento de la disciplina si se respetan, si se mantienen dentro de sus límites y posibilidades.

1.4. Los fa cto res del relieve y la organización interna de la Geomorfología El relieve terrestre (de cuya localización, descripción y representa ción se encargan en la actualidad las «ciencias topográficas») es desde el punto de vista explicativo asumido por la Geografía un fenómeno superficial (uno de los componentes básicos de la configuración de la superficie de la Tierra) que resulta de la interacción incesante de los


grandes ámbitos o «esferas» que entran en contacto dinámico en dicha superficie (litosfera, atmósfera, hidrosfera y biosfera). Puede decirse, resumiendo, que el relieve que vemos e s el estado presente de la rela ción o interacción entre hechos, fuerzas y p rocesos que tienen su lugar en la litosfera (internos ) y hechos, fuerzas y p rocesos que se desarro llan fuera o por encim a de esta esfera sólida dentro del ámbito de sus envolturas (externos). De los factores internos y de los relieves priorita riamente adaptados a ellos se ocupa la Geomorfología estructural; de los factores externos y de sus modos o m ecanism os d e actuación se ocupa la Geomorfología dinámica; y la Geomorfología climática trata, por su parte, de las com binaciones de dichos m ecanism os externos según las diversas condiciones m edioam bientales (o blioclimáticas) y de los relieves especialm ente adaptados a ellas. El planteamiento de la Geomorfología como disciplina general, arti culada según esta estructura tem ática (y no regional o corológica) se funda en el hecho básico de que todas las regiones o sectores de la superficie terrestre se pueden considerar esencialm ente iguales desde el punto de vista expuesto, ya que todas ellas presentan una forma o configuración superficial que siem pre e s resultado de la acción mutua mente relacionada de unos p rocesos de modelado realizados por los meteoros atmosféricos, por las aguas y por los seres vivos sobre una estructura geológica construida por una tectónica a lo largo del tiempo: la diversidad regional, que e s fundamental desde el punto de vista metodológico, se diluye a nivel teórico puesto que existe en último tér mino una generalidad dinámica, estructural y evolutiva, que permite enunciar normas y construir un cuerpo conceptual de amplia validez.

1.4.1. L o s fa c to re s in tern o s: e stru ctu ra g e o ló g ic a y te c tó n ic a

Ciertamente, todo relieve está modelado (o esculpido) en los niveles superficiales de la corteza terrestre, los cu ales presentan una cierta naturaleza, composición y organización, que no son hom ogéneas (aun que varían dentro de unos m árgenes relativamente estrictos) ni perm a nentes (aunque sus variaciones se producen a una escala temporal sumamente dilatada); al conjunto de estos caracteres se les da en nom bre genérico de estructura geológica. Y ésta es, en consecuencia, el primero de los factores o condicionantes internos del relieve, acerca del que e s im prescindible contar con un adecuado y profundo conoci miento para abordar el análisis geomorfológico. El conocimiento de estos aspectos geológicos d eb e ser adecuado, e s decir conforme en calidad y cantidad al enfoque geomorfológico, y riguroso, lo que quiere decir exacto y fiable y no excesivam ente profundo y especializado:


para el geólogo puro la estructura geológica es un objeto central, para el geomorfólogo es un factor importante que influye en la configuración de su objeto específico; de este modo, para el primero todo carácter o aspecto es de interés y toda profundización es pertinente, mientras que para el segundo hay aspectos trascendentes y aspectos vanales y la profundidad del análisis se encuentra limitada allí donde los aspectos dejan de ser significativos para el entendimiento del relieve superficial. Por otra parte, la corteza terrestre (al igual que el resto de la litos fera) no e s algo estable locacionalmente ni definitivamente constituido, sino que se encuentra en movimiento y está continuamente afectada por una dinámica (por lo normal imperceptible a escala humana e incluso a escala histórica). Esta manifestación «superficial» de la geodi námica interna, decisiva a la escala temporal en que se crean las es tructuras geológicas y muy importante a la que se produce el modelado de las formas de relieve, recibe el nombre genérico de tectónica. Ésta, que constituye otro de los objetos centrales de la Geología e incluso sobrepasa sus límites para entrar en la Geofísica, es sin duda el se gundo de los factores internos del relieve. Un factor que, a nivel meto dológico o en el proceso lógico del análisis geomorfológico, debe ser tenido en cuenta, de un lado, como responsable de la naturaleza y la disposición de la estructura geológica y, de otro, como proceso que interactúa directamente con los procesos externos en el modelado. En este sentido puede resultar útil la distinción entre tectostática, o dis posición de la estructura derivada de procesos tectónicos previos al modelado de las formas actuales y que en relación con este puede consi derarse como un dato estable y permanente, y tectodinámica, o con junto de procesos geodinámicos superficiales que se producen duran te morfogénesis e influyen significativamente en sus resultados. Al igual que respecto a la estructura geológica, el conocimiento acerca de la tectónica debe ser adecuado y riguroso y encontrarse correctamente enfocado. Mientras para los geólogos y los geofísicos la tectónica es un tema sustantivo o un camino para la comprensión de la dinámica pro funda de la litosfera, para el geomorfólogo no deja de ser un factor del relieve acerca del que d ebe tener información en tanto que tal sin adentrase en cuestiones no significativas desde este enfoque (ni refe rentes a ámbitos litosféricos inferiores a la corteza superior o a épocas anteriores a la constitución de las actuales estructuras).

1.4.2. L o s fa c to re s externos: p ro ceso s y siste m a s m orfog en éticos

En la elaboración del relieve terrestre y en la determinación de sus caracteres no intervienen sólo hechos o procesos relacionados con la


estructura y la dinámica de la litosfera, sino que concurren acciones ligadas a elem entos y fuerzas exteriores a la corteza terrestre. Estas acciones, desarrolladas sobre los afloramientos rocosos dispuestos con forme a pautas tectónicas, m odelan el relieve m ediante el desplaza miento de «partículas» del extenor de la estructura geológica, habiendo recibido genéricam ente el nom bre de erosión. Esta denominación se ha utilizado tradicionalmente en Geomorfología porque, a primera vista, parece que las acciones internas son esencialm ente constructivas, apor tando los volúmenes de material rocoso y las pautas de su organización estructural (tectónica = construcción), mientras que las acciones exter nas actúan básicam ente atacando —«erosionando»— la superficie de las estructuras geológicas. Sin em bargo este carácter esencialm ente destructivo dista mucho de ser cierto, ya que las acciones desarrolla das sobre la superficie de la litosfera consisten tanto en un acciona miento de partículas (es decir, en un descohesionam iento o arranca miento de com ponentes de las ro cas aflorantes, al que sí cuadra el nombre de «erosión»), com o en un desplazamiento o «transporte» y en una acumulación o «sedimentación» de las mismas, procesos que en modo alguno pueden considerarse destructivos («erosivos» en sentido estricto). Y, es más, si la actuación de los agentes externos se limitase a la destrucción de los afloramientos rocosos (fragmentándolos, d esag re gándolos o descomponiéndolos) sin cam biar de lugar los elementos resultantes de ella, dicha actuación carecería de trascendencia g eo morfológica al no implicar cam bio alguno en la forma de la superficie terrestre; es precisam ente la capacidad de las acciones externas de desplazar y reubicar los elem entos rocosos accionados la que les per mite cam biar la configuración superficial de la litosfera, es decir reali zar una verdadera acción de m o d elad o ( = acción de esculpir). Estas acciones geom orfológicas externas, a las que en la actualidad s e denomina p ro c e s o s d e m o d elad o o p ro c e so s m orfogenéticos , reci ben su energía de dos fuentes principales, la gravedad y la radiación solar —que son conocidas com o fuerzas ex te rn as —, y son llevadas a cab o por una amplia serie de a g e n te s d e m o d elad o correspondientes a la atmósfera (el oxígeno del aire, el viento, los cam bios de temperatura, la lluvia, etc.), a la hidrosfera (las corrientes, el oleaje, la arroyada, los ríos, etc.) y a la biosfera (los m icroorganism os, los productos de la acti vidad orgánica, las plantas, el hombre, etc.). Estos procesos m orfoge néticos externos, sumamente numerosos, presentan muy diferentes ni veles de com plejidad y notables diferencias en su escala de actuación y desem peñan diferentes funciones geom orfológicas, no actuando nun ca independientemente ni realizando un trabajo idéntico en todos los lugares sino articulándose en sistem as adaptados en cad a lugar a las «condiciones del medio»; unas condiciones m edioam bientales en las


que cuentan tanto los aspectos estructurales (litológicos, tectónicos), como los bioclimáticos, hidrológicos y antrópicos. Como ya se ha dicho, de los citados aspectos «estructurales», así como de los relieves en los que la constitución litológica y la disposi ción tectónica se manifiestan como controles dominantes de la forma, trata la Geomorfología estructural. Cuando la importancia de los condi cionamientos o aspectos del medio «externo» e s predominante se desa rrollan formas de relieve cuya configuración resulta básicamente inde pendiente de la fitología, la forma de yacimiento o de la disposición tec tónica; de estas formas de m odelado , adem ás de las combinaciones de procesos (sistem as m orfogenéticos ) responsables de su génesis, trata la Geomorfología climática, cuyo nombre —quizá no del todo ad ecu ad oderiva de la constatación de que las acciones geomorfológicas exter nas se organizan de acuerdo en último término con el clima de cada lugar o territorio (el régimen hídrico y la cubierta biogeográfica mues tran una clara relación con él), tendiendo a generar paisajes morfológi co s específicos.

(Fuente: J. Tricart, 1981). F ig. 1.2. Esquem a d e mecanism os morfoclimáticos.

Pese a la evidencia de que los procesos de modelado actúan en la realidad combinando sus actividades, de modo que la práctica totali dad de las formas —incluso las m ás elementales y reducidas— son resultado de más o menos com plejas combinaciones de mecanismos externos, resulta imprescindible a nivel metodológico tratarlos inicial mente por separado para llegar a un conocimiento riguroso de su natu raleza, de su motor energético, de su capacidad modeladora y de sus condiciones particulares de funcionamiento; este tratamiento, que pre cisa una sólida fundamentación física y química, e s el objeto de la Geo-


morfología dinámica. Esta parte o ram a de la ciencia geomorfológica, muy activa y desarrollada en los últimos tiempos, analiza las fuerzas exter nas —e s decir las en ergías que impulsan las acciones de m odelado— , los agentes externos —e s decir, los vehículos m ateriales de dichas energías— y los p rocesos m orfogenéticos —e s decir, los m ecanism os o modalidades de actuación de los citados agentes.

1.5. El cam po de estad io d e la G eom orfología: contenido y lím ites La Geomorfología e s una ram a del saber que no b asa la diferencia ción de su cam po en la exclusividad del objeto material de su estudio: como se ha indicado, la forma de la superficie de la Tierra ha sido y es objeto de interés de otras disciplinas entre las que se encuentran la Geodesia y la Topografía. Lo que la diferencia de ellas, superando el enfoque descriptivo que las caracteriza, e s su pretensión explicativa y generalizadora y su entendimiento del relieve com o una configuración desarrollada, no en un plano geom étrico, sino en una superficie relativa de contacto y resultante de la interacción a lo largo del tiempo de fuer zas que actúan por debajo y por encim a de dicha superficie.

1.5.1. El co n ten id o d el cam po d isc ip lin a r de l a G eom orfología

Al ser un disciplina explicativa y no quedarse en un nivel descriptivo o clasificatorio, la Geomorfología incluye en su cam po de estudio la investigación de la naturaleza y la actividad de las fuerzas morfogenéticas internas y externas, así com o el análisis de los agentes y procesos mediante los que dichas fuerzas intervienen en la génesis del relieve terrestre. Este obligado y lógico interés por los factores del relipve es tan m arcado que puede d ecirse con propiedad que hoy la Geomorfolo gía e s la ciencia de las form as de relieve y de los p rocesos que las generan (e incluso en recientes líneas teóricas y de investigación el tra tamiento de estos últimos ha pasado a desem peñar un papel clara mente prioritario). Al ser estas fuerzas, agentes y procesos propios, unos, de la litosfera y, otros, de las envoluras que la rodean, la Geom or fología necesita, de un lado, información geológica y, de otro, informa ción procedente de las diversas ram as de la G eografía Física (Hidrolo gía, Climatología, Biogeografía) e incluso de la Geografía Humana. Como consecuencia de su carácter expresam ente científico la G eo morfología no sólo aspira a explicar individualmente las formas de relieve, sino a generalizar a ce rc a de ellas. En consecuencia, puede decirse también que su objeto formal com o disciplina e s el descubri


miento y el enunciado de las leyes que rigen el modelado de) relieve terrestre en conjunto y la elaboración de los modelos propios de cada uno de sus géneros y tipos. Como ya se ha expuesto, su constitución como disciplina que acced e al nivel de verdadera ciencia coincide con la propuesta y desarrollo de un paradigma o «modelo general» de evo lución del relieve. De este modo, tanto si opera deductiva y analítica mente como si utiliza un método casuístico o inductivo, la investigación geomorfológica siempre tiende a la articulación de un cuerpo científico de carácter general. Al plantear su objeto, el relieve, no en términos geométricos sino como una configuración desarrollada en la superficie terrestre (es de cir, en una franja de contacto que puede considerarse un plano en rela ción con las dimensiones del planeta, pero que tiene un espesor de d ecenas o centenares de metros), la Geomorfología no limita su estudio a la forma superficial en sentido estricto, sino que se interesa también por la naturaleza, el estado y la organización de los materiales que la constituyen y que en ella afloran. Así, dentro del campo del estudio geomorfológico entran la consideración de la naturaleza y disposición de las rocas aflorantes, así como la de las form aciones superficiales resultante del contacto de éstas con el ambiente externo y las formacio n e s sedim entarias (o depósitos ) que, como consecuencia de la activi dad de los procesos morfogenéticos, las recubren. De ello se deriva una apreciable relación con diversas ramas de la Geología (Petrología, Estratigrafía, Geodinámica, etc.) y un uso sistemático de técnicas de análisis sedimentológico. Finalmente, al plantear su objeto como una configuración propia de un plano de contacto sometido a una permanente dialéctica de fuerzas, la Geomorfología introduce en su análisis una básica dimensión tempo ral: para ella la forma de relieve que hoy se observa no e s otra cosa que un estado «momentáneo» en el desarrollo de una morfogénesis temporalmente dilatada. Así, frente al espacialismo puro de las discipli nas topográficas, tiene un enfoque fundamentalmente genético y evolu tivo y busca la explicación del relieve a través de la reconstrucción de su historia. Ello la relaciona de nuevo con la Geología —que es básica mente una «historia de la Tierra»— y la lleva a utilizar las unidades tem porales establecidas por ella o a encuadrar sus propias divisiones cro nológicas dentro del marco de la geo-cronología.

1.5.2. Los lím ites del a n á lisis geom orfológico

De todo lo dicho se puede deducir una definición bastante clara de cuál es el campo de interés de la Geomorfología y qué temas quedan


dentro de él, así como los cam pos disciplinares m ás próximos y rela cionados. Sin em bargo, los límites de esta parcela del conocimiento científico centrada en el relieve terrestre no son muy precisos, por lo que resulta conveniente señalar algunos de los hitos que actualmente marcan la frontera del análisis geom orfológico y determinar, en la m e dida de lo posible, la cantidad y la calidad de información generada por las otras disciplinas que puede asumir sin que se produzca descentramiento ni dispersión temática. El geomorfólogo d eb e saber localizar, definir y describir con preci sión el relieve terrestre y estar en condiciones de determinar sus di mensiones altimétricas y planimétricas; sin em bargo para ello no tiene por qué invadir el cam po que hoy corresponde a los geogestas, topó grafos y cartógrafos. No está entre sus actividades normales la realiza ción de m apas topográficos (que son indudablemente los documentos básicos de descripción del relieve), pero d eb e sab er leerlos a la per fección, ser un especialista en su análisis y comentario, saber utilizarlos como b ase para montar sus análisis y expresar los resultados de sus investigaciones y obtener de ellos instrumentos de trabajo propios. D e otro lado, el geomorfólogo necesita recon ocer los diversos tipos de rocas y los diferentes modos de yacimiento y de disposición tectó nica que presentan, pero sólo se interesa directamente por las rocas aflorantes o susceptibles de aflorar en la superficie externa de la cor teza: para realizar su labor científica ha de estar en condiciones de comprender e interpretar desde el punto de vista que le e s propio las estructuras g eo ló g icas , pero sin actuar com o un geólogo. D ebe saber leer la literatura y la cartografía geológica, pero normalmente no es preciso que sepa hacerlas; lo que d eb e saber e s utilizarlas críticamente y sacar de ellas la información n ecesaria para montar los resultados de sus observaciones acerca de las form aciones superficiales y los d e pósitos sedim entarios. En todo caso, la Geomorfología no tiene por qué llevar su análisis m ás allá de unas d ecen as de m etros por debajo de la superficie topográfica. Aunque necesita conocer sus caracteres y fundamentos generales, al geomorfólogo no le com pete la geodinám ica interna, ni siquiera la dinámica global de la corteza, sino sólo las m anifestaciones m ás super ficiales a escala regional o local de la tectónica. Del mismo modo, no entra en el campo específico de la Geomorfología el análisis global y en profundidad de la dinámica gravitatoria, de la hidrodinámica o de la dinámica del aire o de las comunidades bióticas. Quienes cultivan nues tra disciplina deben saber leer la información escrita, gráfica y carto gráfica referente a estos temas de la Geología, la Geofísica y las diferen tes ram as de la Geografía Física y estar en condiciones de asumirla e


integrarla (e incluso de completarla) en sus investigaciones en la medi da que sea preciso para dar razón de la configuración del relieve. Por lo que se refiere a la dimensión tiempo, hay que tener en cuenta que la escala temporal geomorfológica no e s la geológica (cuyas uni dades básicas se miden en decenas o centenas de millones de años) ni tampoco la histórica (cuyas divisiones abarcan siglos o milenios), sino una escala intermedia entre ambas. El tiempo objetual de la Geomorfo logía —en cuyo m arco realiza sus investigaciones y elabora sus inter pretaciones propias— abarca la duración del desarrollo de las formas, formaciones o procesos hoy presentes en la superficie terrestre; no obstante, la explicación de algunos de los factores de éstas puede hacer necesaria la referencia a intervalos temporales mayores. Hay que tener en cuenta que la práctica totalidad de las formas de relieve y de las formaciones superficiales o sedimentarias (no litificadas) que en la actualidad se pueden observar tienen un origen que no se remonta más allá de mediados de la Era Terciaria, es decir su génesis ha tenido lugar en los últimos 20 millones de años de una Historia Geológica que comprende más de 4.000 millones, por lo que su historia se expresa en términos de decenas o centenares de miles de años o, como mucho, de millones de años. Al tratar de procesos morfogenéticos activos la esca la temporal del análisis geomorfológico se hace aún más reducida y se aproxima a la de la historia humana (que, como e s conocido, sólo abar ca los últimos 2 millones de años).


La estructura geológica y su influencia en la configuración del relieve

2.1. L as ro c a s y su incidencia en la configuración del relieve La estructura geológica, es decir el conjunto de materiales del exte rior de la corteza sobre el que se modela el relieve, influye en los caracteres y en la génesis de éste, de un lado, por medio de la natura leza y los caracteres físico-químicos de los materiales que la forman (esto es, por medio de su litología ) y, de otro, por medio de la disposi ción que dichos materiales presentan como consecuencia de la actua ción de las fuerzas tectónicas (esto es, por medio de su disposición tectónica o tectostática ). La litología se define como el material o conjunto de materiales que forman la estructura geológica e influye en el relieve a través de su naturaleza, de sus caracteres mecánicos, físicos y químicos y de su forma d e yacimiento. Como todos los que constituyen la corteza te rrestre, los materiales de las estructuras geológicas son rocas, e s decir asociaciones estables de minerales dotadas de mayor o menor resis tencia frente a la acción de los agentes externos y de mayor o menor plasticidad ante los esfuerzos tectónicos.


2.1.1. L a co m p o sició n q u ím ico -m in e ra ló g ica de la s ro c a s

A p esar de que en el lenguaje común la palabra «roca» im plica soli dez, dureza y resistencia, las ro cas pueden ser duras o blandas, resis tentes o deleznables e incluso presentarse excepcionalm ente en estado líquido o gaseoso (petróleo y gas natural). En la Geología actual se con sidera roca todo conjunto de m inerales que ha sufrido una génesis común; y se da el nom bre de mineral a todo com puesto químico natural presente en la corteza terrestre que a p arece bajo una misma y determi nada forma cristalina. A su vez, los com ponentes de los m inerales son elem entos químicos, entre los que predominan abrumadoram ente el oxígeno, el silicio y el aluminio y tienen una presencia significativa el hierro, el calcio, el magnesio, el sodio y el potasio. Así, desde el punto de vista químico, la mayor parte de los m inerales se definen com o sili catos (com binaciones de oxígeno y silicio = sílice), silicatos alumínicos (com binaciones de oxígeno, silicio y aluminio), silicatos alumínicos hi dratados (com binaciones de oxígeno, silicio, aluminio e hidrógeno), carbonatos (com binaciones de calcio y / o m agnesio y carbono), sales (com binaciones de magnesio, sodio o potasio y cloro o azufre) y óxidos ferruginosos (com binaciones de oxígeno y hierro). P ese a esta limitada amplitud en cuanto a com posición básica, los m inerales son com pues tos com plejos en los que ap arecen todos los elem entos químicos, algu nos de los cuales pueden ocupar, p ese a su mínima cantidad, un lugar fundamental en la estructura m olecular y determinar los caracteres y el comportamiento de la organización cristalina. Hay que destacar que algunos de estos elem entos que forman parte de los m inerales d e las rocas e influyen significativamente en su composición son muy escaso s en la litosfera e incluso en la corteza globalm ente considerada, por lo que e s indudable su procedencia extralitosférica; de este modo hay que partir de la idea de que ni siquiera las rocas en que se m odela el relieve son ajenas a la interacción entre la esfera sólida de nuestro pla neta y sus envolturas fluidas. Son silicatos los m inerales conocidos como cuarzos y silicatos alumí nicos los denominados m icas (moscovita, biotita), feldespatos (ortosa, microclina, plagioclasa), feldespatoides (leucita, nefelina), piroxenos, anñ'boles y olivinos, recibiendo las ro cas que están constituidas exclu siva o mayoritariamente por ellos el nom bre de ro cas silíceas. Son sili catos alumínicos hidratados los minerales conocidos como arcillas (montmorillonita, illita, caolinita) y las ro cas formadas por ellas reciben el nombre de rocas arcillosas. Son carbonatos la calcita, el aragonito y la dolomita, denominándose las ro cas formadas por ellos ro cas carbon a tadas. Son sales los m inerales llamados halita, anhidrita y yeso y las ro cas que constituyen se denominan ro cas salinas. Finalmente, son óxi


dos la hematites y la limonita y rocas ferruginosas las que están com puestas por ellos. Es ya tradicional y de gran interés desde el punto de vista geomorfológico la diferenciación que se establece dentro del conjunto de los minerales citados teniendo en cuenta su modo de reaccionar en pre sencia del m ás universal y ubicuo de los disolventes, el agua: unos, como los silicatos puros y los silicatos alimínicos más ricos en sílice, se disocian con extrema lentitud liberando iones de hidrógeno positivo y otros, como los carbonatos, se disocian de un modo relativamente rá pido liberando iones m ás complejos cargados negativamente; y aún otros, como los cloruros y sulfatos (sales), están dotados de una capaci dad de disociación casi instantánea, liberando también iones con carga negativa. Teniendo en cuenta cuál sea su tipo de reacción los minerales y las asociaciones de minerales (es decir, las rocas) pueden ser ácidos, básicos o salinos. Esta dimensión o cualidad química de acidez-basicidad-salinidad aplicada a los componentes litológicos de la estructura geológica cons tituye un índice de la resistencia intrínseca (a nivel molecular) de las materiales sobre los que se produce el modelado del relieve: los mine rales ácidos son muy resistentes frente a las acciones o ataques de carácter químico (únicos cap aces de producir su «descomposición», es decir su descohesión al m ás profundo nivel) y además, cuando estas acciones se producen, liberan iones muy eficaces para destruir los edi ficios moleculares de otros minerales; la basicidad y aún más la salini dad implican una creciente fragilidad intrínseca frente a los ataques químicos, una mayor susceptibilidad a la «descomposición» y una muy limitada capacidad de liberación de elementos «agresivos». Lógica mente esta mayor o menor resistencia «química» o «molecular» se trans mite a las rocas constituidas por los diversos tipos de minerales.

2.1.2. L o s c a r a c te r e s fís ic o s de la s ro c a s

La composición química y mineralógica es un aspecto fundamental en el análisis litológico del roquedo en que se modela el relieve, aun que no el único ya que la textura (naturaleza, forma, tamaño y modo de agrupación de los elementos) y la estructura (disposición de los ele mentos), junto con la arquitectura (sistema de discontinuidades intrínse cas) y la forma de yacimiento (tipo de disposición derivado de la géne sis de la roca) influyen también en el comportamiento de la superficie litosférica ante la acción de los procesos externos (que, ciertamente, no siempre consisten en acciones químicas o en ataques a la estructura cristalina o molecular de los materiales).


Teniendo en cuenta sus caracteres texturales, las ro cas pueden e s tar constituidas sólo por elem entos químicamente diferenciados cuya forma e s la propiá del sistem a de organización intrínseca de los mine rales y que reciben el nom bre de cristales (ro c a s cristalinas ); por cris tales y elementos m ás o menos transformados resultantes de la descom posición o desagregación de otras ro cas (ro c a s estratocristalinas)', sólo por elem entos procedentes de la destrucción de otras ro cas y por lo tanto caren tes en principio de configuración geom étrica y diferencia ción mineralógica, e s decir por fragmentos detríticos (ro c a s d etríticas ); por fragmentos detríticos y fragmentos de origen orgánico, esto e s res tos de órganos de seres vivos o de m ateriales generados por su activi dad (ro c a s biodetríticas)', o bien sólo por restos orgánicos (ro c a s orga-

n ó g en as). Estos elementos, a su vez, pueden presentar forma geom étrica u ori ginal (cuando s e trata de cristales), angulosa o clástica (cuando se trata de fragmentos sin desgastar) o bien redondeada (cuando se trata de fragmentos desgastados). Estos, igualmente, pueden presentar diver sos tamaños, lo que permite clasificar las ro cas desde un punto de vista de gran interés para la Geomorfología: en el ca so de las ro cas cristali nas o cristalofílicas con gran proporción de cristales, los elem entos pueden estar indiferenciados al modo de una pasta de vidrio (roca de textura vitrea), pueden ser de tamaño m icroscópico (roca de textura microlítica), tener un tamaño inframilimétrico pero que permita su re co nocimiento a simple vista (roca de textura aplítica), tener un tamaño hom ogéneam ente medio de nivel milimétrico (roca de textura pegmatítica o granodiorifica), presentar en toda su m asa elem entos cristalinos de gran tamaño —«m egacristales» o «fenocristales» de dimensión centimétrica— (roca de textura porfiroide), o bien estar com binados los tamaños medios o pequeños con fenocristales de gran tamaño (roca de textura porfírica). En el caso de las ro cas constituidas por fragmentos de cualquier naturaleza o forma, los elem entos pueden ser «bloques» (m ás de 240 mm. de e je mayor) dando lugar a la ro ca denominada m acroconglom erado: pueden ser «cantos» (entre 20 y 240 mm. de e je mayor) dando lugar a la ro ca denominada co n g lo m erad o ; pueden ser «gravas» (entre 2 y 20 mm. de e je mayor) dando lugar a la ro ca denominada m icroconglom erado\ pueden ser «arenas» (entre 0,06 y 2 mm. de e je mayor) dando lugar a las ro cas denom inadas a re n a s y a re n isc a s ; pueden ser «limos» (entre 0,06 y 0,002 mm. de e je mayor) dando lugar a la roca denominada limolita ; y pueden finalmente ser «arcillas» (menos de 0,002 mm. de e je mayor), dando lugar a las ro cas conocidas como lutitas y argilitas. Otro aspecto textural de gran trascendencia geom orfológica e s el


modo de agrupación y el modo de cohesión de los elementos de las rocas, sean estos cristalinos o no. Así hay rocas cuyos elementos se encuentran fuertemente aglomerados sin que exista un cemento que los cohesione (puede decirse que se encuentran soldados), rocas cu yos elementos se encuentran simplemente com pactados o laxamente aglomerados sin que exista tampoco un cemento entre ellos, rocas cuyos elementos aparecen fuertemente cohesionados por un cemento resistente y, finalmente, rocas cuyos elementos se encuentran laxa mente cohesionados por una pasta o matriz de e scasa resistencia. Al igual que los químico-mineralógicos, estos caracteres texturales influyen significativamente —aunque no de forma unívoca— en el com portamiento de los componentes litológicos de la estructura frente a la acción modeladora de los agentes externos. Puede decirse, no obs tante, que como norma general la acidez, el tamaño reducido de los elementos, la forma geom étrica de éstos y la soldadura o cementación fuerte de los mismos confieren una mayor resistencia a las rocas y que, por el contrario, la basicidad, el tamaño grande y el escaso desgaste de los elementos, así como la aglomeración o cementación laxa de los mismos dan una limitada resistencia al material litológico. Con b ase en los caracteres químico-mineralógicos y texturales a que se ha hecho referencia, junto con aspectos estructurales y arquitec turales, los geólogos han elaborado precisas clasificaciones de rocas cuya minuciosidad y enfoque no se adecúan con frecuencia al análisis geomorfológico (o tienen un detalle innecesario en principio para su realización). Para la Geomorfología la clasificación que resulta más adecuada es la que se basa como criterio fundamental en la génesis de las rocas, incluyendo como elementos de definición y diferenciación la mineralogía, la textura, la estructura, etc.; según ella —que ciertamente se adecúa plenamente a la definición de roca como «asociación de minerales que ha tenido una génesis común»— existen en la estructura de los niveles superficiales de la corteza tres grandes géneros de ro cas: las e n d ó g en as (eruptivas o cristalinas ), las exógenas (o sedim enta rias) y las metamórfícas.

2.2. L a s ro ca s endógenas o eruptivas Las rocas endógenas están constituidas por materiales procedentes del interior de la corteza, donde estuvieron en estado magmático (de ahí el nombre de magmáticas que también reciben), que ascendieron hasta los niveles exteriores de esta capa litosférica (de ahí la denomi nación de eruptivas) consolidando en ellos en forma de cristales los minerales que los componían (de ahí la denominación de cristalinas).


Cuando el ascen so s e produce rápidam ente y alcanza la superficie externa de la corteza (es decir, se realiza m ediante una erupción super ficial) y la consolidación se realiza igualm ente en un intervalo temporal muy corto y en condiciones de presión superficiales estas ro cas p re sentan unos cara cteres esp ecífico s y reciben el nom bre de vulcanitas o ro cas volcánicas; cuando, por el contrario y com o e s mucho m ás fre cuente en las á re a s continentales, el ascen so e s lento y no llega a atra vesar la totalidad de la corteza (es decir, se realiza por medio d e una intrusión en los niveles corticales externos) y la consolidación e s un proceso muy dilatado qu e s e desarrolla b ajo presiones superiores a las superficiales estas ro cas m uestran unos caracteres litológicos muy dife rentes de los anteriores y recib en el nom bre de plutonitas o ro cas plutónicas. Las ro cas endógenas en conjunto se caracterizan por tener una composición química en la que la sílice siem pre se encuentra en una proporción superior al 30-35 %, pudiendo consid erarse dentro del con junto de los m ateriales de la corteza com o m oderada o altam ente ácidas, y por estar form adas por cristales de m inerales en los qu e ap arece de forma pura o se encuentra p resente este óxido de silicio (cuarzo, fel despatos, feldespatoides y m icas fundamentalmente). Sin em bargo, la forma mineral con creta y el modo d e cristalización difieren en las pluto nitas y las vulcanitas, así com o el grado de acidez y el género m ineraló gico predominante en conjunto; como se verá, las prim eras presentan cristales m ejor desarrollados de cuarzo, moscovita, biotita, ortosa y plagioclasa, son globalm ente y por término m edio m ás ácidas y muestran casi siempre una m enor proporción de feldespatos y feldespatoides; las segundas, por el contrario, presentan cristales m ás pequeños e imperfectos de ortosa, m icroclina, leucta, nefelina, cuarzo, olivino y piroxeno, son por término m edio m ás b á sica s y suelen m ostrar una m a yor proporción de feldespatos y feldespatoides. P ese a encontrarse, en conjunto, dentro de la parte alta y central de la escala acidez-basicidad aplicada a la totalidad de las ro cas afloran tes, las rocas endógenas se clasifican en ácidas, interm edias y b ásicas (e incluso ultrabásicas) basánd ose en su contenido en sílice, el cual se traduce de forma muy clara en la com posición m ineralógica. Así, se dice que una roca endógena o eruptiva e s «ácida» cuando su contenido en sílice e s superior al 65 % y este com puesto ap arece en su forma mineral pura, el cuarzo, junto con m icas y feldespatos (rocas plutónicas) o sólo con feldespatos (rocas volcánicas): este e s el ca so del g ra nito y la sienita, entre las plutonitas, y d e la riolita y la dacita, entre las vulcanitas. S e dice que e s «intermedia» cuando su contenido en sílice se sitúa entre el 52 y el 65 %, estando p resente en muy pequeña cuantía o faltando el cuarzo y siendo los feldespatos sus com ponentes funda


mentales: este e s el caso de la diorita, entre las plutonitas, y de la traquita y la andesita, entre las vulcanitas. Se dice que es «básica» cuando tiene un contenido en sílice situado entre el 40 y el 52 %, falta absoluta mente el cuarzo y en la composición m ineralógica predominan a partes aproximadamente iguales los feldespatos y feldespatoides: este es el caso del gabro y la peridotita, entre las plutonitas, y de la fonolita y el basalto, entre las vulcanitas. Se dice, finalmente, que una roca endó gena e s «ultrabásica» cuando su contenido en sílice e s inferior al 40 % y está compuesta mayoritariamente por feldespatoides, faltando los fel despatos, las m icas y los cuarzos y alcanzando una presencia significa tiva los olivinos, los prioxenos y los anfiboles: este e s el caso de la nefelinita o la limburgita entre las ro cas volcánicas, no existiendo entre las plutónicas ro cas con este grado de basicidad. D e esta clasificación se deduce la estrecha relación que existe en las ro cas endógenas entre composición química y composición minera lógica, de modo que la primera se refleja en la segunda, influyendo a través de ella en el comportamiento geomorfológico de los diversos afloramientos rocosos. Incluso estos caracteres químico-mineralógicos se manifiestan en el aspecto de la roca, concretamente en su color: cuando el predominio corresponde al cuarzo y a los feldespatos (mine rales ácidos) la roca tiene una coloración m ás clara —«roca leucócrata»—; cuando, por el contrario, predominan los feldespatoides y los

www.FreeLibros.org F ig . 2.1. Form as d e yacimiento d e las ro cas endógenas (plutonitas y vulcanitas).

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«minerales accesorios» (m inerales básico s) el color tiende a h acerse m ás oscuro —«roca m elanócrata»— . D esde el punto de vista textural las ro cas endógenas son, com o se ha dicho, cristalinas, e s decir se definen com o agrupaciones d e crista les m inerales fuertem ente aglom erados (sin cem ento) que «en fresco» muestran una gran dureza y resistencia (y tam bién una notable rigidez y fragilidad m ecánica). Sin em bargo, por lo que se refiere a la dimen sión de los cristales m uestran una amplia gam a de posibilidades y una clara distinción entre vulcanitas y plutonitas: entre estas últimas predo minan las texturas granodioríticas (ro c a s g ran íticas ) y están presentes las aplíticas, porfiriodes y porfíricas, mientras que entre las prim eras el predominio corresponde a las texturas microlíticas, estando presentes las vitreas y las aplíticas; puede decirse, pues, que su extrem a veloci dad de consolidación confiere a las vulcanitas una textura fina o muy fina y que la lentitud con que ésta se desarrolla en el ca so de las pluto nitas favorece las texturas m edias o gruesas. Pero e s en los aspectos estructurales y arquitecturales y, sobre todo, en la forma de yacimiento en los que son m ás m arcadas las diferencias entre los dos grandes géneros de ro cas de origen interno.

2.2.1. L a s r o c a s p lu tó n ica s

Las ro cas plutónicas se caracterizan por su estructura m asiva y homogénea, sin que normalmente aparezca una ordenación apreciable en sus elem entos cristalinos; en todo ca so y de forma excep cional pue den ap arecer estructuras concéntricas («orbiculares») o concentracio nes circulares de determ inados m inerales (estructuras «glandulares»). Por otro lado constituyen m asas com pactas de elevada densidad, c a rentes de huecos y escasam en te porosas, cuyos únicos elem entos de discontinuidad física son planos de ruptura que reciben el nom bre de diaclasas, las cu ales suelen constituir sistem as ortogonales confiriendo a las m asas rocosas d esd e el momento mismo de su consolidación Una arquitectura en cubos o paralelepípedos. Debido a su naturaleza y a su génesis, las ro cas plutónicas yacen originariamente en el interior de la corteza (siendo, pues, necesario para que afloren en superficie el desm antelam iento por los agentes erosivos externos de las ro cas suprayacentes) y constituyen grandes cu e rp o s intrusivos encajados en otras ro cas (las cu ales forman su caja). Estos cuerpos o m asas litológicas resultantes de la consolidación, tras su ascenso, de una m asa m agm ática reciben la denominación de pluton e s o batolitos y suelen ser extensos, sin qu e su esp esor o profundidad sea apreciable con métodos geológicos; los dos términos con qu e se


designa esta forma normal de yacimiento de las plutonitas con frecuen cia se consideran sinónimos, pero p arece conveniente y útil para el análisis geomorfológico conservar la distinción semántica mantenida en diversos tratados, según la cual los plutones serían cuerpos intrusi vos de dimensiones muy grandes, procedentes de m asas magmáticas encajadas a alta temperatura y de límites no del todo precisos con el roquedo de la «caja» (intensa y ampliamente transformado en los már genes de la intrusión); los batolitos, por su parte, serían m asas de pluto nitas de dimensiones modestas, procedentes de stocks de magma de temperatura relativamente baja y dotados de unos límites nítidos con el roquedo encajante (al no haber producido el contacto del magma una transformación amplia en él), Ya que las consideraciones cronológicas son muy importantes tanto en Geología como en Geomorfología, hay que señalar que las rocas plutónicas no dan grandes facilidades de datación. En sí mismas, es decir sin utilizar como referencia las rocas encajantes, pueden ser ob jeto de difíciles y costosas dataciones radiométricas; disponiendo de datos cronológicos del material encajante, es posible situar en el tiem po la intrusión teniendo en cuenta que el ascenso y la consolidación de la m asa magmática será posterior a la edad atribuida al m ás reciente de los materiales de la «caja». Así, las rocas plutónicas p ese a yacer en las partes m ás profundas de las estructuras geológicas suelen ser unos de sus componentes de menor edad. Dentro de la familia de las rocas plutónicas se incluyen también las denominadas ro ca s fílonianas, que corresponden a la consolidación de pequeños stocks magmáticos en fisuras o discontinuidades estructura les del roquedo encajante (filones , diques, neck s ). Estas intrusiones puntuales o lineales, que a veces constituyen redes de notable densi dad, son prolongaciones o apófisis de cuerpos plutónicos profundos y están formadas por los mismos m ateriales de éstos (granito, diorita, gabro, etc.) o bien por m inerales puros (cuarzo con mucha frecuencia) o asociaciones de minerales relativamente diferentes en cuanto a la proporción de los componentes mineralógicos (pórfidos, con una elevadísimo proporción de cuarzo y minerales ácidos; lamprófidos, con gran abundancia de minerales básicos). Cuando esta diferenciación químicomineralógica existe y e s marcada, tanto con respecto al roquedo enca jante como con respecto al resto de las plutonitas, sus consecuencias en el modelado del relieve son muy significativas. 2.2.2. L a s ro c a s v o lc á n ic a s

Las rocas volcánicas o vulcanitas, por su parte, se caracterizan por una estructura homogénea o fluidal (apareciendo sus cristales en este


caso dispuestos conform e al sentido y las turbulencias del ñujo magmático), aunque pueden d arse estructuras glandulares, vacuolares o pseudo-conglomeráticas, constituyendo com plejos litológicos cuya den sidad y com pacidad tienen un total m argen de variación: dentro de las rocas volcánicas se encuentran m ateriales esco riáceo s sueltos sum a mente porosos y m enos densos que el agua (como e s el caso de la pumita o «piedra pómez») junto con m ateriales tan com pactos, densos y pesados como, por ejemplo, el basalto. Esta amplia variedad se ap re cia igualmente en sus caracteres arquitecturales, ya que las vulcanitas —según su naturaleza químico-mineralógica, su forma de emisión y su modo de yacimiento— muestran a v eces un aspecto esco riáceo con infinidad de huecos distribuidos por toda la m asa rocosa y, a veces, aparecen sólo afectadas por una red de d iaclasas (que con frecuencia constituyen red es hexagonales, tam bién llam adas «prismáticas» o «columnares»), Pero en lo que las diferencias son m ayores entre plutonitas y vulca nitas es en la forma de yacimiento, que en estas últimas registra unos caracteres particulares debido a la forma y a las condiciones en que se produce la emisión y consolidación de los m agm as de que proceden. Resumiendo, la colada lávica y la acum ulación piroclástica son las dos formas de yacimiento propias de las ro cas volcánicas, registrándose la una o la otra según el tipo de actividad volcánica o tipo de erupción (que, a su vez, se encuentra en estrecha relación con la naturaleza químico-mineralógica del material emitido). Las coladas se dan en el caso de que el vulcanismo no tenga carácter explosivo y el material emitido sea lo suficientemente fluido com o para correr un intervalo m ás o menos dilatado hasta producirse su consolidación; esta emisión de lava s e produce cuando el m agm a e s de naturaleza intermedia o b á sica y se encuentra por ello dotado de una menor viscosidad y una mayor lentitud de consolidación, lo cual perm ite una liberación tran quila y m ás o menos com pleta de los elem entos gaseosos. Teniendo en cuenta esta com binación de caracteres litológicos y vulcanológicos, las coladas lávicas pueden presentar superficialmente diversos aspectos: masivas, cordados, en losas, esco riáceo s, etc. Las ro cas volcánicas ap arecen en forma de acum ulaciones piroclásticas, e s decir en forma de apilamientos de fragmentos normalmente sin cementar, en el ca so de que la actividad volcánica responsable de su emisón haya tenido carácter explosivo, lo que ocurre cuando el magma —debido casi siem pre a su relativa acidez— e s muy viscoso y tiende a solidificarse muy deprisa, dentro incluso de los conductos de expulsión, dificultando la liberación de los gases; cuando esto ocurre, la actividad volcánica es violenta y produce piroclastos, esto e s fragmen tos ardientes de material ya sólido o a punto de consolidación que reci-


1 . Cono. 2 . Cráter. 3 . Piroclastos.

4. Colada. 5 . Lavas escoriáceas. 6 . Lavas cordadas. 7 . Apilam ientos d e piroclastos y lavas e intrusiones d e diques y chim eneas.

(Fuente: Martínez d e Pisón, 1990). Fig. 2.2. Erupción y tipos d e material volcánico.

ben según su tamaño la denominación de ash («ceniza») o de cinder («escoria»). Estos productos volcánicos, casi siempre porosos y de as pecto escoriáceo y dentro de los que se distinguen diversos tipos (lapi¡li, b o m b as volcánicas, etc.), constituyen conos piroclásticos , si se acu mulan junto a la b o ca de emisión, y cam p o s d e cenizas o cam pos de esco rias si son desplazados de ésta y extendidos por áreas de mayor amplitud. En algunos casos, la emisión masiva de g a ses a alta tempera tura puede producir la fusión parcial y la soldadura de estos fragmen tos, confiriendo a los niveles externos de las acumulaciones piroclástica s afectadas unos caracteres muy parecidos a los de los conglomera dos; estos materiales, que pueden alcanzar una notable compacidad y dureza y confundirse a primera vista con coladas lávicas, reciben el


nombre de b re c h a s volcánicas (cuya variedad m ás importante d esd e el punto de vista geom orfológico son las ignim britas).

2.3. L a s r o c a s exó g en as o sed im en tarias Un segundo gran género litológico e s el formado por las ro cas exó genas o sedim entarias, así denom inadas por proceder de m ateriales originarios de la superficie exterior de la corteza terrestre, en concreto de sedimentos producidos por la acción d e los agentes externos sobre afloramientos rocosos preexistentes. Estos sedim entos o form aciones sedim entarias, que incluyen elem entos directam ente procedentes de la desagregación o descomposición de dichos afloramientos rocosos («de tritus» o fragm entos detríticos), elem entos derivados de la fijación en órganos de los se re s vivos de determ inados elem entos m inerales (frag mentos orgánicos) y elem entos resultantes d e com binaciones quím icas entre com ponentes m inerales de la m asa sedim entaria (elem entos de origen químico), se transforman en ro cas o litifican cuando, tras sufrir un transporte m ás o m enos largo, se acumulan en grandes volúmenes dentro de los sectores m ás deprimidos de la superficie litosférica (cuen c a s d e sedim entación s. 1.). La citada acumulación, en esp eso res que pueden ser del orden de los cen tenares o de los miles de metros, da lugar a un proceso de compactación, desecación y cementación (acom pañadas a v e ce s por precipitación de m inerales solubles y formación de algunos m inerales nuevos) que recib e el nom bre de «diagénesis». La diagénesis o litificación d e sedim entos se caracteriza por ser un proceso de transformación m oderado de carácter esencialm ente m ecá nico o físico que normalmente perm ite la conservación (o, al m enos, el reconocimiento) de la naturaleza y de los cara cteres de la formación sedimentaria, incluyendo los restos orgánicos (fósiles ) contenidos en ella. No implica una recristalización generalizada de la m asa sedim en taria, ni la aparición (neoform ación ) de m inerales com plejos del tipo de los silicatos, ni un cam bio importante en la com posición m ineralógica o en la textura. A lo m ás que se llega e s a la precipitación de elem entos susceptibles de disolución y a la síntesis de m inerales sencillos de tipo salino, de lo cual no se derivan cam bios esen ciales en el material (del tipo y la intensidad de los registrados en el m etam orfism o, al qu e se hará referencia m ás adelante). En todo caso, la diagénesis puede p re sentar diversos grados diferenciables con b a se en el nivel de co m p ac tación o cem entación y en la densidad e importancia de los rasgos estructurales y arquitecturales derivados del proceso diagénico, pudiendo darse algunas rocas que en principio presentan un aspecto bastante diferente del d e los sedim entos de que proceden (rocas m etased im en -


tarias ) y que contrastan con otras en las que parecen conservarse in tactos los caracteres de éstos. 2.3.1. Los c a r a c te re s p etro g ráfico s de la s ro c a s sed im en tarias

Al tratarse de sedimentos litificados y ser sumamente amplia la va riedad posible en las formaciones sedimentarias, las rocas exógenas no presentan una composición químico-mineralógica específica ni si quiera mayoritaria, pudiendo encontrarse en ellas todos los niveles den tro de la escala de acidez-basicidad y toda la gama de combinaciones de elementos minerales; y esta composición intrínseca deriva de la génesis y las características del sedimento originario. Así, en el caso de las rocas constituidas sólo por detritus (ro ca s detríticas ) la acidez es media o alta y los minerales son silicatos, silicatos alumínicos y silicatos alumínicos hidratados, tendiendo a darse una selección entre ellos (de modo que e s más frecuente la pureza u homogeneidad mineralógica en las rocas sedimentarias que en las endógenas): cuando predominan los elementos m ás estables y resistentes a la descomposición la roca tien de a ser ácida, a estar constituida por fragmentos de sílice (o con gran contendo en este elemento) y a tener una textura más o menos gruesa; cuando, por el contrario, el predominio corresponde a los elementos resultantes de la descomposición química de minerales más frágiles o inestables la roca tiende a ser intermedia o moderadamente básica, a estar formada por partículas arcillosas y a tener una textura de tamaño fino. En el caso de las rocas en que se mezclan elementos de origen detrítico y de origen orgánico (ro ca s biodetríticas ) la composición quí mica e s intermedia o moderadamente básica como consecuencia de la presencia, junto con minerales arcillosos, de minerales carbonatados sintetizados y fijados por los seres vivos. En el caso de las rocas consti tuidas de forma casi exclusiva por fragmentos organógenos (ro cas de origen orgánico ) la basicidad ya es m arcada y la composición minera lógica se caracteriza por el predominio abrumador de los carbonatos (fundamentalmente de calcio). Finalmente, en el caso de las rocas for madas por elementos de origen químico (ro ca s evaporíticas ) se alcan zan condiciones de alcalinidad o ultrabasicidad, siendo los minerales —cristalizados en la mayor parte de los casos— de naturaleza salina. Desde el punto de vista textural, las rocas sedimentarias abarcan toda la gam a dimensional y todos los niveles de compactación o c e mentación, dependiendo igualmente estos caracteres petrológicos del tipo de sedimento y del grado de diagénesis. Como ya se ha señalado, el roquedo exógeno incluye desde los macroconglomerados (cuyos elementos son bloques) hasta las argilitas (constituidas por fragmentos


de tamaño inferior a las 2 mieras); y d esd e ro cas totalmente sueltas y deleznables, como las arenas o los conglom erados laxam ente em pasta dos (fanglom erados ), hasta ro cas de extrem ada com pacidad y dureza, como ciertas areniscas m etasedim entarias (c u a rc ita s ). Por lo que se refiere a la estructura, e s decir a la disposición de los elementos dentro de la m asa rocosa, las posibilidades son tantas como las de organizarse los com ponentes de las form aciones sedimentarias, de modo que pueden encontrarse ro cas sedim entarias de estructura masiva, «caótica», «rítmica», en lechos, en bancos, «cruzada», nodular, etc. dependiendo fundamentalmente de los caracteres del medio de transporte sedimentario y de las condiciones del área de sedim enta ción. En cuanto a la arquitectura, la diversidad e s menor y depende en mayor grado de la diagénesis sedim entaria o de los esfuerzos soporta dos por el material tras su litificación: son frecuentes las arquitecturas tableteadas, esquistosas y diaclasadas, pudiendo com binarse elem en tos de varias de ellas (por ejem plo, planos de esquistosidad y diaclasas).

2.3.2. L a c la s ific a c ió n d e la s r o c a s sed im en tarias

Basándose en las caracteres petrológicos señalados existen en G eo logía diversas y muy com pletas clasificaciones de las ro cas sedim enta rias, destacando entre ellas la que las denomina basánd ose en sus componentes m inerales básicos. Es a ésta a la que corresponden nom bres de ro cas de uso tan común y generalizado como cuarcita ( = roca compuesta muy mayoritariamente por cuarzo), caliza ( = roca com puesta muy mayoritariamente por calcita), dolomía (roca com puesta muy mayoritariamente por dolomita), etc. o, en el caso de la presencia significativa de dos minerales, cuarcita ferruginosa, caliza dolomítica, dolomía arcillosa, etc. No obstante, la clasificación m ás sencilla y m ás útil en el análisis geom orfológico e s la que, combinando diversos crite rios, divide las ro cas sedim entarias en dos grandes grupos: las s e d i m entarías p ro p iam en te d ich as en las que la diagénesis no ha sido muy intensa y no aparecen elem entos arquitecturales derivados de fuertes presiones y ¡a s m etased im en tarias (en la s que la diagénesis ha alcan zado un alto nivel y ha sido cap az de introducir caracteres litológicos significativos, referentes sobre todo a la arquitectura de la roca). Dentro del primer grupo se encuentran los conglom erados (s. 1.), rocas detríticas formadas por fragm entos de tamaño grava, canto o blo que mejor o peor cem entados y que pueden encontrarse desgastados («pudinga») o presentar forma angulosa («brecha»); las arenas, rocas detríticas formadas por elem entos de tamaño arena gruesa o fina nada


o muy escasam ente cem entadas o aglomeradas; las areniscas, rocas detríticas formadas por elementos de tamaño arena gruesa o fina m e diana o fuertemente cementados; las arcillas, rocas formadas por ele mentos detríticos de tamaño limo o arcilla y de naturaleza mineralógica arcillosa, esca sa o medianamente compactados; las m argas, rocas biodetríticas en las que s e mezclan elementos detríticos de naturaleza arcillosa y elementos organógenos de naturaleza carbonatada, ambos de tamaño limo o arcilla y casi siempre escasa o medianamente com pactados; las calizas, rocas organógenas compuestas muy mayoritariamente por restos orgánicos y cristales, de tamaño limo o arena fina, de carbonato cálcico (calcita); las dolomías, rocas organógenas compues tas muy mayoritariamente por restos orgánicos y cristales, de tamaño limo o arena fina, de carbonato cálcico-magnésico (dolomita); y las evaporitas, rocas de origen químico formadas básicam ente por cristales con frecuencia de gran tamaño de sulfatos o cloruros de sodio, magne sio y de otros elementos alcalinos (halita o «sal gema», yeso). Dentro del grupo de las metasedimentarias se incluyen dos rocas de gran amplitud de afloramiento y notable trascendencia geomorfológica: las cuarcitas, que son areniscas compuestas por granos muy finos de cuarzo empastados y fuertemente cem entados por una matriz de sílice (ópalo), cuya extrem a dureza y rigidez así como su estructura densamente diaclasada derivan de una diagénesis excepcionalmente intensa y dilatada; y las pizarras, que son arcillas —o, en algunos casos, m argas— muy fuertemente com pactadas que han adquirido una dure za notable y una arquitectura en láminas o placas (esquistosidad o pizarrosidad) debido a las condiciones de gran y duradera presión bajo las que se desarrolló su diagénesis. Teniendo en cuenta que son materiales sedimentarios que no han sufrido una transformación capaz de hacer desaparecer u ocultar sus tancialmente sus caracteres originarios, las rocas exógenas pueden también ser diferenciadas y clasificadas teniendo en cuenta lo que los geólogos denominan su facies, es decir su definición sedimentológica deducida a través de la combinación de sus caracteres petrológicos. Y esta consideración de la facies e s fundamental, ya que implica una reconstrucción del ámbito, el sector y las condiciones de sedimentación del material originario, así como de los procesos y agentes de erosión, arrastre y transporte del mismo. En este sentido e s frecuentísimo que se distingan rocas sedimentarias de facies marina y de facies continen tal (según se interprete cuál fue el carácter del área o cuenca de sedi mentación). Dentro del conjunto de las primeras s e hace distinción de rocas de facies de borde y de facies de centro de cuenca; y, a su vez, en estas últimas se diferencian rocas de facies litoral, nerítica y batial. Dentro del conjunto de las segundas se distinguen rocas de facies


lacustre, lagunar, palustre, fluvial, torrencial, etc. y en general tantas como posibilidades de acumulación sedimentaria existen en los ám bi tos continentales. A nivel elemental, el análisis d e la facies de las rocas sedimentarias no presenta grandes dificultades pero precisa unos co nocimientos mínimos a ce rc a de los procesos externos (Geodinám ica externa) y de los m ecanism os de sedim entación (Sedimentología), lo cual significa anticipar una síntesis de las nociones fundamentales de la Geomorfología dinámica ya que —conforme al postulado del actualismo— los procesos y m ecanism os de accionamiento o erosión, trans porte y sedimentación son esencialm ente idénticos en el presente —a c tuando como agentes de m odelado— que en el pasado —actuando como agentes de creación de ro cas sedim entarias— y e s con b a s e en los estudios a ce rc a de lo que hoy ocurre con lo que hay que plantear la interpretación de lo qu e ocurrió. En general, puede d ecirse que los conglom erados son ro cas de facies continental (fluvial, torrencial, glaciar, etc.) o de facies marítima de borde; las arenas, areniscas y cuarcitas, mayoritariamente de facies martítima litoral, aunque pueden ser también de facies continental la custre, lagunar, fluvial o eólica; las arcillas y las pizarras, de facies marítima litoral o nerítica o de facies continental lagunar, palustre o lacustre; las m argas y las pizarras m argosas («calcoesquistos»), de facies marítima nerítica o de facies continental lagunar o lacustre; las calizas y dolomías, de facies marítima batial (litoral en algunos casos: calizas arrecifales) o de facies continental lacustre; y finalmente las evaporitas, de facies continental lagunar o palustre o de facies marítima de borde.

2.3.3. L a form a de y a cim ien to e s tra tific a d a d e la s r o c a s sed im en ta ria s

Particular interés desde muy diversos puntos de vista —entre ellos el geomorfológico— tiene la forma de yacimiento propia y característica de las rocas exógenas. Al ser, com o se ha dicho, resultado de procesos de acumulación sedimentaria m ás o m enos voluminosos, dilatados y continuos, estas ro cas se disponen originariamente en capas, que reci ben en G eología el nom bre de estratos. Un estrato —cuya posición ini cial es en la mayor parte d e los ca so s subhorizontal— es, pues, una unidad elemental de sedim entación limitada por dos p la n o s estratigráfícos, el techo o plano superior y el m uro o plano inferior e incluye todas las formaciones sedimentarias litificadas que se encuentran entre ellos; se trata por lo tanto de una unidad fundamentalmente cronológica (com prende los m ateriales sedimentados en el intervalo temporal com pren dido entre la génesis del muro y la del techo) m ás que de una unidad


petrológica, ya que puede estar formado o incluir rocas de diversa naturaleza o facies. En principio, todo estrato se define por su espesor, por las facies (o las facies) de las ro cas que lo forman, por su disposición (originaria o adquirida), por su relación con los otros estratos, por su forma de con tacto con ellos y por su edad. Este último aspecto e s fundamental tanto en Geología como en Geomorfología, ya que la forma de yacimiento estratificada ha sido y e s uno de los fundamentos básicos de la cronolo gía geológica, teniendo en cuenta: que todo estrato es posterior al que se encuentra bajo su muro y anterior al que se encuentra sobre su techo; que todo estrato con restos fósiles m ás evolucionados e s poste rior al que tiene un contenido paleontológico menos evolucionado; y que todo estrato no deformado por una fase o un episodio de actividad tectónica e s posterior a los estratos afectados por ella. El espesor de un estrato e s la distancia perpendicular entre su muro y su techo y en Geología recibe el nombre de potencia (en este sentido, el adjetivo «potente» se utiliza como sinónimo o en lugar de «espeso» o «ancho»). Cuando esta potencia e s reducida el estrato se suele denomi nar lech o , cuando, por el contrario, la potencia e s importante el estrato recibe el nombre de b a n c o ; y es de destacar que esta dimensión no tiene por qué ser constante, aunque en el caso de estratos depositados en grandes cuencas marítimas suele m antenerse casi constante en am plias extensiones. Dependiendo del carácter del área en que se produjo la sedimenta ción de sus materiales, los estratos pueden ser genéricam ente de fa cies marítima o de facies continental (lacustre, lagunar, fluvial, etc.), pero dentro de ellos es posible apreciar cam bios en la facies concreta que se traducen en variaciones litológicas susceptibles muchas veces de trascender en el modelado del relieve. Así, un estrato generado en condiciones marinas o dentro de una amplia cuenca lacustre puede presentar un cambio lateral de facies pasando de una fitología conglomerática o areniscosa a otra m argosa o m argocalcárea según se pasa de lo que fueron sectores m ás próximos al borde de la cuenca a lo que fue el interior de ésta. Igualmente, un estrato de facies continental de tipo fluvial puede presentar cam bios verticales de facies derivados del régi men fluvial y de sus variaciones como agente de sedimentación, apare ciendo como una combinación de niveles limosos, arenosos y conglomeráticos entrecruzados y superpuestos. El anáfisis minucioso de estas facies y de sus cam bios dentro del marco tridimensional del estrato permite reconstruir las condiciones paleogeográficas, geodinámicas e incluso paleoclim áticas que reinaron durante el período en que se pro dujo la génesis del estrato sedimentario y detectar incluso sus variacio nes o sus tendencias.


(Fuente: F. Pellicer y M. T. Echevarría, 1989; correspondiente a un secto r central d e la Depresión d el Ebro). F ig. 2.3. Estructura g eo ló g ica constituida por ro cas sedim entarias en la q u e ap arecen dos serie s estratigráficas en contacto discordante.

La disposición original de los estratos sedim entarios e s —como se ha dicho— normalmente subhorizontal, e s decir sin inclinación ni incurvación m arcada, aunque dentro del esp esor estratigráfico pueden dar se estructuras o com binaciones de niveles de acumulación inclinados o incurvados. Es, por lo tanto, en el techo y en el muro o en planos arqui tecturales evidentemente paralelos a ellos en los que se puede o bser var y medir la disposición estratigráfica, la cual con m ucha frecuencia no e s la subhorizontal originaria sino otra m ás o m enos diferente de ésta adquirida com o consecuencia de los esfuerzos tectónicos sufridos por la cap a sedimentaria. La disposición (original o tectónicam ente adquirida) que un estrato presenta en un lugar o sector determinado se expresa básicam ente a través de su buzam iento o pendiente estructu ral. El buzamiento s e define com o la inclinación que presentan los pla nos estratigráficos (y por lo tanto la cap a en su conjunto) en un lugar determinado; y, al igual que la pendiente topográfica se exp resa por medio de la com binación de dos dimensiones: el g ra d o y el sentido. El grado de buzamiento e s el valor del ángulo formado por los planos estratigráficos de una cap a de ro cas sedim entarias con un plano hori zontal de referencia (expresado en tantos por ciento o en grados sexa gesim ales); y el sentido del buzamiento e s el punto cardinal h acia don de se dirige la inclinación de dichos planos estratigráficos (es decir, hacia donde éstos descienden). Cuando los estratos se encuentran horizontales o próximos a la horizontalidad (debido casi siem pre a no haberse visto sometidos a esfuerzos tectónicos) el grado e s igual o muy próximo a cero y no existe sentido, por lo que se dice qu e la cap a o las cap as carecen de buzamiento; cuando se encuentran verticales o próxi mos a la verticalidad (lo que sólo ocurre cuando ha habido unas accio nes tectónicas muy vigorosas), el buzamiento e s d e 90° ó del 100%


pero carece de sentido. Salvo en estos dos casos las cap as sedimenta rias presentan un buzamiento de mayor o menor grado en un determi nado sentido.

2.3.4. L a form a de ag ru p ació n de lo s e stra to s sed im entarios

Salvo rarísimas excepciones, los estratos no son unidades de yaci mientos aisladas, sino que aparecen superpuestos los unos a los otros constituyendo agrupaciones. Estas agrupaciones reciben el nombre de series estratigráficas o ciclotem as y su organización no es arbitraria o carente de sentido sino que sigue una limitada serie de pautas, del aná lisis de las cuales tomando en consideración la litología y la facies de cada uno de los componentes s e pueden deducir o reconstruir las grandes fases de sedimentación a lo largo del tiempo geológico. Así, por ejemplo, dentro de los conjuntos sedimentarios estratificados de facies marítima se pueden diferenciar seríes (es decir, conjuntos de estratos superpuestos en contacto normal) de carácter transgresivo y de carácter regresivo; las primeras se caracterizan porque los estratos inferiores presentan una facies detrítica litoral y los superiores van pa sando según se asciende a facies biodetríticas u organógenas de cen tro de cuenca, lo cual indica un incremento progresivo de la profundi dad de la cuenca y de la distancia a las áreas em ergidas (o lo que es lo mismo una transgresión de las aguas marinas); las regresivas, por su parte, tienen los estratos inferiores de facies organógena nerítica o batial para ir pasando en los superiores a facies detríticas litorales o de borde, lo cual no puede deberse a otra cosa que a una disminución de la profundidad y de la distancia a las áreas em ergidas a lo largo del episodio sedimentario (o lo que es lo mismo, una regresión de las aguas marinas). Un proceso de sedimentación desarrollado de forma continuada y sin interrupción da lugar a la formación de una serie o ciclotema carac terizada, según se ha indicado, por el contacto normal entre los estra tos. Este contacto por medio de planos estratigráficos intactos (coin cidiendo el muro de uno con el techo de otro) recibe el nombre de concordancia, de modo que en Geología una serie se define como un con junto de estratos concordantes. Si, por el contrario, la sedimentación sufre alguna interrupción aparece un contacto anormal entre los estra tos, es decir el plano sobre el que se apoya una capa no es el techo de la inmediatamente m ás antigua sino una superficie irregular modelada por los agentes subaéreos sobre uno o varios de los estratos inferiores; este contacto, que marca el límite de las series estratigráficas, recibe el nombre de discordancia, de modo que una serie puede definirse más


precisam ente com o un conjunto de estratos concordantes enm arcado por discordancias. El conocimiento de las series estratigráficas y de las discordancias sirve de b a se para la reconstrucción de los procesos de relleno sed i mentario, de avance y retroceso de las aguas oceán icas y continentales y de actividad tectónica a lo largo del tiempo geológico. C ada ciclotema e s la expresión m aterial de un episodio de inmersión y de sedi mentación, cuya amplitud temporal e s proporcional a su potencia total y cuyo carácter (transgresión, regresión, etc.) queda im preso en la sucesión vertical de las facies. Y cad a discordancia e s la expresión de un episodio de em ersión y erosión, cuya duración viene exp resad a por la amplitud de la laguna e stratig ráfíca , e s decir la diferencia de edad existente entre el estrato m ás reciente qu e y ace por debajo d el plano de contacto anormal y el estrato m ás antiguo que yace por encim a de dicho plano. Si la discordancia no im plica un cam bio en el buzamiento de las series que entran en contacto a través de ella y dicho contacto se realiza sólo entre dos estratos (o entre un número reducido d e estra tos), se dice que e s una d isco rd an cia erosiva e indica que el c e s e tem poral de la sedim entación no está en relación con deform aciones tectó nicas sino con p rocesos o factores clim áticos o eustáticos (o, en todo caso, con ajustes isostáticos). Si, por el contrario, el contacto discor dante se realiza entre dos series cad a una de las cu ales presenta un buzamiento distinto —de modo que sus planos estratigráficos se cortan en ángulo— y, com o consecuencia de ello, la cap a inferior de la más reciente de dichas series y ace sobre varias de las de la m ás antigua, se habla de disco rd an cia an g u lar, cuya p resencia indica que el c e s e tem poral de la sedim entación está en relación con una fase de actividad tectónica capaz de deformar los m ateriales sedim entados con anteriori dad a su desarrollo; puede así d ecirse que las fases tectónicas se lo ca lizan en el intervalo tem poral correspondientes a las lag u n a s estratig ráGcas de las discordancias angulares o, lo que es lo mismo, en el período de tiempo que va entre la edad del m ás reciente de los estratos situa dos por d ebajo del plano d e discordancia angular y la del m ás antiguo de los estratos situados por encim a d e éste.

2.3.5. La c r o n o e s tra tig ra fía y la d iv isió n d el tiem p o g e o ló g ic o

Como se indicó, su forma de yacimiento en cap as superpuestas y su capacidad de conservar restos orgánicos (fósiles ) h a ce de las rocas sedim entarias uno de los elem entos fundamentales para el estab leci miento de la geocronología, tanto a nivel general com o en m arcos e s paciales concretos. Tanto e s así que existe un paralelism o casi perfecto


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Fig. 2.4. Grandes divisiones del tiempo geológico.

entre la colum na estratigráfíca y la e scala geocronológica, utilizándose la misma denominación para designar a la unidad estratigráfíca y al intervalo temporal en que se produjo su génesis sedimentaria; por ejem plo, el término Turonense h a ce referencia tanto a un estrato muy fre cuentemente calizo o dolomítico como al intervalo de tiempo, de finales de la Era Secundaria, en que s e produjo su deposición. Dado que los com plejos sedimentarios depositados en cu en cas marítimas son más voluminosos y com pletos (o continuos), que la extensión de sus estratos e s mayor, manteniendo su facies y su contenido paleontológico en dis tancias muy importantes, y que sus caracteres y organización se rela cionan con hechos o p rocesos de ámbito general (ascen sos y d escen sos del nivel de los océanos, cam bios globales del clima, deriva conti nental, grandes episodios tectónicos, etc.), ha sido con b a se en ellos con lo que se ha establecido la cronoestratigrafía general, que incluye una serie de divisiones tem porales (eras, sistem as, pisos, etc.) y unas denominaciones convencionales (Paleozoico, Cretácico, Cenom anense, etc.). Junto con ésta, que constituye un m arco de referencia fundamen tal válido a escala planetaria, se han establecido cronoestratigrafías regionales o locales referidas a áreas continentales basándose en las columnas estratigráficas de facies lacustre, lagunar, fluvial, etc. deposi tadas en ellas; dichas cronoestratigrafías se encuadran dentro de la pri m era pero incluyen divisiones y denom inaciones propias. La cronoestratigrafía, e s decir el sistema de división del tiempo g eo lógico basado en las columnas estratigráficas de ro cas sedimentarias, no abarca sin em bargo la totalidad de la geocronología o sistem a g e neral de periodización de la historia de la Tierra, ya que —debido a la continua dinámica de la litosfera y en concreto a la perm anente renova ción de la corteza— sólo se conservan ro cas d e ed ad inferior a hace 3.200 millones de años y ro cas de claro carácter exógeno o sedim enta rio sólo de edad inferior a h a ce alrededor de 1.000 millones de años. Puede decirse, pues, que la cronoestratigrafía cubre algo m enos de la cuarta parte de la historia de nuestro planeta, a la que se atribuye una duración de aproximadamente 4.500 millones de años, desde la adqui sición por la Tierra de su m asa y composición actual hasta el presente. Ciertamente ya existía con anterioridad en lo que hoy e s la órbita terrestre un acúmulo de materia en rotación (el «protoplaneta» Tierra), pero sólo en el citado momento com o consecuencia de la evolución del Sistema Solar dicho acúmulo p asa a tener unos caracteres propiamente planetarios, de modo que al hablar de la historia de la Tierra en reali dad a lo que se h a ce referencia e s a la duración temporal de su fase planetaria, quedando en un pasado aún m ás remoto, de límites indefini dos e imposible periodización de fase p ro to p la n eta ria . Los esp ecialis tas dividen los 4.500 millones d e años de la geocronología planetaria en


dos p erío d o s , teniendo en cuenta la existencia o no de b ases materiales para su análisis o reconstrucción, dado que estas bases materiales son las rocas de la corteza, e s la edad m ás antigua atribuida a una roca aflorante —que es de unos 3.200 millones de años según las más recien tes dataciones radiométricas— la que m arca el límite entre el período pregeológico , sólo abordable por las deducciones de la Geofísica, y el período geológico , ya susceptible de interpretación mediante los méto dos de la Geología. A su vez, el período geológico ha sido dividido en dos «eones» utili zando como criterio de separación la ausencia o la presencia en las rocas de restos fósiles, e s decir de órganos de animales litificados. Puesto que este criterio no e s la existencia de restos de materia orgá nica ni la de rocas cap aces de contenerla y conservarla (es decir, rocas sedimentarias), estos eones reciben el nombre de Eón Críptozoico (o de animales no manifiestos) y Eón Fanerozoico (o de animales mani fiestos); así el primero de ellos abarca desde h ace 3.200 a hace 600 millones de años (edad atribuida al m ás antiguo fósil contenido en una roca sedimentaria) y el segundo, desde este momento hasta el presente. Cada uno de los dos eones se divide en grandes unidades tempo rales, basadas ahora en el contenido orgánico o paleontológico del roquedo sedimentario, a las que se da el nombre de eras, las cuales tienen ya traducción material en grandes complejos estratigráficos. Así, el eón críptozoico comprende dos eras: la era Arcaica o Agnostozoico, que abarca el tiempo correspondiente a las rocas carentes de todo tipo de resto orgánico o de huella de actividad biológica —desde hace 3.200 hasta hace 1.000 millones de años—; y la era Precám brica o Proterozoico, que abarca el tiempo existente entre la aparición de las pri m eras rocas con algún resto derivado de la actividad biológica hasta la aparición de roquedo sedimentario con verdaderos fósiles de animales —es decir, desde h ace 1.000 hasta h ace 600 millones de años—. El eón Fanerozoico, por su parte, ha sido dividido en cuatro eras: la era Prima ria o Paleozoico ( = tiempo de los animales primitivos), que comprende desde hace 600 hasta hace 230 millones de años, incluyendo el gran intervalo temporal en que se formaron las rocas sedimentarias cuyo contenido fósil corresponde a formas de vida poco evolucionada y muy alejadas de las actuales (casi la totalidad de ellas acuáticas); la era Secundaria o M esozoico (= tiempo de los animales intermedios), que se desarrolla desde hace 230 hasta h ace 65 millones de años, com prendiendo el período en que la fauna fósil incluida en los estratos sedimentarios muestra ya un notable grado de evolución, una amplia variedad de organismos terrestres y algunos antecedentes claros de esp ecies aún existentes; la era Terciaria o Cenozoico (= tiempo de los animales recientes), que abarca desde hace 65 hasta hace alrededor


de 2 millones de años e incluye el intervalo de tiempo en que, tras la desaparición de los grandes saurios, se desarrollan y evolucionan las grandes familias y géneros de la fauna actual, apareciendo ya en las rocas sedimentarias restos fósiles de mamíferos e incluso de primates; y la era Cuaternaria o Antropozoico (= tiempo de la fauna con hom bre), que com prende los 2 últimos millones de años coincidiendo con la aparición y evolución hasta su forma presente del género Homo, cuyos restos fósiles relativamente seguros comienzan a aparecer sólo en c a pas sedimentarias de tan reducida edad. Estas enormes divisiones del tiempo geológico que son las eras fanerozoicas (a las que corresponden esp esores de rocas sedim enta rias igualmente enorm es y com plejos) comprenden varios sistem as, diferenciados por los geólogos basándose en grandes cam bios paleogeográficos o faunísticos reconocidos a través del análisis de las suce siones estratigráficas. Dichos sistemas, que normalmente abarcan varios episodios de sedimentación (es decir varias series), son designados con nombres convencionales terminados con los sufijos «-ico» o «-geno». Así, en la era Primaria se distinguen 6 sistem as (Cámbrico, Ordovícico, Silúrico, Devónico, Carbonífero y Pérmico), en la era Secundaria 3 siste mas (Triásico, Jurásico y C retácico) y en la era Terciaria 2 sistemas (Paleógeno y Neógeno); la era Cuaternaria, por su parte, se considera un sólo sistema (en realidad, el tercero del Cenozoico al que se le ha dado rango superior por coincidir con la presencia del hombre). La datación y la duración de cad a uno de ellos figuran en las E scalas Cronoestratigráficas, siendo normal que su amplitud temporal sea tanto más reducida cuando mayor sea su proximidad al presente, de modo que un sistema del Paleozoico puede ser mayor que la totalidad de la era Terciaria. Utilizando criterios ya tan propiamente estratigráficos como son las discordancias existentes en los com plejos sedimentarios, los sistem as se han dividido en su b sistem as , cad a uno de los cuales corresponde al desarrollo temporal de un episodio elemental y continuo de acumula ción, es decir a una serie concordante o ciclotem a. Su denominación se realiza normalmente añadiendo al nombre del sistema los adjetivos «inferior», «medio» y «superior» (por ejemplo, C retácico inferior, Cretá cico medio y C retácico superior); sin em bargo, en algunos caso s se uti liza para ello un nombre propio sin sufijo (por ejemplo, los subsistem as Lías, Dogger y Malm que constituyen el sistem a Jurásico) o bien un nombre convencional terminado en «-ceno» (por ejemplo, los subsiste m as Paleoceno, Eoceno y Oligoceno que forman el sistema Paleógeno; los subsistemas Mioceno y Plioceno que forman el sistema Neógeno; y los subsistemas Pleistoceno y Holoceno que forman el sistema-era Cua ternario).


Al igual que las series constan de varios estratos, los subsistemas geocronológicos (que son los intervalos de tiempo correspondientes a éstas) están formados por varios pisos, que pueden ser considerados como la unidad elemental o básica del tiempo geológico. Dichos pisos, definidos con b a se en una combinación de criterios paleontológicos y faciales, se denominan mediante términos formados por el nombre del lugar o territorio en que se realizó su diferenciación estratigráfica y el sufijo «-iense» o «-ense»; por ejemplo, los pisos Cenomanense, Turonense, Coniancense, Santoniense, Campaniense y M aestrichtense com ponen el subsistema Cretácico superior. No obstante, a veces se utiliza el topónimo sin añadido alguno, como ocurre en el caso de los pisos Tremadoc, Arenig, Llanvirn, Llandeilo, Caradoc y Ashgill constitutivos del sistema Ordovícico. Las normas de definición y denominación de las unidades geocronológicas, que se acaban de indicar, presentan diversas excepciones derivadas de las dificultades de detectar en todos los casos sobre el material sedimentario los planos estratigráficos necesarios. Así, cuando la monotonía litológica de los estratos y la ausencia de fósiles caracte rísticos impide diferenciar varios pisos, éstos pueden ser designados con un término específico englobándolos a todos, el cual puede ser el atribuido a la facies que los caracteriza (por ejemplo, Buntsandstein, Muschelkalk y Keuper en el sistema Triásico) o bien una combinación del nombre de la facies con el sufijo «-iense» o «-ense» propio de los pisos (por ejemplo, Purbeckiense y W ealdense en el Cretácico inferior o Senonense en el Cretácido superior). En todo caso, la forma de yacimiento estratificada —e s decir, en cap as superpuestas— propia de las rocas sedimentarias, junto con su capacidad para mantener relativamente constantes sus caracteres litológicos o faciales a lo largo de d ecen as o centenares de kilómetros h ace de este tipo de roquedo un ámbito muy favorable para el análisis geomorfológico, ya que aporta un apoyo cronológico, una claridad ge nética y una nitidez en la diferenciación de componentes que no se da en ningún otro tipo de material petrográfico. Se puede decir que sin estas rocas (sin utilizarlas como referencia) no se podrían hacer muchas interpretaciones acerca de los otros grandes géneros litológicos ni de los relieves modelados sobre ellos. Además, como ya se ha dicho, la citada forma de yacimiento estratificada permite reconocer con facili dad y evaluar con precisión las consecuencias de las acciones tectó nicas.


2.4. L a s r o c a s m etam ó rñ cas El tercero y último de los grandes géneros de ro cas que constituyen las estructuras geológicas y que a través de sus caracteres petrográfi co s y su forma de yacimiento influyen en la disposición y la génesis del relieve e s el constituido por las ro cas metamórficas, las cuales p ro ce den de la transformación profunda (el m etam orfism o ) de otras rocas casi siem pre exógenas com o consecuencia d e la actuación de p ro ce sos ligados con la geodinám ica interna (tectónica, magmatismo, plutonismo, dislocación, etc.)- Y hay que destacar desde el principio que el metamorfismo responsable de su génesis e s cuantitativa y cualitativa m ente distinto de la diagénesis responsable de la formación de las ro cas sedimentarias: por de pronto, e s un proceso de transformación de ro cas y no de creación de ro cas a partir de form aciones sedim enta rias; implica la neoformación de m inerales cristalizados, incluidos los silicatos; tiene una intensidad cap az de enm ascarar sustancialmente incluso anular los caracteres faciales del roquedo sedimentario afec tado y de h acer d esap arecer la mayor parte de los restos orgánicos fósiles; y e s resultado de un sometimiento del material rocoso a unos esfuerzos y a unas tem peraturas muy superiores a los derivados sim plemente del peso de los sedim entos o el yacimiento a unas d ecen as o centenares de metros de profundidad. Los caracteres petrográficos de estas rocas son, pues, esencialm ente mixtos ya que resultan, por un lado, de la composición y la naturaleza de la roca originaria y, por otro, de la intensidad y duración del metamorfismo.

2.4.1. L o s tip o s de m etam orfism o

Como ya se ha anticipado, son tres los procesos ligados con la geodi námica interna ca p a ce s de producir —a mayor o menor esca la — este tipo de transformación litológica: la tectónica com presiva conocida co mo «orogénesis», la emisión o intrusión de m agm as a elevada tem pera tura y la tectónica de dislocación o fractura. La primera afecta a gran des extensiones sometidas a intensos esfuerzos de compresión y subsidencia tectónica que reciben el nom bre de o rógenos o geosinclinales, dando lugar a un m etam orfism o reg io n al que transforma amplios y voluminosos esp esores de material litológico. La segunda afecta al ro quedo sometido a la presencia inmediata o la proximidad de m asas magmáticas, dando lugar a un m etam orfism o d e contacto limitado a una orla m ás o m enos amplia en torno al cuerpo intrusivo o a la emisión lávica. La tercera, por su parte, afecta a líneas de ruptura o «disloca ción» tectónica en relación con las que se han producido movimientos


de bloques (verticales o laterales), dando lugar a un metamorfismo cataclástico o dinám ico que se concreta en una franja inmediata a la dislocación. Evidentemente, el metamorfismo regional es con mucho el más importante, tanto desde el punto de vista de su intensidad y com plejidad como desde el punto de vista de su capacidad de generar rocas metamórficas; en relación con él los otros dos tipos de metamor fismo tienen un carácter secundario e incluso anecdótico, insuficiente para justificar la diferenciación de un género litológico específico. Por ello cuando se habla de metamorfismo y rocas metamórficas sin adjeti vos se da por supuesto que se h ace referencia a metamorfismo regio nal y a rocas derivadas de él. El metamorfismo regional (o metamorfismo propiamente dicho) se produce como consecuencia del intenso y dilatado aumento de la pre sión y de la temperatura que sufren los materiales acumulados en enor mes espesores dentro de los orógenos o geosinclinales (grandes áreas deprimidas, subsidentes y comprimidas como consecuencia de la tec tónica cortical). Esta transformación puede afectar a muchos miles de km2 de extensión y a varios miles de metros de espesor de material, dando lugar a complejos litológicos cuyos componentes presentan dis tintos caracteres según la naturaleza del roquedo originario y, sobre todo, la ubicación dentro del ámbito del geosinclinal. Si el roquedo afectado por este metamorfismo es de composición muy puramente ácida (silícea) o muy puramente básica (caliza, dolomítica), la roca metamórfica resultante e s de carácter homogéneo, muy compacta y resistente y muy ampliamente recristalizada en elementos cristalinos de pequeño tamaño, recibiendo el nombre de corneana\ la cuarcita metamórfica y el mármol son los ejemplos más significativos de este tipo litológico. Si, por el contrario y como e s m ás frecuente, la composición del roquedo previo al metamorfismo no es tan extrema desde el punto de vista químico y minralógicamente se define como silicatada o alumínico-silicatada, los procesos de cristalización traen en general como consecuencia un aumento del tamaño de los elementos constitutivos de la roca (es decir, el paso a texturas m ás gruesas) y la adquisición de estructuras orientadas o bandeadas muy características que han sido denominadas genéricam ente cristalofílicas ; estos caracte res texturales y arquitecturales, muy diferentes de la homogeneidad, compacidad y finura de las corneanas, suelen adem ás ir acompañados por una característica arquitectural muy significativa, la esquistosidad. Ciertamente, una gran mayoría de las rocas metamórficas —las cor neanas son muy minoritarias— presentan sus elementos constitutivos, que en mayor o menor proporción son cristales, dispuestos en bandas o láminas e s decir tienen una estructura orientada. Incluso en aquéllas en que la transformación ha sido escasa y la recristalización minorita-


N iv e l e s tr u c tu r a l s u p e rio r

o N iv e l e s tr u c tu r a l m e d io

F re n te s u p e r io r d e e s q u is to s id a d t

N iv e l e s tr u c tu r a l in fe rio r 5000

L ím ite s u p e r io r d e — la fo lia c ió n

_ ip o o o c o m ie n z o d e la ) I fu s ió n I IV (g r a n ito d e a n a te x ia ) -

(Fuente: M. Mattauer, 1976). Fig. 2.5. Corte teórico d e los niveles superiores de la corteza mostrando la sucesión de zonas d e metamorfismo.

ria, los minerales que han llegado a cristalizar (micas sobre todo) lo hacen en láminas bien diferenciadas y reconocibles, de lo que deriva el calificativo de «cristalofílicas» ( = cristales en lámina o en hoja) que se les ha dado. Tal estructura s e d ebe a la acción del peso sobre la dispo sición originariamente sedimentaria del material afectado, producién dose la cristalización de los elementos que han llegado a situación


crítica en las líneas o planos de discontinuidad existentes en la roca sedimentaria (planos estratigráficos, planos de sedimentación, planos de pizarrosidad, etc.). Todo esto se relaciona con procesos internos en que se combinan la compresión m ecánica y el incremento de la tempe ratura para provocar la fusión o inestabilización selectiva y progresiva de una parte del material sedimentario que adquiere forma cristalina, pero conservando de forma clara o distorsionada la disposición inicial de los elementos. Esta básica orientación se mantiene en el caso, tam bién muy frecuente, de que los minerales recristalizados (sobre todo los feldespatos y feldespatoides) se organicen en «ojos» o «glándulas» de mayor o menor tamaño, ya que estos acúmulos cristalinos no se dis tribuyen homogéneamente sino formando bandas alineadas. Incluso cuando la recristalización ha llegado a ser prácticamente total puede seguirse reconociendo el bandeado heredado de la antigua condición sedimentaria del material, aunque ya las franjas cristalinas se encuen tren muy distorsionadas y deformadas definiendo una típica estructura «fluidal». Al contrario de lo que ocurre con la textura y la estructura (y tam bién con la arquitectura, aunque de forma menos evidente ya que la esquistosidad ya ap arece en ciertas rocas sedimentarias), los procesos de recristalización selectiva y progresiva característicos del metamor fismo no suelen implicar variaciones significativas en la composición químico-mineralógica del roquedo: la transformación de una caliza en un mármol, de una pizarra en una micacita o de una arenisca silícea en una cuarcita no implican cam bios m arcados a nivel mineralógico; sólo en el segundo caso s e registra una deshidratación de las arcillas para recuperar parcialmente su condición de silicatos alumínicos (micas). Es preciso llegar a los grados extremos de transformación metamórfica (.migmatización , anatexia) para que el estado prácticamente magmático alcanzado por los materiales haga posible —debido a la fluidez propia de éste— la migración y el intercambio de elementos cap aces de dar lugar a variaciones químico-mineralógicas notables con respecto a la situación originaria (migmatización = mezcla). D e todo lo dicho se deduce que las posibilidades de combinación de material originario, por un lado, y de tipo e intensidad de metamor fismo, por otro, son muchas y en consecuencia muy numerosos los tipos posibles de rocas incluidles en una clasificación de las rocas metamórficas. Para los geólogos especializados el criterio básico es el grado de metamorfismo, cuya expresión material reconocible mediante técnicas petrográficas de laboratorio es la denominada facies mineral. Tenien do en cuenta que conforme se avanza en la intensidad del proceso metamórfico van apareciendo ordenadamente los cristales de los diver sos minerales (tanto principales como accesorios), esta «facies» se de


fine como la asociación de m inerales que cristaliza en unas determ ina das condiciones de presión y temperatura, siendo por lo tanto su pre sencia un seguro indicador de que dichas condiciones se dieron sobre un determinado volumen rocoso. Este tipo de clasificación petrográfica, muy fina y detallada, supera el nivel n ecesario para servir de b a se a los estudios geom orfológicos, exige unos elevados conocimientos de mine ralogía y precisa medios técnicos importantes, por lo que en nuestra disciplina se utiliza m ás una clasificación de mayor sencillez en la que se toman en consideración, junto con el grado de metamorfismo, la forma de yacimiento, la importancia relativa de las consecuencias de la compresión y de la elevación de la tem peratura y la presencia o ausen cia de cam bios químico-mineralógicos.

2.4.2. La form a d e y a cim ien to d e la s r o c a s m e ta m ó rfica s

Dentro de las grandes áreas donde se desarrolla (o se desarrolló) el metamorfismo regional, e s decir dentro de los orógenos o geosinclinales, no todo el material rocoso de origen sedimentario ocupa la misma posición, sino que una parte de él queda en posición superficial y m ar ginal y otra en posición profunda y central, distribuyéndose el resto en sectores definibles com o intermedios m ás o menos próximos al borde o al interior. Y, como e s lógico, la presión y la tem peratura en cad a una de estas posiciones ha de ser diferente y diferente en consecuencia el grado de transformación metamórfica, sin que desde este punto de vista existan saltos sino una progresión continua de los ámbitos m argi nales y poco profundos a los interiores y de gran profundidad. Esto se traduce en la forma de yacimiento de las ro cas en los grandes conjun tos metamórficos; una forma de yacimiento caracterizada por su dispo sición en niveles o franjas ordenadas en función de su grado de m eta morfismo, que reciben el nom bre de zo n as isó g ra d a s o simplemente zonas. Estas unidades de yacimiento, a diferencia de los estratos sedi mentarios, no quedan separadas por planos o discontinuidades nítidas sino por transiciones progresivas, tienen siem pre un gran espesor, sucediéndose siem pre del mismo modo, y carecen de significado geocronológico. En principio, dentro de todo com plejo litológico derivado de metamorfismo regional se pueden distinguir tres grandes zonas: la epizona o zona de metamorfismo superficial, la m etazona o zona de m eta morfismo medio y la catazona o zona de metamorfismo profundo. En la epizona la transformación metamórfica e s relativamente e s c a sa, por corresponder a volúmenes rocosos superficiales y m arginales, y deriva de forma casi exclusiva d e los esfuerzos com presivos a que dichos volúmenes s e ven sometidos, ya que el aumento de la tem pera


tura no alcanza niveles importantes. En ella e s posible la conservación de trazas de la estratificación originaria (sobre todo cuando las capas sedimentarias eran de fitología bien diferenciada) y aparecen rocas, genéricamente denominadas ectinitas (= rocas de presión), que aún muestran notables similitudes con las metasedimentarias. Entre ellas se encuentran los esquistos, las micacitas, los gneises cristalofílicos y al gunos gneises glandulares, presentando todas una proporción mayoritaria de elementos no cristalizados, una arquitectura pizarrosa y una presencia significativa de grandes cristales de m icas y de algunos tipos de feldespatos. También en esta zona superficial pueden encontrarse comeanas. En la metazona (o m esozona ) la mayor intensidad del metamorfismo se manifiesta en una recristalización más generalizada del material rocoso, en el cual los elementos cristalinos ya pasan a ser mayoritarios, y en la aparición de asociaciones minerales sólo compatibles con temperaturas notablemente elevadas. Es el dominio de las em biechitas (= rocas de calor), cuyo representante fundamental es el gneis masi vo, del que existen numerosísimas variedades; se trata de una roca ya de aspecto cristalino compuesta por feldespatos, m icas y feldespatoides (que puede ser confundida a simple vista con una roca plutónica), dura, m ás diaclasada que esquistosa y de estructura homogénea, glan dular o fluidal. En ella pueden excepcionalmente reconocerse algunas huellas de la organización sedimentaria o conservarse «enclaves» de comeanas. Finalmente en la catazona, como consecuencia de las elevadísimas temperaturas y presiones a que se ve sometido, el material alcanza un estado magmático o semimagmático en el que la recristalización afecta a la práctica totalidad del volumen rocoso, alcanzan su estado crítico todos los minerales y es posible la migración y mezcla de elementos dentro del citado volumen. Las rocas generadas en estas condiciones, que sólo se dan en lo m ás profundo del geosinclinal, tienen ya unos caracteres muy similares e incluso idénticos a los de las rocas plutónicas, recibiendo los nombres de m igm atitas (= rocas de mezcla), cuan do aún en su estructura conservan cierta orientación de los elementos cristalinos y carecen de la homogeneidad de las rocas graníticas, y de anatexitas (o granitos d e anatexia ), cuando su estructura ya es masiva y homogénea y sólo mediante técnicas de anáfisis muy precisas e s posi ble su diferenciación de una verdadera roca granítica intrusiva. Estos últimos tipos o grados de metamorfismo —la migmatización y la anatexia — vienen a significar el cierre de lo que se podría denomi nar el ciclo litológico, es decir la sucesión de procesos a través de la cual el material de la corteza superior va cambiando de género petrológico hasta volver a su naturaleza inicial a lo largo del tiempo geoló


gico. Teniendo en cuenta que la citada cap a litosférica está constituida en las áreas continentales por ro cas silicatadas y alumínico-silicatadas cristalinas de ca ra cteres idénticos a las plutónicas, puede considerarse que la «naturaleza inicial» del roquedo aflorante corresponde a este tipo de litología endógena; dicho roquedo al ser sometido a la acción de los agentes externos se d esag reg a o descom pone y algunos de sus componentes son fijados por los seres vivos, acabando por generar for m aciones sedimentarias; dichas form aciones, transportadas y acumula das en cuencas, sufren procesos de diagénsis transformándose en ro ca s sedimentarias; y éstas, si las condiciones geodinám icas son ad e cuadas pueden ser metamorfizadas hasta adquirir de nuevo caracteres «graníticos». Teniendo esto en cuenta, las ro cas que hoy forman las estructuras geológicas no son sino form as o estados tem porales de la materia cortical, que puede h aber tenido y tener en el futuro cualquier otra naturaleza litológica; no obstante, desde el punto de vista geomorfológico, pueden consid erarse com o elem entos estables, ya que la du ración de los p rocesos de modelado del relieve e s incom parablem ente menor que la de cualquiera de los p rocesos litogenéticos (sin m ás excepción que el vulcanismo). Puede d ecirse también, dentro d e esta perspectiva, que los «estados» d e roca sedim entaria y de ro ca metamórfica son tem porales y excepcionales, dándose sólo en la pelícu la exterior de la litosfera como resultado de la interacción de ésta con sus envolturas fluidas (y con la biosfera), y que el metamorfismo regio nal e s el proceso mediante el cual éstas retornan a su estado inicial y «normal». Pero, como se señaló, adem ás de este metamorfismo de gran e s c a la, ligado a la tectónica global y de evidente trascendencia en el m ante nimiento del equilibrio cortical, existen otras m odalidades de transfor mación metamórfica m ás concreta y limitada: el metamorfismo d e con tacto y el metamorfismo dinámico o cataclástico. El metamorfismo de contacto, derivado del aumento local de tem peratura resultante del encajamiento de m asas m agm áticas, afecta a las ro cas inicialmente sedimentarias situadas en contacto con el cuerpo intrusivo, las cuales resultan transformadas en una orla cuya anchura suele ser de unas d ecenas o centenares de metros. De esta transformación, en la que los esfuerzos m ecánicos no influyen significativamente, resultan m ateriales del tipo corneana, junto con esquistos y, en todo caso, m icacitas, no apreciándose una verdadera zonación sino una rápida y progresiva atenuación de los efectos del metamorfismo hasta su definitiva d esap a rición. El metamorfismo dinámico, por su parte, deriva prioritariamente de los esfuerzos m ecánicos (acom pañados de emisión de calor) resul tantes de procesos tectónicos de fracturación o dislocación, tiene una amplitud o anchura de esca la m étrica y produce un tipo de ro cas d e


nominadas milonitas de aspecto detrítico (conglomerático o microconglomerático) constituidas por fragmentos angulosos y más o menos deformados del roquedo afectado por la dislocación empastados y cementados por una pasta vitrea o imperfectamente cristalizada; evi dentemente, los caracteres concretos de estas rocas son muy variados, dependiendo de la naturaleza del material fracturado.


Los fundamentos tectónicos del relieve

3.1. L a te c tó n ica com o fa cto r interno del relieve: epirogénesis y orogénesis Los ca ra cteres petrográficos y la forma de yacimiento de las rocas sobre las que se modela el relieve terrestre constituyen, sin duda, un factor básico de la forma que éste presente: la configuración morfoló gica superficial de un afloramiento de granito (cristalino, homogéneo y masivo) será siem pre muy diferente de la que presente una serie aflo rante de estratos de diversas rocas sedimentarias o una zonación de pizarras y esquistos. Pero hay un segundo factor relacionado con la litosfera que también influye decisivam ente en la determinación de la forma del relieve: se trata del conjunto de movimientos de la corteza terrestre como consecuencia de los que la disposición original de las rocas aflorantes resulta m ás o m enos intensamente alterada. Este con junto de procesos geodinám icos recibe el nombre genérico de tectó nica (o diastrofísm o ) y en relación con él el roquedo de las estructuras geológicas puede resultar deformado, dislocado o desplazado tanto en sentido vertical como horizontal, adquiriendo sus componentes una dis posición (o tectostática ) diferente en mayor o menor grado de la deri vada de su génesis litológica. De este modo la configuración morfológi


ca de una serie de estratos sedim entarios aflorantes será muy distinta si ésta mantiene en líneas gen erales su organización en ca p a s subhorizontales y si ha sido deform ada en grandes ondulaciones o rota por dislocaciones. D esde el punto de vista de la Geomorfología, la tectónica o diastrofismo com prende los p rocesos m ás superficiales de la dinámica de la litosfera, e s decir las m anifestaciones de la geodinám ica interna que llegan a afectar a los niveles externos de la corteza, desplazando, defor mando y dislocando los m ateriales qu e los constituyen e interfiriendo con los p rocesos que d esd e el exterior actúan sobre ellos. Dado que la dinámica interna de la litosfera (y en concreto la dinámica de la corteza o tectónica global ) actúa perm anentem ente, el diastrofismo no e s algo que sólo actúa e influye en cortos periodos —com o se entendía en los planteamientos g eológicos «catastrofistas»— sino un factor constante mente activo y presente, aunque con notables variaciones cuantitativas y cualitativas según los momentos y los lugares. D e este modo — como ya se señaló— la tectónica ha de ser tenida en cuenta en todo análisis geomorfológico, y no sólo com o responsable de la disposición de los volúmenes rocosos en la estructura geológica, sino también como acción que interactúa directam ente con los p rocesos externos en el m odelado del relieve. Utilizando como criterio su intensidad y su amplitud, se suelen dis tinguir dos grandes tipos de tectónica o diastrofismo de cuya actividad resultan disposiciones estructurales muy distintas incluso d esd e el pun to de vista de su e sca la dimensional: la e p iro g é n esis y la orogénesis. La primera tiene un carácter esencialm ente vertical, afecta a sectores co r ticales muy extensos y produce variaciones poco m arcadas en la dispo sición de los m ateriales, generando lo que se denominan estru ctu ras calm as. La segunda, por el contrario, tiene un carácter primariamente horizontal (aunque de él s e derivan importantes dinám icas en sentido vertical), afecta a franjas de corteza relativam ente estrech as (o ró g en o s ) y produce cam bios m arcados y num erosos en la disposición de los materiales, generando sobre ellos e stru c tu ras atorm entadas. La epirogénesis e s propia de las áreas interiores de las «placas» continentales, e s decir de lo que en la m oderna Geología s e denominan plataform as o cratones, y consiste en movimientos de ascen so o d es censo lentos y sostenidos de los que se derivan leves basculam ientos u ondulaciones de enorm e radio. Las área s cratónicas en que este tipo de actividad tectónica tiene sentido ascend ente (o tendencia positiva) se disponen a modo de grandes abom bam ientos que, com o co n se cuencia de ello, tienden a estar descubiertos o em ergidos y esp ecial mente dispuestos para sufrir una prolongada acción erosiva por parte de los agentes externos; estas m egaunidades epirogénicas positivas


reciben el nombre de anteclises. Allí donde, por el contrario, la diná mica epirogénica tiene sentido descendente (o tendencia negativa) se dan extensas áreas deprimidas, que normalmente recogen las aguas y funcionan como cuencas de sedimentación; estas megaunidades nega tivas se denominan sineclises. Como consecuencia de sus respectivas disposiciones y tendencias tectónicas, lo normal e s que en la super ficie de las anteclises afloren predominantemente rocas de origen pro fundo (plutónicas y metamórficas) bien consolidadas y, en todo caso, rocas sedimentarias fuertemente diagenizadas y antiguas (correspon dientes al zócalo de la m asa continental), mientras que en las sineclises el predominio corresponde abrumadoramente a las rocas sedimenta rias que recubren a modo de cobertera el basamento cratónico, aflo rando sobre todo las m ás recientes y m enos intensamente litificadas. Así, la epirogénesis influye decisivamente en la configuración del relie ve de gran parte de los continentes al determinar a gran escala el tipo de roquedo sobre el que se desarrolla el modelado; y no es preciso recalcar el diferente e incluso contrastado comportamiento geomorfoló gico de zócalos y coberteres sedimentarias. E influye también introdu ciendo variaciones de posición en el roquedo, leves a escala local pero muy significativos a escala regional y especialmente apreciables sobre las formaciones sedimentarias estratificadas de las sineclises: dichas formaciones adquieren disposiciones «aclinales» (es decir, sin buza mientos apreciables localmente pero globalmente inclinados hacia el centro de la megaunidad) o «monoclinales» de bajo grado (es decir, con buzamiento leve pero ya apreciable en un solo sentido). Frente al carácter extensivo de la epirogénesis, la orogénesis se define por su intensidad y concentración afectando a las áreas margi nales de las placas continentales (en concreto a lo que en la actualidad se denominan «bordes constructivos») o las áreas situadas entre dos placas próximas. Dichas áreas, alargadas y relativamente estrechas, denominadas orógenos (o geosinclinales ) se ven sometidas a esfuer zos tangenciales compresivos como consecuencia de los cuales sus materiales sufren grandes y numerosos cambios en su disposición. Es tos cambios consisten en deformaciones, dislocaciones y desplaza mientos y se traducen, respectivamente, en la aparición de p liegues , fracturas y unidades d esp lazad as (cabalgamientos y mantos de corri miento). Del desarrollo de estas estructuras tectónicas, resultante en último término de un estrechamiento por comprensión de las franjas orogénicas, se deriva un ascenso global de los materiales, generán dose megaestructuras de gran complejidad coincidentes (si la orogé nesis es reciente o activa) con franjas montañosas de' gran vigor y elevación que reciben el nombre de cordilleras. Es precisamente de esta relación con la formación de las grandes cadenas de montañas de


la que deriva la denominación de este tipo de tectónica intensiva: «oro génesis» = génesis de montañas o génesis de cordilleras. 3.2. L as estru ctu ras de deform ación: los pliegues Los pliegues se definen como ondulaciones desarrolladas sobre materiales estratificados dotados de suficiente flexibilidad y plasticidad como consecuencia de esfuerzos tectónicos genéricam ente com presi vos (o que, localmente, tienen consecuencias compresivas). Las condi ciones precisas para su génesis —forma de yacimiento estratificada y capacidad de responder mediante deformación a los empujes orogénicos— sólo las reúnen las rocas sedimentarias y no todas (ni en el mismo grado), de modo que s e trata de disposiciones propias de este tipo de roquedo; no obstante, pueden observarse también en m ateria les metamórficos epizonales cuyos caracteres petrográficos actuales no les permitirían plegarse, interpretándose en este caso que el plegamiento fue previo o simultáneo al metamorfismo. Evidentemente, no pueden darse sobre materiales de medio o alto metamorfismo y mucho menos sobre intrusiones plutónicas. Aunque la tectónica responsable de un plegamiento siempre es, por definición, compresiva, la serie de estratos afectada por ella se divide de hecho en franjas, perpendiculares al sentido de los empujes, alter nativamente comprimidas y distendidas que reciben el nombre de sinclinales y anticlinales. Los primeros son pliegues «hacia abajo» (hacia la litosfera) en los que se concentra la m ecánica compresiva, presen tándose como ondas cóncavas en las que los buzamientos de los estra tos tienen sentido convergente hacia el interior de la deformación (sinclinal = buzamiento convergente); debido a su posición relativamente «baja» y a la resistencia que la compresión confiere en ellos a los materiales de la estructura geológica, estos pliegues tienden a ser áreas relativamente menos afectadas por los agentes externos de modelado y apreciablemente m ás resistentes a sus acciones. Los anticlinales, por el contrario, son pliegues «hacia arriba» en los que los em pujes tectónicos pueden liberarse hacia las envolturas fluidas mediante una m ecánica distensiva, apareciendo como ondulaciones convexas en las que los buzamientos de los estratos divergen en sentido contrario a partir del interior de la deformación (anticlinal = buzamiento contrario); debido a la posición relativamente «alta» que en ellos adquieren los estratos y a la menor resistencia derivada de la distensión a que se ven sometidos sus materiales, estos pliegues tienden a ser áreas muy temprana y efi cazmente afectadas por la acción de los procesos externos de m ode lado.


3.2.1. E lem entos y c a r a c te r e s d eflnitorios de lo s pliegu es

Tenga carácter anticlinal o sinclinal, todo pliegue consta de una charnela y dos flancos, a partir de las dimensiones y el modo de rela ción de los cuales pueden establecerse sus «elementos de definición» geométrica (plano axial, eje, vergencia, longitud de onda, elevación estructural, etc.). La charnela es la línea constituida por los puntos del pliegue (en realidad, de un plano estratigráfico de referencia bien reco nocible en él) en los que cam bia el sentido del buzamiento de las capas rocosas; y los flancos son los dos sectores de la estructura separados por la charnela, dentro de los cuales el sentido del buzamiento se man tiene constante. Esta definición de los elementos materiales de los plie gues e s genérica pero no absolutamente válida, ya que —como se verá— en la realidad pueden darse caso s en los que de hecho sólo existe un flanco o en los que a uno y otro lado de la charnela el buza miento de las cap as tiene el mismo sentido. Recibe el nombre de plano axial el plano formado por las líneas de charnela de todos los elementos estratigráficos del pliegue o, de forma

www.FreeLibros.org Fig. 3.1. Tipos básicos d e deformación en material sedimentario estratificado.

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más simple, el plano teórico bisectriz del ángulo formado por los flan cos; este plano puede resultar vertical o presentar una determinada inclinación o vergencia. La «vergencia» e s el valor de la inclinación del plano axial con respecto a un plano horizontal de referencia; se expre sa, al igual que el buzamiento de los estratos, mediante un valor angu lar indicativo del grado y un punto cardinal indicativo del sentido, defi niendo en último término el nivel de simetría del pliegue. El desarrollo longitudinal del pliegue se define, por su parte, a través del eje del mismo, que es la línea resultante de la intersección del plano axial con un plano horizontal de referencia; dicha línea, extendida entre las dos terminaciones de la deformación (en las que los estratos presentan buzamientos «periclinales» = convergentes o divergentes en semicír culo), indica también la orientación de la misma y permite deducir el sentido de los empujes tectónicos responsables de su génesis. Tam bién los pliegues, al igual que otros fenómenos ondulatorios, se definen y diferencian por su longitud d e o n d a ; e s ésta la distancia planimétrica entre los límites externos de sus flancos y se suele medir entre los «puntos de inflexión» de las cap as (donde convencionalmente se loca liza el límite entre anticlinales y sinclinales), constituyendo la expresión de la anchura de la estructura y un significativo indicador de la intensi dad del plegamiento. Finalmente, la elevación estructural es la diferen cia de altura de un elemento estratigráfico de referencia dentro de un pliegue (entre la charnela y los puntos de inflexión), siendo por lo tanto la expresión del componente vertical (ascendente o descendente) de cada deformación individual. Es evidente que todos los caracteres geom étricos citados son sus ceptibles de trascender —y de hecho siempre lo hacen— en la configu ración del relieve modelado sobre estructuras plegadas, de modo que una morfología desarrollada sobre pliegues verticales, simétricos, cor tos, laxos y poco m arcados siempre será muy distinta de una morfolo gía que se desarrolle sobre pliegues vergentes, disimétricos, largos, estrechos y muy m arcados en la vertical. Pero los pliegues no son pro piamente disposiciones o estructuras geom étricas, sino que están cons tituidos por cap as de rocas y planos estratigráficos reales, las cuales pueden responder de diversos modos a la deformación tectónica dan do lugar a hechos o cualidades cap aces también de controlar el m ode lado del relieve y de trascender en él; estos caracteres o «elementos de definición material» de los pliegues son la: iso p acid ad / anisopacidad, la armonía / disarm onía y autoctonía / aloctonía. La isopacidad e s la cualidad de un pliegue en el que la potencia de cada uno de los estratos se mantiene constante y sin variación significa tiva con respecto a la que éstos tenían con anterioridad a la deforma ción. La ausencia de esta cualidad, debida a los esfuerzos tectónicos


sufridos por los estratos al plegarse, recibe el nombre de anisopacidad y se da con m ás frecuencia que el mantenimiento del espesor estratigráfico: lo normal e s que las cap as resulten relativamente engrosadas en los sectores especialmente comprimidos de los pliegues (charnelas sinclinales) y adelgazados e incluso estirados en los sectores sometidos a distensión (charnelas anticlinales, flancos de fuerte buzamiento). Es tas variaciones en el espesor del conjunto estratigráfico sometido a plegamiento se traducen en diferencias sensibles de resistencia ante la actuación de los procesos de modelado, que lógicamente influyen en la evolución y en la configuración del relieve. La armonía, por su parte, e s la cualidad de un pliegue en el que todos los estratos han respondido solidariamente y de la misma forma («armónicamente») a las fuerzas de deformación; dado que las capas de las series estratigráficas son casi siempre de distinta naturaleza y pueden presentar unas condiciones de plasticidad, flexibilidad, movili dad, etc. diferentes, e incluso, contrastadas, esta cualidad no es dema siado frecuente salvo en el caso de pliegues muy laxos y simétricos en los que los empujes tectónicos no han sido suficientes para poner de manifiesto estas diferencias potenciales de comportamiento. Lo más normal es, pues, la disarmonía, e s decir la cualidad derivada de una respuesta más o menos insolidaria y heterogénea de las cap as sedi mentarias ante las fuerzas de deformación. Este tipo de comporta miento disarmónico hace que las cap as más plásticas se «despeguen» de las más rígidas, que se «replieguen» más intensamente que ellas, que registren fuertes cam bios de potencia con independencia de éstas y que sus elementos «migren» de los sectores comprimidos a los dis tendidos de la estructura plegada, tendiendo a acumularse en ellas y consecuentemente a incrementar los esfuerzos distensivos. De este mo do la disarmonía acusa más las diferencias de resistencia de los distin tos sectores de los pliegues: los sectores comprimidos, como las char nelas sinclinales, registran un engrasamiento de los estratos menos plásticos y un adelgazamiento por emigración de los estratos dotados de mayor plasticidad, mientras que los sectores donde se concentran las fuerzas distensivas, como las charnelas anticlinales, sufren un adel gazamiento de sus estratos menos plásticos y un engrasamiento por inmigración de las cap as de mayor plasticidad. En algunos casos este comportamiento disarmónico de cap as de material plástico, que se despega y migra en el interior del pliegue, puede llegar a dislocar las estructuras de deformación por sus franjas de distensión durante el propio desarrollo de la orogénesis. Las consecuencias geomorfológicas de esta cualidad son, según se verá, sumamente importantes en el modelado del relieve sobre estructuras plegadas y en su evolución. La autoctonía e s la cualidad de un pliegue que se ubica aproxima


damente en el mismo lugar donde se encontraban antes del plegamiento los m ateriales estratificados que lo constituyen, sin que la defor mación tectónica haya implicado un desplazam iento importante de é s tos. La aloctonía, consecuentemente, e s la falta de esta cualidad y carac teriza a los pliegues en los que la deform ación ha llevado aparejado un desplazamiento apreciable de los elem entos estratigráñcos afectados. Teniendo en cuenta que la orogénesis, al ser com presiva, implica un acortamiento m ás o m enos m arcado de la franja sometida a su acción, puede d ecirse que en realidad todos los pliegues son en mayor o m e nor grado alóctonos. Sin em bargo, en Geomorfología sólo s e atribuye este carácter a aquellos qu e lo son intrínsecam ente o en relación con las estructuras tectónicas inmediatas (es decir, a aquellos en los que un flanco se superpone a otro o a aquellos que en alguna m edida se superponen a otros pliegues inmediatos). Así entendida, la aloctonía es propia de pliegues muy vergentes y siem pre implica un desplaza miento limitado; cuando este desplazamiento alcanza mayor enverga dura debido a la intensidad alcanzada por los em pujes tangenciales las disposiciones tectónicas resultantes ya no son propiam ente pliegues, sino cab alg am ien to s o m an to s d e corrim iento (correspondientes ya al género de las u n id ad es d e sp la z a d a s).

3.2.2. C rite rio s de c la s if ic a c ió n y tip o s d e p lie g u es

Con b a se en los cara cteres que se acab an de definir y en algunos otros aspectos —com o la forma de relacionarse entre sí— los pliegues han sido clasificados en prolijas tipologías, de la s cu ales solam ente algunas tienen interés para el análisis geom orfológico. Son éstas las que utilizan como criterio la configuración planimétrica (relación longi tud de eje /lo n g itu d de onda), la vergencia (relación entre el buza miento de los flancos), el m odo d e relación (forma de asociación según la elevación estructural y la vergencia) y el estilo (forma de asociación según la longitud de onda y la intensidad de los buzamientos). El inte rés de dichas tipologías estriba no sólo en su utilidad descriptiva, sino también en la información acerca de la génesis tectónica y de las p o tencialidades geom orfológicas que aportan o que se puede deducir de ellas. D esde el punto de vista de su configuración planimétrica, los plie gues se califican o definen com o «normales» (denominándose sim ple mente anticlinales o sinclinales) cuando la longitud de su e je e s supe rior al doble de su longitud de onda. Cuando la longitud de e je e s igual o inferior al doble de la longitud de onda, reciben la calificación de «pliegues cortos» o «braquipliegues», denom inándose según su natura-


Fig. 3.2. Principales tipos d e pliegues.

leza braquianticlinales o braquisinclinales. En el caso de que las dimen siones del e je sean tan reducidas que queden por debajo de las de la longitud de onda (hasta poder ser consideradas puntuales o nulas), reciben el nombre de «pliegues circulares», denominándose según su naturaleza dom os anticlinales y cu b etas sinclinales. La normalidad des de esta perspectiva planimétrica e s indicadora de una dinámica de deformación simple (con un sólo sistema de fuerzas compresivas), mien tras que el acortamiento relativo del eje indica la existencia de un se gundo par de fuerzas de compresión interfiriendo o incluso equilibran do al sistema principal. Utilizando como criterio la inclinación del plano axial o «vergencia» y el buzamiento de cada uno de los flancos (de cuya relación deriva ésta), los pliegues se clasifican inicialmente en «simétricos» y «disimé tricos». Son simétricos aquellos cuyos flancos tienen buzamiento de sentido contrario y del mismo grado, de forma que su plano axial es vertical, careciendo en consecuencia de vergencia; debido a ello se denominan también «verticales», «erguidos» o «derechos». Son asimétri cos aquellos cuyos flancos tienen buzamientos de sentido contrario y grado diferente o bien del mismo sentido sea cual sea su grado, de modo que su plano axial presenta una inclinación más o menos mar cada; se denominan por ello también genéricam ente pliegues «vergentes». Dentro de éstos, teniendo en cuenta el valor de la vergencia, se distinguen: los «inclinados», cuando la vergencia es escasa y los flancos buzan en sentido contrario con distinto grado; los «en rodilla», cuando, la vergencia es media y uno de los flancos buza 90.°, es decir se en cuentra en posición vertical; los «caídos», cuando la vergencia es mar cada y ya ambos flancos (uno «normal» y otro «inverso») buzan en el mismo sentido pero con un grado apreciablemente distinto; los «volca dos», cuando la vergencia e s muy m arcada y el flanco normal y el inverso presentan un buzamiento en el mismo sentido y aproximada mente del mismo grado; y los «tumbados», cuando la vergencia es


absoluta y tanto el plano axial como am bos flancos presentan una dis posición muy próxima a la horizontalidad. Esta tipología traduce el equilibrio o el grado de desequilibrio de los dos vectores de la com pre sión orogénica (a mayor vergencia mayor desequilibrio, a favor del vector correspondiente al sentido de ésta) y es, al mismo tiempo, una expresión del valor del desplazamiento asociado a la deformación (cuan to mayor e s la vergencia, m ás m arcada e s la aloctonía del pliegue). En este sentido, también a los pliegues «volcados» y «tumbados» — sobre todo cuando el flanco inverso ap arece fuertemente estirado com o con secuencia de los esfuerzos tectónicos— se les denomina también «ca balgantes», ya que ap arecen montados sobre las unidades estructura les inmediatas.

3.2.3. Los m odos de a g ru p a ció n d e lo s p liegu es

Dado que raram ente los pliegues aparecen aislados y que por lo normal se encuentran integrados en conjuntos o sistem as, e s posible también definirlos y clasificarlos según la forma de integración en é s tos. Tomando en consideración el modo que tienen de agruparse confor me a su elevación estructural y su vergencia (es decir, su forma d e rela ción), los pliegues pueden articularse en sistem as hom ogéneos —cuando no presentan variaciones apreciables ni sistemáticas en su elevación e s tructural y sus planos axiales son subparalelos— o integrase en m acropliegues anticlinorios —cuando se asocian a modo de anticlinal de pliegues, situándose los de mayor elevación en el centro y los de menor en los bordes y presentando vergencias divergentes— o sinclinorios —cuando se asocian a modo de sinclinal de pliegues, situándose los de mayor elevación en los bordes y los de menor en el centro y p resen tando vergencias convergentes—. La integración en uno u otro de estos tipos de m acroestructuras plegadas, y su posición dentro de ellas, los confiere unas propiedades intrínsecas y unas potencialidades geomorfológicas de gran trascendencia en la evolución general del relieve: así, por ejemplo, los pliegues de un anticlinorio presentarán globalm ente una menor resistencia debido a su mayor distensión y a su m ás fácil y temprano sometimiento a los p rocesos erosivos y, entre ellos, los m ás frágiles y atacables serán los ubicados en el centro; todo lo contrario podrá d ecirse acerca de los integrados en un sinclinorio, mientras que los pertenecientes a sistemas homogéneos presentarán, según su carác ter elemental de anticlinales o sinclinales, una resistencia y una erosionabilidad no significativa ni sistem áticam ente diferenciadas. Dentro de los conjuntos o sistem as plegados los pliegues pueden, a su vez, presentar diversos modos de com binación según su forma y


dimensiones; estos modos de combinación reciben el nombre de «esti los» constituyendo un criterio de clasificación de gran utilidad para el análisis geomorfológico. Desde esta perspectiva se habla de estructu ras deformadas de «estilo jurásico» cuando no existen diferencias signi ficativas de longitud de onda entre los anticlinales y los sinclinales y los buzamientos de los flancos de unos y otros son de grado medio o bajo. Si, no existiendo tampoco diferencias apreciables de anchura entre ellos, los pliegues son apretados y los buzamientos de los flancos son marcados y de sentido paralelo, se habla de «estilo isoclinal». Cuando se combinan sistemáticamente sinclinales muy anchos y poco marca dos (muy laxos) con anticlinales muy estrechos y m arcados su estilo se denomina «eyectivo», mientras que, cuando la combinación se presenta a la inversa — anticlinales anchos y tendidos con sinclinales estrechos y apretados— su estilo se denomina «deyectivo». Esta tipología, pura mente morfológica en apariencia, permite sin embargo detectar la exis tencia o no de comportamientos disarmónicos en las series estratigrá ficas afectadas por el plegamiento y determinar la distribución dentro de ellas de las cap as relativamente más plásticas y rígidas: el estilo jurásico es un indicio cierto de la ausencia o limitación de los compor tamientos disarmónicos derivadas de una litoestratigrafía no suficiente mente contrastada desde el punto de vista de su plasticidad, mientras que los estilos eyectivo y deyectivo derivan de una reacción disarmó nica de cap as de plasticidad relativamente grande situadas en la parte

(Fuente: M. Mattauer, 1989).

www.FreeLibros.org Fig. 3.3. Disposiciones tectónicas d e dislocación y deformación y algunas de sus mani festaciones en la morfología d el relieve.

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inferior de la serie estratigráfica plegada, en el primer caso, y en la parte superior, en el segundo. De todo lo dicho se deduce la significativa relación de la m ecánica del plegamiento y los caracteres de los m ateriales afectados con la configuración y el tipo morfológico de los pliegues y de ésta con la evo lución y la forma del relieve m odelado sobre ellos. Esta relación o inte racción entre tectogénesis, litoestratigrafía y forma constituye el funda mento m etodológico del análisis geom orfológico de los relieves d esa rrollados sobre estructuras afectadas por la orogénesis, no sólo de los modelados sobre pliegues sino tam bién de los esculpidos sobre fractu ras o unidades desplazadas. Y desde esta perspectiva hay que tener siempre en cuenta, de un lado, que la génesis de un pliegue (o de cual quier otro fenómeno tectónico) e s un proceso largo cuya escala tempo ral e s de millones de años, por lo que las acciones de modelado pueden ser simultáneas a ella e influir en ella de uno u otro modo; y, de otro, que la trascendencia en el relieve de las disposiciones plegadas (y también de las fracturadas y desplazadas) depende en gran m anera de la heterogeneidad litológica y el comportamiento diferencial frente a las acciones erosivas de los m ateriales afectados por la tectónica, ya que, si todos los estratos fuesen hom ogéneos en cuanto a resistencia, la acción tectónica no se traduciría en la morfología del terreno o su tras cendencia sería limitada y efímera. Hay que tener muy presente tam bién que la disposición plegada no excluye la presencia de fracturas u otras estructuras de dislocación ni es incompatible con la aparición de grandes unidades desplazadas. Como consecuencia de los caracteres propios de la tectónica de defor mación ciertas partes de las estructuras afectadas, en concreto las pró ximas a las charnelas anticlinales, se ven sometidas a un alargamiento distensivo cuya importancia e s mucho mayor en los estratos externos que en los internos; estos desiguales esfuerzos distensivos abocan con mucha frecuencia a la aparición de fracturas o «grietas» paralelas al e je del pliegue en estas áreas de charnela, ya de por sí frágiles y relati vamente m ás erosionables, acusando aún m ás su esp ecial debilidad frente a los agentes externos de modelado. El c e s e o la relajación de las fuerzas orogénicas responsables del plegam iento normalmente pro voca también la aparición de fracturas —en este caso perpendiculares o transversales a los eje s— , pudiendo estas dislocaciones derivadas de la distensión fíniorogénica alterar significativamente la disposición e s tructural plegada e introducir líneas de debilidad ca p a ce s de guiar las acciones erosivas. Por lo que se refiere a su relación con las unidades desplazadas, los pliegues son con mucha frecuencia elem entos tectóni cos incluidos en ellas siendo normal que los cabalgam ientos y los man tos de corrimiento aparezcan plegados, ya que la tectónica com presiva


no suele cesa r al concluir el «corrimiento» sino que continúa afectando a las unidades ya «establecidas», de lo que resulta una deformación de sus materiales básicam ente idéntica a la producida sobre los comple jos litoestratigráficos no desplazados. 3.3. L as estru ctu ras de d islocación: las fractu ras Cuando el roquedo sometido a las fuerzas tectónicas e s de gran rigidez o cuando su plasticidad es superada por la intensidad de éstas, o bien cuando tienen un componente distensivo muy marcado, no se generan pliegues sino dislocaciones que reciben el nombre genérico de fracturas , las cuales —aunque son más frecuentes y alcanzan una importancia prioritaria en roquedo consolidado, masivo y antiguo— pueden darse sobre todo tipo de litología. Ciertamente, no son éstas las únicas rupturas o líneas de discontinuidad que se pueden apreciar en las formaciones rocosas aflorantes, ya que los propios procesos litogenéticos (consolidación magmática, diagénesis y metamorfismo) así co mo algunas acciones de carg a o descarga efectuadas por los agentes externos son cap aces de producir sistemas, a veces muy densos, de planos de ruptura. A diferencia de éstas, designadas genéricamente con el nombre de diaclasas (o htoclasas), las fracturas tienen un evi dente origen tectónico, son de mayor dimensión desde todos los puntos de vista y pueden tener una manifestación geomorfológica a escala notablemente mayor (incluso a escala continental). Definidas así como fenómenos de dislocación derivados la tectó nica, las fracturas pueden consistir sólo en ruptura o bien combinar ruptura y desplazamiento. En el primer caso conservan, con un signifi cado m ás estricto, el nombre de fracturas, mientras que en el segundo reciben las denominaciones de fallas y d e sg a rre s (o d esen g an ch es ) según el sentido prioritariamente vertical u horizontal del desplaza miento que implican. D esde una perspectiva geomorfológica e s evi dente que el mayor interés corresponde a las fallas, ya que sólo en ellas la acción tectónica puede tener una traducción directa en el re lieve. Esta especial atención explica que de hecho se hable de fallas y de relieves fallados cuando se hace referencia al conjunto de los fenó menos de fracturación tectónica y a todas las formas de relieve estruc turales desarrolladas sobre ellos. 3.3.1. E lem entos y c a r a c te re s d efin ito rios de la s fra ctu ra s

www.FreeLibros.org Toda fractura consta de un plano y dos labios y se define con base en una serie dimensiones o caracteres derivados del modo de relación

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de estos elem entos fundamentales. El p lan o d e fractura o p lan o d e falla es la superficie según la cual se produce la ruptura y, en su caso, el desplazamiento. Vista en conjunto esta superficie suele ser rectilínea, aunque en detalle s e encuentra con frecuencia alabeada o estriada, pudiendo ser vertical o presentar inclinación de cualquier grado o sen tido (a la cual se suele denominar «vergencia» por su homología con la inclinación del plano axial de los pliegues). En el caso de que sobre él se haya producido un desplazamiento importante, tiene su expresión material en una franja de roquedo triturado y a v eces recristalizado que recibe el nombre de e sp ejo d e falla, si su anchura e s centim étrica o decimétrica, y de franja milonítica, si su amplitud alcanza un nivel métri co o excepcionalm ente decam étrico. Sea cual sea su modo de m anifes tación, el plano de fractura aflora, interfiriendo con la superficie topo gráfica: la línea resultante de dicha interferencia recib e el nom bre de línea d e fractura o línea d e falla y, al igual que el eje de los pliegues, es el elemento que permite definir las dimensiones longitudinales del a cci dente tectónico. Los labios d e fractura o lab io s d e falla (también denominados «blo ques» cuando corresponden a roquedo masivo) son los fragmentos o compartimentos separados por el plano y que, en el caso de las fallas y los desgarres, han sufrido un desplazamiento sobre él. Sólo en relación con las primeras pueden distinguirse un labio levantado y un labio hun dido según el sentido vertical del desplazamiento relativo haya sido hacia arriba o hacia abajo. El valor o la dimensión del desplazamiento de los labios sobre el plano recibe el nom bre de salto d e falla y, por definición, es nulo en las fracturas sensu stricto. En las otras dos m odalidades de fracturación es la resultante de tres com ponentes elem entales: el salto vertical, el salto lateral y el salto transversal. El salto vertical se define com o el valor del desnivel entre am bos labios producido por la acción tectónica y se mide, no sobre el plano, sino com o una dimensión altimétrica perpendi cular a la línea de falla. El salto lateral, por su parte, e s el valor del des plazamiento horizontal relativo de los dos labios derivado de la acción tectónica y s e mide como una dimensión lineal planimétrica sobre la línea de fractura. Y el salto transversal e s el valor del desplazamiento relativo de los labios en sentido transversal a la citada línea de fractura, expresando en consecuencia la dimensión del acercam iento o aleja miento de éstos resultante del movimiento tectónico. Este último está ausente cuando el plano de fractura e s vertical y puede tener carácter positivo o negativo según exp rese distanciamiento o aproximación '(o incluso superposición). La relación dimensional entre los otros dos cons tituye el criterio básico para distinguir las fallas de los desgarres: si el salto vertical e s m ás importante —a escala altimétrica— que el lateral


—a escala planimétrica— , la dislocación entra en el género de las fallas, mientras que, si la mayor importancia corresponde al salto late ral, perten ece al género de los desenganches (también conocidos co mo fallas en dirección ).

3.3.2. Tipos d e fra ctu ra s: fa lla s, d e se n g a n c h e s y d esg a rre s

D e los elem entos de definición citados se puede deducir el carácter y la intensidad de la tectogénesis y hacer una valoración, teniendo siempre muy en cuenta la fitología y la forma de yacimiento de los materiales, de las consecuencias o influencias potenciales de la fracturación en el modelado del relieve; unas influencias que se producen por medio de la creación directa de desniveles, de la modificación de la resistencia del roquedo en las proximidades del plano de falla y de la yuxtaposición de rocas diferentes en la línea de falla. En ellos y en su modo de combinación se basan también las clasificaciones de los fenó menos de fracturación, teniendo siempre presente que se trata de c a racterísticas o dimensiones estructurales y no morfológicas (o topográ ficas) y que en consecuencia los puntos de referencia para su diferen ciación y evaluación han de corresponder a la geología y no al relieve: así, el labio que en la morfología actual ocupa una posición topográfica mente erguida no tiene por qué ser el labio levantado de la falla y el desnivel topográfico existente hoy entre dos bloques separados por una línea de falla no tiene por qué coincidir con su salto vertical. La tipología m ás utilizada y significativa referente a las fallas propia mente dichas se funda en la inclinación o vergencia del plano y en el carácter del salto transversal. D esde este punto de vista se distinguen fallas verticales, norm ales e inversas. Las verticales son aquellas cuyo plano no presenta vergencia apreciable y en consecuencia tienen un salto transversal inapreciable o nulo; indican unos esfuerzos tectónicos de componente vertical o levem ente distensivos en relación con los cuales no se ha producido variación en la anchura del área estructural afectada. Las fallas normales o d irectas son aquellas que tienen un plano m ás o menos inclinado y presentan un salto transversal positivo; al implicar un alejamiento de los labios, son indicadores de una tectodinámica distensiva capaz de provocar un estiramiento en el área estruc tural afectada. Por su parte, las fallas inversas son aquellas cuyo plano es también m ás o m enos vergente pero tienen un salto transversal negativo, e s decir implican la superposición de un labio a otro; son indi cadoras de una dinámica tectónica de tipo compresivo que al generar las produce un acortamiento en el área estructural afectada. En el caso de que una de estas fallas presente un plano muy vergente (próximo a


F ig . 3.4. Tipos fundamentales d e fracturas.

la horizontalidad) y el salto transversal negativo alcance dimensiones excepcionales, re cib e el nom bre falla c a b alg a n te y e s testimonio de una tectónica com presiva particularmente intensa. En el caso de que los m ateriales afectados por la fracturación sean rocas estratificadas, resulta de gran interés estab lecer la relación entre la inclinación del plano de falla y la inclinación o buzamiento de los


estratos, ya que de ella resultan diferentes modos de contacto o yuxta posición de las cap as rocosas. Utilizando este criterio las fallas pueden ser p erp en d icu lares , conform es o contrarias según la inclinación de su plano sea perpendicular a la disposición de los estratos, tenga el mis mo sentido que el buzamiento de éstos (aunque no necesariamente su mismo grado) o tenga sentido contrario al del citado buzamiento. Por lo que se refiere a las fallas en dirección, los criterios de clasifi cación m ás significativos son el valor y el sentido del salto lateral. Si este salto es importante —de escala hectométrica o kilométrica— con servan el nombre de d e s g a rre s , mientras que, si el valor del desplaza miento horizontal es m ás reducido, se denominan desenganches. Tanto los unos como los otros pueden ser dextrales, en el caso de que vistos desde el otro lado de la línea de fractura los labios presenten desplaza miento hacia la derecha, o sinestrales, en el caso que desde la misma perspectiva presenten desplazamiento hacia la izquierda.

3.3.3. Los m odos de ag ru p ació n de la s fractu ras

Al igual que las estructuras de deformación, las disposiciones tectó nicas de dislocación se organizan en conjuntos cuyas directrices deri van del sentido, el tipo y la intensidad del diastrofismo. Así, lo normal es que las fallas aparezcan formando sistemas de accidentes paralelos conforme a una determinada dirección (perpendicular al sentido de las fuerzas tectónicas), quedando la estructura geológica dividida en frag mentos enmarcados por dos líneas de fracturas sucesivas a los que se denomina dovelas. En el caso de que dichas fracturas hayan implicado desplazamiento vertical —e s decir, tengan el carácter de fallas propia mente dichas— , estas dovelas se encuentran desniveladas y se articu lan conforme a diferentes pautas según la relación de los saltos vertica les en el conjunto fallado, definiendo «campos de fallas». Si normal mente presentan el carácter de labio levantado o de labio hundido en relación con las dos fallas enmarcantes y no se disponen escalonada mente sino de forma alternante (dovela levantada-dovela hundida-do vela levantada...), el campo de fallas se suele denominar «en teclas de piano». Si en su gran mayoría las dovelas tienen el carácter de labio levantado en relación con una y de labio hundido en relación con otra de las fallas enmarcantes y, en consecuencia, se articulan a modo de escalones, el cam po de fallas es «escalonado», distinguiéndose en él sistemas ascendentes hacia una dovela central culminante o horsts y sistemas descendentes hacia una dovela central máximamente depri mida o grab en ( = fosas tectónicas ). Por lo que se refiere a las fallas en dirección, lo normal es que apa


rezcan constituyendo h aces de líneas de cizalla paralelas que, en el caso de los d esgarres propiam ente dichos, suelen ser próxim as y de gran longitud, correspondiendo a franjas de dislocación profunda a escala continental en relación con las que frecuentem ente se desarro llan fenómenos volcánicos. En el ca so de los desenganches, por el con trario, las líneas de fracturación forman conjuntos m ás extensos y laxos compuestos por elem entos subparalelos de limitada longitud que mani fiestan una clara subordinación a fallas o a estructuras de deformación; se trata en este ca so de accid en tes superficiales derivados de diferen cias locales en la intensidad de los esfuerzos tectónicos o de reajustes consecuentes a la relajación de dichos esfuerzos. El carácter quebrado que con frecuencia presentan las grandes líneas de fractura, así como el desajuste planimétrico que de trecho en trecho se aprecia en nume rosos pliegues, son la manifestación m ás evidente de estos sistem as secundarios de d esenganche que interfieren perpendicular u oblicua mente con los sistemas principales de fracturación o plegamiento, intro duciendo líneas de debilidad c a p a c e s de trascender significativamente en el modelado del relieve.

3.4. L as e stru ctu ra s d esp lazad as o aló cto n as Cuando el carácter com presivo propio de la tectónica orogénica alcanza una intensidad tal que el estrecham iento de la franja geosinclinal derivado de ella no puede ser com pensado mediante la simple dis locación o deformación de los m ateriales, se generan disposiciones estructurales en las que el desplazamiento y la superposición de gran des com plejos rocosos tienen un papel fundamental. Reciben éstas, como se ha indicado, la denominación genérica de unidades desplaza das y se definen como superposiciones a gran esca la de conjuntos litológicos que han sido sacad as por la orogénesis de su lugar originario y emplazadas sobre otra área del orógeno m ás o m enos alejada de él. D esarrolladas mayoritariamente sobre roquedo estratificado (sedim en tario o metasedimentario), estas m acrounidades esencialm ente alócto nas pueden tener el carácter de c ab alg am ien to s o de m antos d e corri m iento según sean sus dim ensiones y, sobre todo, según la importan cia del desplazamiento que hayan sufrido. En todo caso, la amplitud horizontal de dicho movimiento corresponde a una escala dimensional muy superior a la de los desplazam ientos ligados al plegam iento o a la fracturación; e igualmente la amplitud de las propias unidades alócto nas supera con mucho las de las fallas y los pliegues, los cu ales casi siempre aparecen en ellas com o elem entos o com ponentes subordina dos.


Su gran tamaño no hace, sin embargo, a estas disposiciones orogénicas particularmente fáciles de reconocer y localizar; antes bien, su amplitud dimensional junto con su esencial complejidad hacen de los cabalgamientos y de los mantos de corrimiento unas de las unidades tectónicas más difíciles de delimitar y de analizar, tanto en sí como en sus relaciones con los restantes componentes de la estructura geoló gica. La superposición anormal de materiales (zócalo sobre cobertera; conjuntos estratigráficos m ás antiguos sobre m ás recientes), la inver sión a gran escala de los componentes litoestratigráficos (incremento de edad conforme se asciende en la sucesión estratigráfica) y la proxi midad de facies de un mismo estrato sedimentario correspondientes a sectores de la cuenca de sedimentación muy alejados (facies de borde junto a facies centrales) son algunos de los hechos que permiten detec tar la presencia de estas unidades desplazadas y m arcar su ámbito dentro de lo que parecen complejos de pliegues y fracturas, ya que todos y cada uno de ellos sólo pueden darse como consecuencia de una superposición ligada a un desplazamiento tectónico de enverga dura. Dentro de un campo de fuerzas de carácter marcadamente compre sivo el desplazamiento lateral a que pueden verse sometidos los mate riales e s convergente, de modo que a todo movimiento de fuera a dentro le corresponde y com pensa otro de dentro a fuera. Así, cuando en un orógeno la compresión provoca el «corrimiento» de un sector marginal sobre otro central —o viceversa— cambian de lugar tanto el que se superpone o «cabalga» como el que resulta recubierto o «cabal gado», de modo que en realidad ninguno de ellos e s autóctono del lugar donde ha sido emplazado por la tectónica. No obstante, se cali fica de alóctona a la unidad desplazada que recubre (cabalgamiento o manto propiamente dicho) y de autóctona a la que ha resultado recu bierta. El desplazamiento relativo que da lugar a la superposición de am bas unidades exige que los esfuerzos tectónicos sean cap aces de rom per la cohesión de los complejos litológicos, generando o aprovechando planos de «despegue» sobre los que pueden deslizarse o «correr» gran des m asas rocosas. Estos planos son de distinta naturaleza según el tipo de m aterial afectado, de modo que, si éste es masivo y rígido, pue den definirse como enormes fallas inversas muy vergentes y de extraor dinario salto transversal; si presenta un grado suficiente de plasticidad y un comportamiento armónico, tienen el carácter de flancos inversos laminados de pliegues tumbados excepcionalmente alóctonos; y, si la plasticidad se combina con una heterogeneidad litoestratigráfica capaz de determinar un comportamiento disarmónico, coinciden con superfi cies de contacto entre cap as o series de rigidez contrastada. Y e s de


destacar que esta última modalidad, es decir el despegue de la unidad alóctona aprovechando planos estratigráficos superiores de cap as muy plásticas y «deslizantes», constituye el fundamento dinámico de la ma yor parte de los desplazamientos tectónicos y de la práctica totalidad de los que han implicado corrimiento a gran distancia.

3.4.1. Los cab alg am ien to s

Las unidades alóctonas de dimensiones modestas y que no mues tran diferencias estratigráficas y litológicas significativas con las autóc tonas sobre las que montan se denominan cabalgam ientos. Esta identi dad de organización y facies pone de manifiesto que la amplitud del desplazamiento ha sido limitada y que, en todo caso, no ha sobrepa sado los límites de un área paleogeográfica o sector homogéneo de la cuenca geosinclinal. Constan de un frente, que e s la franja o línea de contacto y superposición con la unidad autóctona, y una raíz, que es el área posterior de enlace con el lugar de procedencia, presentando en conjunto el aspecto de estructuras monoclinales más o m enos defor madas. En unos casos, estas unidades alóctonas de relativamente corto re corrido pueden asimilarse a flancos normales de enormes pliegues tumbados, teniendo sus frentes a veces el aspecto de cham elas y sien do muy frecuente que en sus extremos se vayan transformando progre sivamente en este tipo de estmcturas de deformación mediante lo que se reconoce y restablece la continuidad con las correspondientes uni dades autóctonas. En otros casos, por el contrario, no se da la indicada similitud con elementos de pliegues vergentes ni se aprecia con la misma claridad la procedencia de una tectogénesis de deformación forzada, apareciendo los cabalgam ientos como «láminas estructurales» despegadas, corridas y emplazadas las unas sobre las otras sin que nada indique una etapa previa de plegamiento; cuando presentan estos caracteres suelen ser denominados e scam as y su diferenciación con los mantos de corrimiento sólo puede establecerse ya con base en cri terios dimensionales y no formales.

3.4.2. Los m antos de corrim iento

Los mantos de corrimiento son, ciertamente, unidades tectónicas de dimensiones mucho mayores que los cabalgamientos y cuyo desplaza miento ha sido también de mayor envergadura paleogeográfica. Se los puede definir como conjuntos litológicos alóctonos que, habiéndose


Fig. 3.S. C abalgam ientos y mantos d e corrimiento.

generado o ubicado originariamente en un sector del orógeno, han sido corridos por los empujes tectónicos hasta em plazarse sobre otro sector diferente —y m ás o menos lejano— de dicha franja geosinclinal. La magnitud del desplazamiento, producido casi siempre como conse cuencia de un rápido y eficaz despegue y que en todo caso supera los límites de la p atria (o área paleogeográfica de origen) de los materia les, h ace que la litoestratigrafía de éstos sea significativamente distinta en la unidad alóctona corrida y en la unidad autóctona sobre la que se monta, siendo prácticam ente imposible observar el enlace entre ambas (a diferencia de lo que ocurre con buen número de cabalgamientos). Los mantos comprenden un área frontal, donde se registra la mayor elevación estructural y que corresponde a la parte delantera conforme al sentido del corrimiento, y un á re a rad ical (o dorso), correspondiente a la parte trasera conforme a dicho sentido y en la que se registra un descenso de la elevación estructural, desarrollándose entre am bas un dorso d e m anto dotado normalmente de gran amplitud y complejidad. El área radical puede enlazar con el ámbito de procedencia de la uni dad alóctona, con lo cual el trayecto recorrido puede ser reconstruido en su sentido y dimensión; pero con bastante frecuencia dicha «raiz» del manto no llega a conectar —por razones tectónicas o erosivas— con su «patria», siendo en este caso difícil determinar la procedencia concreta de la unidad corrida y consecuentem ente los caracteres di mensionales del corrimiento. Algunas v eces la importancia del despla zamiento tectónico o la intensidad del desmantelamiento erosivo hacen


de los mantos de corrimiento verdaderas islas o balsas de material extraño establecidas sobre el roquedo autóctono, el origen de las cu a les resulta prácticamente imposible de determinar con seguridad. Debido a sus grandes dimensiones y a la ya recalcada importancia de su desplazamiento, los mantos de corrimiento pueden no presentar una total continuidad sino aparecer fragmentados en subunidades se paradas por afloramientos m ás o m enos extensos de la unidad autóc tona. A dichas subunidades se las suele denominar diveiticulaciones o duplicaturas, si son de gran tamaño, y klippes, si son reducidas a modo de islotes tectónicos; por su parte, a las áreas autóctonas descubiertas situadas entre ellas se las conoce como ventanas tectónicas. Estas d e nominaciones, aunque propiamente hacen referencia a fenómenos de origen tectónico —como aparece expresam ente en algunas de ellas— , también se utilizan para designar fragmentos disjuntos de mantos o afloramientos locales de unidades autóctonos cuando no ha sido geodi námica interna sino la acción de los agentes erosivos externos la res ponsable de la ruptura en la continuidad del recubri miento alóctono y de la puesta al descubierto del autóctono subyacente. M ás frecuente que la disyunción en fragmentos separados es la división de los mantos en unidades que —en conformidad con los carac teres de una orogénesis fuertemente compresiva— montan unas sobre otras, incrementando el espesor del roquedo alóctono y dificultando en consecuencia el afloramiento del autóctono. Dichas unidades tienen el carácter de cabalgamientos, casi siempre de tipo escam a, dentro de cada uno de los cuales la persistencia de los empujes orogénicos pue den haber generado pliegues. Se aprecia así como los diversos tipos de estructuras de deformación resultantes de la orogénesis no son independientes ni mutuamente excluyentes, sino que se articulan entre sí en el espacio y se suceden coherentemente en el tiempo: el d esenca denamiento de una tectogénesis fuertemente compresiva provoca, en primer lugar, la diferenciación, el desplazamiento y el emplazamiento de los mantos de corrimiento; en segundo lugar, la subdivisión de éstos en escam as y en tercer lugar, el plegamiento de estas últimas en ondu laciones sinclinales y anticlinales. Finalmente, la relajación consiguiente a la conclusión de la fase orogénica introduce en el edificio tectónico estructuras de dislocación (desgarres y fallas).


Los relieves estructurales prioritariamente controlados por la disposición tectónica

4.1. L as form as de relieve estru ctu rales y sus tipos fundamentales Dentro del conjunto de las formas que constituyen el relieve terres tre existen unas que muestran una configuración relacionada priorita riamente con la actuación de los procesos externos de modelado y otras cuyos caracteres reflejan básicam ente hechos o factores internos como la naturaleza, la forma de yacimiento y la disposición tectónica del roquedo. Estas últimas, al ser trasunto geomorfológico de la e s tructura geológica, reciben el nombre de form as estructurales, siendo la casi totalidad de ellas resultado de la desigual eficacia impuesta a las acciones erosivas por la diversidad de los materiales aflorantes. Salvo en el caso de una litogénesis o de una tectogénesis excepcional mente rápida cap aces de superar el ritmo global de actuación de los procesos externos, este tipo de formas sólo puede darse como conse cuencia de la citada erosión diferencial de los componentes de la e s tructura, e s decir precisa la existencia de diferencias de resistencia dentro de la misma (las cuales no tienen por qué coincidir siempre con diferencias de naturaleza litológica). Si la estructura geológica presenta en afloramiento una resistencia homogénea y la actividad tectónica se desarrolla a la escala temporal dilatada que —excepto en sus manifes


taciones ligadas al vulcanismo y a ciertos tipos de fracturación— le es propia, no e s viable la génesis y conservación de este tipo de formas, ya que no existe b a se para que los p rocesos de modelado «pongan en relieve» los caracteres estructurales o, al menos, para que lo hagan durante un tiempo significativo. Existen sin em bargo numerosos facto res internos ca p a ces de introducir variaciones de resistencia en el ro quedo y de guiar su erosión diferencial; entre ellos están la diversidad de naturaleza litológica, los cam bios químico-mineralógicos, texturales y arquitecturales y el tipo e intensidad de las consecuencias del dias trofismo. Dentro de las formas estructurales se pueden distinguir a su vez aquellas que presentan una configuración muy acorde con la disposi ción geológica y aquellas en las que, aún siendo evidente el control por parte de ésta, no se da tal nivel de conformidad entre relieve y estruc tura. Es tradicional llamar form as d irectas (o prim itivas ) a lás primeras y form as d e riv a d as , a las segundas, al considerarse que siem pre existi ría entre ellas una relación de sucesividad (y entre estas últimas y las formas no estructurales o form as d e m o d elad o ): según el postulado implícito en estas denominaciones, al ser puesto en afloramiento un complejo rocoso, se desarrollarían inicialmente sobre él form as estruc turales directas, las cu ales conforme avanzaba el proceso erosivo se irían transformando en formas estructurales derivadas hasta llegar, cuan do el desmantelamiento fuese ya muy dilatado, a perder todo control por parte de la estructura y ser sustituidas por formas de modelado. Esta idea, sin em bargo, no concuerda siem pre con los hechos, ya que, de un lado, con frecuencia los elem entos de la estructura ca p a ce s de resistir diferencialmente a la erosión sólo llegan aflorar tras una larga denudación y, de otro, la simultaneidad de las acciones tectónicas y erosivas permite el m odelado directo de form as derivadas (es decir su aparición ya en el momento de concluir la tectogénesis, sin una previa existencia de formas directas). Hoy, en consecuencia, estas denom inaciones clásicas se mantienen en Geomorfología sólo en su sentido descriptivo o definitorio d ese chando sus originarias im plicaciones genéticas o evolutivas. Pero, cual quiera que sea el tipo a que pertenezcan y el nivel que alcan ce su conformidad con la disposición tectónica del roquedo, las formas de relieve estructurales presentan unos rasgos bien diferenciados según los caracteres geológicos del ámbito en que se encuentran modeladas, por lo cual dichos caracteres constituyen el fundamento lógico para su clasificación y análisis (no considerados en su totalidad y en sí mismos, sino en tanto en cuanto sean susceptibles de tener trascendencia geomorfológica). Y, dado que hacen referencia, de un lado, a la fitología y, de otro, a la tectónica, p arece posible en principio estab lecer una doble

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tipología o línea de análisis, distinguiendo en uno de sus términos las formas correspondientes a cada género o variedad de roca (formas sobre granito, formas sobre arenisca, formas sobre caliza, formas sobre evaporitas, etc.) y, en otro, las formas propias de cada tipo de disposi ción tectónica (formas de sineclise, formas de estructura plegada, for mas de estructura fallada, etc.). Sin embargo, la evidencia de que por lo normal son los caracteres tectónicos los que trascienden de forma más significativa y en aspectos morfológicos de mayor escala dimensional, mientras que los litológicos se manifiestan en niveles m ás reducidos y constituyen en cierto modo el medio a través del que llegan a expre sarse los primeros, ha llevado a los geomorfólogos a utilizar una clasifi cación mixta en la que, salvo muy pocas excepciones, la disposición tectónica actúa como criterio principal y la litología (incluyendo la for ma de yacimiento) como criterio complementario. Es esta clasificación, ya consagrada por el uso, se diferencian ocho grandes tipos de relieve estructural: el aclinal , el monoclinal, el p legado, el fallado , el apalachense (o plegado de zócalo), el volcánico, el granítico y el kárstico-, a través de sus respectivas denominaciones e s evidente la primacía del criterio tectónico en los cinco primeros, constituyendo los tres últimos los casos excepcionales en que el criterio litológico pasa a primer plano. 4.2. El relieve aclinal El relieve aclinal incluye todas las formas estructurales desarrolla das sobre complejos sedimentarios estratificados que, al no haber sido afectados con intensidad por la tectónica, mantienen su disposición aproximadamente horizontal. Dichos complejos y consecuentemente este tipo de formas son propias de áreas de sineclise, sobre todo de las áreas interiores de estas macroestructuras epirogénicas, y sus compo nentes litoestratigráficos —en los que no se aprecian buzamientos signi ficativos— presentan por lo normal una diagénesis baja y una edad relativamente reciente. Se trata, pues, de formas de relieve ubicadas en «cuencas sedimentarias» cuya configuración plana o tabular deriva o es trasunto de la horizontalidad de las cap as rocosas; una horizontalidad estructural que sólo puede tener traducción geomorfológica si estas capas son heterogéneas litológicamente y se comportan diferencial mente ante la acción de los agentes de modelado. 4.2.1. L as form as p lan as y ta b u la res in icia le s

La forma m ás simple y directa de las que constituyen el relieve acli nal es la denominada superficie estructural, que se define como una


topografía llana adaptada al afloramiento de una ca p a resistente inclui da en un conjunto estratigráfico subhorizontal. Dicha llanura, de mayor o menor extensión según la amplitud del afloramiento y el m anteni miento de la facies diferencialm ente dura, puede en algunos ca so s ser verdaderam ente «primitiva» — cuando el estrato resistente e s el m ás alto y reciente de la serie— , pero lo m ás normal e s que se adapte a un nivel estratigráfico coherente originariam ente recubierto por ca p a s d e leznables, las cu ales han debido ser previam ente desm anteladas. Sólo en el caso de que exista evidencia de que dentro de las ca p a s superio res erosionadas se encontraba algún otro estrato de roca resistente, de menor edad qu e el qu e sirve de b a se a la morfología plana, ésta se considera como una forma «derivada» (superficie estructural derivada). Las áreas centrales de las cu en cas sedim entarias recientes, donde la diferenciación litológica de los estratos puede ser m ás m arcada y m e nos apreciable su laxa deform ación epirogénica, son el ámbito propio de estos llanos estructurales, cuya pervivencia com o elem entos básicos del relieve depende de qu e en las citadas áreas de sineclise se den unas condiciones poco favorables para la actuación de p rocesos de erosión c a p a c e s de incidir con eficacia y rapidez sobre el estrato resis tente hasta llegar a atravesarlo localmente. Cuando las citadas condiciones desfavorables (subsidencia im por tante, ausencia de una red de cursos de agua exorreicos, aridez m ar cada, etc.) no s e dan o no lo h acen en grado suficiente, los p ro ceso s de incisión adquieren mayor ritmo y eficacia llegando a atravesar lineal mente el estrato duro m ás o m enos potente al que s e adapta la superfi cie estructural. Al quedar rota la continuidad y la hom ogeneidad litoló gica del roquedo aflorante com o con secu en cia de la aparición en las líneas de incisión de m ateriales infrayacentes m ás deleznables, la actua ción de los agentes externos se concentra diferencialm ente en ellas, produciéndose una progresiva transformación de la morfología plana

www.FreeLibros.org F ig . 4.1. Relieve tabular s o b re estructura sedim entaria aclinal.

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inicial en una morfología tabular. Este tipo de relieve está compuesto por plataformas o «mesas» de altitud muy similar, a las que en Geomor fología se da el nombre de plataform as estructurales y en algunos luga res de España se denomina «páramos» o «alcarrias», separadas por surcos o «valles». Las plataformas estructurales, que siempre ocupan una proporción mayoritaria del territorio, constan de dos elementos básicos: la superfi cie culminante o superficie del p áram o , adaptada a la horizontalidad del estrato resistente y desarrollada en su totalidad sobre la roca sedi mentaria coherente de que está formado; y las vertiente o cu estas del páram o, modeladas en su parte alta de fuerte pendiente (cornisa ) tam bién sobre la capa dura y en el resto, de inclinación más tendida (talud), sobre los niveles estratigráficos genéricam ente m ás deleznables subya centes a ella. Si en todo el ámbito de dicho talud la dureza de los mate riales aflorantes no presenta contrastes, esta morfología es simple; pero si —como e s muy frecuente— aparecen lechos o niveles de resistencia relativamente mayor, la vertiente presenta «hombreras estructurales» que repiten o reiteran a menor escala la disposición morfológica cor nisa-talud. En los paisajes morfológicos tabulares de páramos o alcarrias existe un segundo elemento que se combina con estas m esas estructurales, delimitándolas y separándolas entre sí: son las depresiones abiertas por la erosión diferencial, siguiendo las líneas donde la incisión ha lle gado a atravesar la cap a dura, sobre los niveles inferiores a ella que suelen denominarse valles en com isa. Resultantes en realidad de la convergencia por su base de dos «cuestas de páramo», se caracterizan por estar dominados por escarp es desarrollados en la roca resistente y tener un fondo cóncavo o aplanado de cierta amplitud. Dado que, por definición, coinciden con afloramientos de roquedo sedimentario relati vamente m ás deleznable y presentan una configuración topográfica muy favorable para concentar la actuación de los agentes de evacua ción —la de las aguas corrientes en concreto—, se encuentran afecta dos en mayor o menor medida por una tendencia a ampliarse a costa de las plataformas estructurales, las cuales por lo tanto no van siendo destruidas por ataque erosivo a su propia superficie sino por creci miento de las formas que las enmarcan. Un crecimiento que se traduce en un progresivo retroceso de las cornisas hacia el interior de los pá ramos. 4.2.2. L as form as resid u ales

Si los procesos de erosión diferencial responsables de la citada ampliación de los valles en cornisa encuentran condiciones favorables


para su actuación (diaclasam iento del estrato duro, abundancia d e cau dal en los cursos de agua, clim a favorable para una activa dinám ica de vertientes, etc.), las form as tabulares disminuyen de im portancia rela tiva dentro del área de relieve aclinal, siendo sustituidas las grandes plataformas estructurales por form as am esetadas m ás p equeñ as y dis continuas d e altura hom ogénea que d estacan sobre am plias extensio nes de suave topografía m odeladas sobre los niveles estratigráficos deleznables infrayacentes. Estas formas, qu e conservan en su culmina ción los m ateriales duros y la topografía plana d e la superficie d el p áram o , reciben el nom bre de m u elas o de c e rro s-testig o s según la amplitud del retazo de dicha superficie qu e m antengan, soliendo d esig narse con el término de c a m p iñ as a las áreas aplanadas sobre las que se levantan. En concreto, una «muela» e s un páram o aislado y d e tam a ño reducido cuya superficie culminante ocupa aún una proporción im portante, incluso mayoritaria, en el conjunto de la forma. Un «cerro testigo», por su parte, e s un relieve puntual, a modo de colina de cum bre plana, en el que la s vertientes o «cuestas» divergen a partir de un pequeño resto de la cap a subhorizontal resistente; se denominan así porque atestiguan la extensión alcanzada por dicha cap a, así com o la altura y la amplitud de la superficie estructural adaptada a su aflora miento. Cuando el retroceso de las vertientes lleva al desmantelam iento d e los últimos restos esta superficie, los cerro s testigos se transforman en colinas cón icas en las qu e ya el control estructural e s mínimo pero aún reconocible, a las cuales se suele denom inar a n te c e rro s o bien —utilizando una terminología m ás arraigada en el lenguaje popular— oteros o m otas. Teóricam ente, la p resen cia d e estas formas puntuales y aisladas m arca el final de la evolución del relieve estructural sobre cobertera sedim entaria aclinal; en la realidad, sin em bargo, dicha evo lución puede reanudarse, reiterarse o com plicarse si, com o e s fre cuente, el com plejo sedim entario incluye nuevos niveles de material resistente y éstos van llegando a aflorar.

4.3. El reliev e m onoclinal Un segundo género de form as de relieve estructurales propias de los rellenos sedim entarios no deform ados d e las sineclises son las mo deladas sobre conjuntos estratigráficos que, por u bicarse en sectores m arginales de esta s m acrounidades, ap arecen suavem ente bascu ladas hacia el interior de las mismas. Al presentar una adaptación significa tiva a la disposición de estratos con buzamiento en un único sentido reciben el nom bre d e form as m onoclinales y, al igual qu e las aclinales a las que se a ca b a de h acer referencia, solam ente se dan en el ca so de


que la litología de las cap as sea heterogénea y de que alguna o algu nas de ellas se erija, por su dureza y continuidad, en esqueleto del relieve. Genéricam ente estas formas que reflejan de modo directo o derivado la disposición de una sucesión sedimentaria contrastada, con cordante y de suave buzamiento monoclinal (10-15° como máximo) se designan en Geomorfología con el término castellano cuestas.

4.3.1. L a s «cu estas»: elem entos y tipos

D esde un punto de vista morfográfico, las cu estas se definen como relieves tabulares inclinados y disimétricos que, pudiendo presentar numerosas variantes derivadas de la litoestratigrafía y de la intensidad del trabajo erosivo, tienen siempre dos elementos topográficamente opuestos: un frente y un dorso. El frente d e cuesta e s una vertiente de pendiente media importante en la que s e asocian —lo mismo que en las «cuestas de páramo»— un escarp e superior y un talud inferior, cu ya inclinación tiene sentido contrario al buzamiento de los estratos y cuya litología e s heterogénea (aflorando niveles de roca resistente en el escap e y niveles de material m ás deleznable en el talud). El dorso de cuesta, por su parte, es una superficie de mayor extensión y de mucho menor pendiente que el frente, inclinada en sentido contrario a éste, que presenta una gran regularidad y una básica homogeneidad litológica al adaptarse al techo de un estrato resistente en disposición mono clinal de bajo grado. Esta combinación frente-dorso ha de presentar la relación dimensional y el contraste de pendiente indicados (más exten so y mucho menos inclinado el segundo que el primero) para que pueda hablarse con propiedad de relieve de «cuesta», ya que si las dimensiones relativas de ambos elementos son similares y la inclina ción del dorso alcanza valores importantes —debido a que el buza miento estratigráfico sobrepasa los 10-15.° indicados— se pasa a otro tipo de relieve estructural, la cresta, propia ya de complejos sedimenta rios deformados por la orogénesis. Tengan carácter directo o derivado, según su dorso y su escarpe frontal se desarrollen sobre la más alta y réciente de las cap as duras de la serie sedimentaria o bien lo hagan sobre otro nivel diferencial mente resistente incluido en ella, las cuestas aparecen como platafor m as estructurales de superficie culminante algo inclinada y con vertien tes externas de cornisa-talud bien desarrolladas en un lado —el contra rio al sentido del buzamiento— e inexistentes en el otro —el conforme con el sentido de la pendiente estratigráfica— . Y, al igual que en el caso de los «páramos», precisan para su definición y diferenciación geomorfológica la existencia de una forma de relieve derivada de la


erosión diferencial de las franjas donde antes a aflorar los niveles estratigráficos infrayacentes, las cu ales corresponden lógicam ente a los s e c tores estructuralmente m ás elevados de la serie basculada; esta forma e s la dep resió n su b secu en te, así denominada por ser un surco topográ fico alargado en conformidad con el rumbo de los estratos. Dicha d e presión, situada al pie del frente de cuesta, presenta una amplitud, una profundidad y un desarrollo que dependen de la potencia y del grado de buzamiento de las cap as de roquedo relativam ente deleznable so bre las que se encuentra m odelada. En el caso de que su anchura y continuidad sean notables y se localice en el m argen de la cu en ca sed i mentaria, m arcando en el relieve la separación entre sineclise y anteclise, suele denom inarse tam bién d e p re sió n periférica o su rco p e rifé

rico. Cuando en la serie estratigráfíca monoclinal existen varias cap as resistentes y m ás de una ellas llegan a aflorar la morfología estructural se complica, apareciendo sistem as d e c u e sta s en los qu e la organiza ción descrita se reitera o repite tantas v eces como estratos duros aflo rantes. En ellos la separación entre las cu estas elem entales viene m arca da también por surcos alargados conforme a la dirección de los estra tos; estos surcos, siem pre disim étricos y resultantes de la com binación o enlace del dorso de una con el frente de la siguiente, se denominan pasillos su b secu en tes. La indicada duplicación o multiplicación de los elementos del relieve estructural monoclinal e s m ás frecuente que la presencia de cu estas simples, las cuales sólo suelen ap arecer cuando la inclinación estratigráfíca e s excepcionalm ente leve o las condiciones externas no favorecen la erosión y evacuación rápidas de los m ateria les blandos.

4.3.2. L a e v o lu ció n de la s «cu esta s» y la m o rfo lo g ía re su lta n te

A partir de esta s formas básicas, sim ples o com plejas, el relieve de cuestas evoluciona, adquiriendo configuraciones nuevas o incorpo rando nuevos elem entos, en relación con el establecim iento y la actua ción sobre frentes, dorsos y surcos subsecuentes d e agentes de erosión dotados de cap acidad para incidir en la estructura, muy en especial con la acción de los cursos de agua. Estos flujos hídricos impulsados por la gravedad se estab lecen y funcionan dentro del m arco morfoló gico propio del relieve monoclinal, pudiendo tener — según la localiza ción de su cau ce y el sentido de su escorrentía— carácter consecuente, obsecu en te o su b secu en te. Son consecuentes o cataclinales los cursos que se establecen sobre los dorsos y corren en el mismo sentido en que buzan los estratos; son obsecu en tes o anaclinales los que se sitúan


F ig. 4.2. Relieve monoclinal y elem entos d e la red de drenaje adaptados a él.

en los frentes circulando en sentido contrario a la inclinación de los estratos; y son subsecuentes u ortoclinales aquellos que, fluyendo en un sentido perpendicular al buzamiento —o, lo que, es lo mismo conforme a la dirección de los estratos—, tienen su cauce entre dorso y frente o al pie de éste, e s decir en las depresiones o pasillos también denomina dos subsecuentes. La incisión efectuada por cada uno de estos tres tipos de corrientes de agua e s diferente en intensidad y ritmo como consecuencia de la pendiente y la litología sobre la que cada uno de ellos ha de actuar; y e s de destacar que, aunque parezca paradójico, la mayor intensidad y rapidez erosiva no se encuentra en relación directa con la mayor adaptación a las pautas tectónicas de la estructura geo lógica. Teniendo en cuenta que la labor excavadora de las corrientes de agua es tanto más importante cuanto menor sea la resistencia de los materiales en los que inciden y cuanto mayor sea la pendiente de sus cauces, la acción erosiva de los cursos consecuentes (en los que se da el mayor nivel de adaptación a la tectostática monoclinal) ha de ser limi tada y lenta, ya que la totalidad de su trazado se desarrolla sobre aflo ramientos de roca dura de muy esca sa inclinación; dicha acción resul tará por lo tanto muy poco eficaz para disecar y fragmentar los dorsos


de cuesta en los que se ubican y, en último término, para h acer evolu cionar esta morfología tabular. Por el contrario, los cursos obsecuentes o anaclinales (cuyo flujo tiene un sentido inverso a la disposición tectó nica) están dotados de una notable capacidad de incisión al actuar sobre los frentes de cuesta, en los que afloran mayoritariamente m ate riales deleznables y la pendiente es acusada; son ellos los que, al rom per la continuidad de dichos frentes y fragm entar a partir de ellos los grandes dorsos, h acen cam biar de forma m ás evidente la morfología monoclinal a lo largo del tiempo. Los cursos subsecuentes u ortoclinales, por su parte, controlan el ritmo global de esta evolución morfoló gica manteniendo, al profundizar sobre el roquedo blando de los pasi llos y depresiones, el desnivel de los frentes y en consecuencia la acti vidad erosiva de las citadas corrientes anaclinales. Puede d ecirse pues que el relieve de cu estas evoluciona mediante ampliación y profundización progresiva de los surcos —de e sca sa pendiente longitudinal nor malmente— recorridos por los cursos ortoclinales y fragmentación de las cuestas propiamente dichas a partir de las formas de incisión abier tas en sus taludes y cornisas frontales por los cursos anaclinales. Dentro de este modelo evolutivo el primer paso consiste en el mode lado de b o q u e te s anaclinales que rompen la continuidad de los e s c a r p es de roca dura de los frentes y permiten que la acción de los cursos obsecuentes alcance el ámbito de los dorsos de cuesta. Esta acción va avanzando de forma progresiva desde la parte alta hacia la parte baja de dichos dorsos, los cu ales —en lo que se puede considerar una segunda fase— resultan también fragm entados por surcos transversa les o valles an aclin ales , quedando resuelto el relieve continuo inicial en una serie de m e s a s d e cu esta. La tercera fase del proceso evolutivo consiste, lo mismo que en los paisajes morfológicos aclinales de m esas estructurales y valles en cornisa, en la ampliación de los surcos donde han llegado a aflorar los m ateriales blandos subyacentes y en la co rre lativa disminución del tamaño y la continuidad de las m esas coronadas por la cap a resistente, las cu ales pueden llegar a reducirse a relieves puntuales y aislados definibles, tanto por su configuración morfológica como por su significado, com o c e rro s testigos. El desmantelamiento por los procesos de denudación de estos últimos testimonios de la superficie monoclinal y de la cap a que la sustenta viene a significar la desaparición del relieve de cuestas, salvo en el caso de que la labor de los agentes erosivo haya hecho aflorar un nuevo estrato dotado de una resistencia capaz de hacerlo trascender geom orfológicam ente y servir de b a se a la aparición de una nueva cuesta.


4 .4 . E l r e li e v e p le g a d o

Los afloramientos de rocas estratificadas de origen sedimentario que, por haberse encontrado dentro de franjas sometidas a esfuerzos tectónicos compresivos de tipo orogénico, aparecen plegadas presen tan una morfología estructural muy característica, cuya definición y aná lisis genético ha sido uno de los temas más clásicos de la investigación geomorfológica. Al desarrollarse sobre complejos litológicos deforma dos, esta morfología o relieve p leg ad o manifiesta lógicamente una ma yor variedad y complejidad que los relieves aclinal y monoclinal e inclu ye una amplia tipología de formas elementales, que son designadas en la mayor parte de los casos con términos dialectales franceses propios de la región prealpina del Jura, donde comenzó su estudio (de ahí que también se las conozca como formas de relieve jurásico). Entre ellas hay algunas que muestran una evidente y directa adaptación a los caracteres de los pliegues sobre los que se encuentran modeladas, siendo destacadas y convexas si corresponden a anticlinales y deprimi das y cóncavas si corresponden a sinclinales; pero en su mayoría dicha adaptación a la deformación tectónica no es tan clara y directa, exis tiendo numerosos relieves elementales en los que la topografía no tra duce tan plenamente la estructura e incluso tiene un sentido inverso a ella. Esta combinación de form as directas y form as derivadas y la pre sencia entre éstas de algunas definibles como form as invertidas (cón cavas y deprimidas sobre estructura anticlinal y convexas y destacas sobre estructura sinclinal) ha constituido la b ase para la elaboración de modelos genéticos y evolutivos de gran coherencia acerca de este importante tipo de relieve estructural. Como se señaló al tratar de las consecuencias de la tectónica de deformación, aunque la tectónica capaz de generar plegamiento es por definición compresiva, los complejos estratigráficos afectados por ella se dividen en sectores o franjas alternativamente levantados, convexos y distendidos —los pliegues anticlinales— y deprimidos, cóncavos y comprimidos —los pliegues sinclinales—. Así, cuando una estructura originariamente aclinal resulta plegada, a partir de una disposición topográfica horizontal y homogénea se pasa a otra en la que se diferen cian y suceden elevaciones a modo de bóveda, m ás favorables por su mayor distensión y por su propia elevación relativa al ataque eficaz de los agentes erosivos, y depresiones a modo de artesa que están en m ejores condiciones para defenderse de éste, al tener sus materiales com pactados por la compresión y por su menor altura relativa, la cual las permite recibir los detritus derivados de la denudación de las pri meras. Si todos los estratos afectados por la tectónica de deformación fue


sen filológicamente idénticos, al producirse el plegamiento —lo cual puede durar centenares de miles o incluso millones de años— los anti clinales se irían destruyendo al irse levantando y, simultáneamente, colmatándose los sinclinales, sin que la acción tectónica llegase a trascen der significativamente en la configuración del terreno (o haciéndolo, en todo caso, de forma muy atenuada en comparación con los valores de la deformación). Esta trascendencia geomorfológica del plegamiento precisa la existencia en el conjunto estratigráfico afectado de una o varias cap as duras cap aces de ofrecer una resistencia diferencial mente mayor a los agentes erosivos y de actuar como «esqueleto» del relieve durante un período de tiempo m ás o menos dilatado.

4.4.1. E l re liev e «jurásico» directo

Dadas estas condiciones litoestratigráficas y suponiendo una estruc tura plegada autóctona, escasam ente vergente y de mediana amplitud de onda, el relieve resultante de modo inmediato de la tectogénesis tiende a ser una sucesión alternante de franjas topográficamente levan tadas coincidentes con los anticlinales —denominadas m onts — y to pográficamente deprimidas coincidentes con los sinclinales —denomi nadas vales —, que pueden considerarse como las formas de relieve plegado más directas al expresar con la máxima fidelidad la geometría de la deformación. Un moni, por lo tanto, s e define como un relieve ele vado y más o menos alargado que se desarrolla sobre una capa defor mada de roca resistente y cuya culminación topográfica corresponde a la charnela y cuyas laderas corresponden a los flancos de un anticlinal; en consecuencia su desarrollo altitudinal y longitudinal, así como su forma concreta, dependen básicam ente de las dimensiones, el tipo y el

1 . A n tic lin a l e n r e lie v e d i r e c t o (« m o n t» ), 2 . S i n c l i n a l e n r e lie v e d i r e c t o (« v a l» ). 3 . A n tic lin a l d e s v e n t r a d o (« c o m b e » ) . 4 . S in c lin a l c o lg a d o . 5 . A n tic lin a l c o l g a d o . 6.

C o m b e : a n tic lin a l e r o s i o n a d o .

7 . C lu s e : v a lle q u e c o r t a p e r p e n d i c u l a r m e n t e u n p l i e g u e . 8 . R u z : v a lle e n e l f l a n c o d e u n p l i e g u e .

www.FreeLibros.org CFuente: E. Martínez d e Pisón, 1990).

Fig. 4.3. Elementos fundamentales del relieve plegado jurásico.

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estilo del citado pliegue. Un val, por su parte, se define como una depresión m ás o m enos alargada coincidente con un sinclinal y adap tada a los caracteres estructurales del mismo, correspondiendo su fon do al área de charnela y sus vertientes a los flancos; en él, a diferencia de lo que ocurre en el mont, pueden encontrarse restos de niveles estratigráficos superiores a la capa dura principal, la cual no llega con frecuencia a aflorar en los sectores m ás bajos. Esta significativa dife renciación litoestratigráfica indica la existencia, desde el principio, de un diverso ritmo de erosión sobre uno y otro, como consecuencia de lo cual siempre el desmantelamiento de la serie sedimentaria plegada es menor y m enos generalizado en los vales que en los monts vecinos, no siendo extraño que en la culminación de éstos haya sido ya des truido el estrato duro antes de que dicho estrato haya llegado a aflorar en el fondo de aquéllos. El ataque erosivo al armazón estructural de este relieve plegado directo se efectúa, pues, básicam ente sobre elevaciones anticlinales o monts en las que la incisión de las aguas corrientes genera muy pron to formas secundarias, a partir del desarrollo de las cuales se pro duce la evolución de la morfología superficial. Las corrientes elementa les que se establecen sobre sus laderas-flancos y fluyen en sentido consecuente (conforme al sentido del buzamiento) inciden sobre los materiales duros aflorantes en ellas hasta llegar a atravesarlos, for mando surcos o torrenteras que en Geomorfología reciben el nombre de ruz, cuya ca b ecera puede alcanzar la propia culminación-charnela. La mayor capacidad incisiva de algunos de estos cursos, la coinciden cia de dos —uno en cad a flanco— o la existencia de una línea de rup tura o debilidad estructural —como un desenganche— h ace posible que algunos de estos valles cataclinales lleguen a atravesar el «mont» de forma m ás o menos perpendicular, dando lugar a la aparición de grandes surcos transversales, con frecuencia estrechos, que se deno minan cluses. Estos característicos valles pueden ser también resultado de fenómenos de a n te c e d en c ia , en el caso —poco frecuente—de que el curso de agua fuese anterior al plegamiento y haya ido cortando la serie estratigráfica durante el propio proceso de deformación, o de ep i génesis (también denominada sobreim posición ) en el caso de que la corriente se hubiese establecido inicialmente sobre m ateriales delezna bles que recubrían el dispositivo estructural plegado, el cual resultaría diseccionado como consecuencia de su incisión sobre dichos materia les; cuando son resultado de uno de estos fenómenos, en especial del segundo, las cluses tienen un significado diferente de las que pueden considerar normales en el relieve plegado, desempeñando desde el comienzo un papel prioritario en la evolución morfológica.

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4.4.2. L a «inversión» d el r e lie v e p leg ad o y la m o rfolo g ía r e s a lta n te

Un paisaje morfológico constituido básicam ente por las formas ele mentales hasta aquí citadas (vales y monts accidentados por ruz y atra vesados por cluses), e s decir en el que por la razón que s e a —resisten cia o profundidad del estrato duro, e sca sa duración o intensidad de los procesos erosivos sobre éste, fosilización rápida de la estructura ple gada, etc.— la distribución de los volúmenes topográficos mantiene su concordancia con la elevación estructural relativa de los pliegues, reci be la denominación de relieve p le g a d o directo. Este tipo de relieve no es dem asiado frecuente, desarrollándose sobre las franjas de deforma ción tectónica mayoritariamente configuraciones geom orfológicas en las que la topografía m uestra una disposición genéricam ente inversa a la estructura, con las formas m odeladas sobre los anticlinales a igual o menor altura que las m odeladas sobre los sinclinales. La citada inver sión, que puede considerarse com o la tendencia evolutiva normal del relieve estructural plegado, e s resultado de la progresiva adaptación de la m orfogénesis a las diferencias de resistencia que la tectogénesis confiere a los pliegues convexos y a los cóncavos, claram ente a favor de estos últimos según se ha señalado: desde muy pronto, aunque ini cialmente puedan tener una posición topográfica m ás destacada, los anticlinales muestran un mayor nivel de destrucción que los sinclinales, ya que en ellos el estrato resistente responsable del carácter diferen cial de la erosión se encuentra distendido e incluso dislocado en el área de charnela y ha podido ser ya atravesado en los flancos por los ruz y las cluses, lo cual posibilita que sea en estas unidades estructura les elevadas en las que antes y con m ás facilidad llegan a aflorar las cap as blandas subyacentes. De este modo, e s lógico que el ataque de los agentes externos se vaya concentrando y acelerando progresiva mente en ellas haciendo que los monts, incluso sin haber alcanzado una expresión topográfica importante, vayan desapareciendo como tales y su lugar sea ocupado por formas de relieve cóncavas cuya altitud de fondo e s poco diferente, e incluso inferior, a la de los antiguos vales; estas formas reciben el nom bre genérico de com bes. Una co m b e se define, pues, como una depresión excavada sobre una estructura anticlinal y alargada según la dirección del e je de ésta, resultante de la evacuación por los agentes erosivos de los niveles estratigráficos blandos que yacen bajo el estrato duro superior de di cha estructura. D esde un punto de vista morfográfico, consta de un fondo m ás o menos suave y amplio y unas crestas que lo enm arcan, las cuales presentan frentes opuestos y dorsos inclinados en sentidos con trarios. Por muy poco m arcada que esté la diferencia de altura entre unas y otras, se trata de un relieve en el que la topografía e s inversa a


la estructura, pues el fondo corresponde a la charnela, que es la parte más elevada del anticlinal, y las crestas a los flancos, que son estructu ralmente m ás bajos que ella. Su aparición y desarrollo están en relación directa, de un lado, con la fragilidad del estrato duro en la línea de inflexión del pliegue y, de otro, con la competencia del agente erosivo responsable de la evacuación de los niveles litoestratigráficos subya centes, de modo que las com bes de mayor extensión y m ás rápida evo lución son las modeladas sobre anticlinales forzados y disarmónicos —en los que la charnela aparece dislocada e incluso abierta por la acumulación y eyección de los materiales plásticos inferiores— y en las que la evacuación de los materiales erosionados se realiza a través de cluses. Puede decirse que en la mayor parte de los casos el aflora miento del núcleo blando del anticlinal y consecuentemente el comien zo del modelado de las com bes tiene un evidente control tectónico y es muy precoz, sin que hayan existido previamente verdaderos monts; no obstante, su profundización y ampliación dependen en gran medida de la instalación y el desarrollo de las formas de incisión propias del relie ve plegado (ruz, cluses). Al ser ocupado el lugar teórico de los monts (que pueden haber o no existido en realidad) por estas formas esencialmente cóncavas, las ondulaciones sinclinales —donde se dan las m ejores condiciones para la conservación de la capa resistente— van quedando en resalte y coin cidiendo con los elementos topográficamente m ás destacados. De este modo el relieve pasa a organizarse como una sucesión o alternancia de depresiones anticlinales —las com bes— y plataformas sinclinales más o menos extensas, que reciben en geomorfología el nombre de sincli nales colgados y cuya superficie culminante suele conservar la geom e tría cóncava propia de este tipo de pliegues. Esta organización morfoló gica, mucho más frecuente que la «directa» de monts y vales, es propia del denominado relieve p leg ad o invertido. Si no existen por debajo del que actúa como esqueleto del relieve otros estratos diferencialmente resistentes o el espesor de los niveles deleznables hasta llegar a ellos es muy importante, la evolución de la morfología estructural plegada tiende a terminar, al cabo de un largo periodo de tiempo, cuando son destruidos también los sinclinales col gados por ampliación de las com bes y erosión directa, llegándose a una topografía sin contrastes destacados y carente de un control signifi cativo por parte de las deformaciones tectónicas. Si, como e s frecuente, el vaciamiento de las com bes hace aflorar otro estrato duro concor dante, dispuesto lógicamente en forma anticlinal, la evolución del relie ve estructural plegado no conluye, sino que se reinicia con la aparición de m onts derivados que pueden ser ulteriormente desventrados y va ciados modelándose grandes sistemas de crestas separadas por pa-


MONT

www.FreeLibros.org (Fuente: Von Engeln, 1948).

F ig. 4.4. Esquema clásico d e evolución del relieve plegado de cobertera.

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CAPTURA COM BE

C R ES TA

IN V E R S IO N D E D R E N A J E D E R U Z

S IN C L IN A L C O L G A D O

COM BE


sillos subsecuentes, propios del p aisaje morfológico de las grandes cadenas de plegamiento. En todo caso, e s sumamente difícil y deben darse unas condiciones muy particulares para que llegue a g enerarse una superficie casi llana que trunque hom ogéneam ente una estructura sedimentaria ondulada.

4.5. El reliev e fallado Cuando la tectónica ha superado la cap acidad de deformación de las rocas, ya sea por su intensidad o por la fragilidad de éstas, la estructura geológica ap arece dislocada o fracturada. Y esta fracturación, junto con los movimientos de bloques relacionados con ella (levan tamientos, hundimientos, desnivelaciones, basculamientos, desplazamien tos en cizalla, etc.), tiende a m anifestarse en el relieve dando lugar a la aparición de una serie de formas estructurales específicas que configu ran lo que en Geomorfología se denomina relieve fallado. P ese a lo re s tringido de su significado (fallado quiere decir relacionado con las fallas, que son sólo uno de los tipos de fracturas), bajo esta denomina ción se incluyen todos los relieves controlados en mayor o menor m e dida por los fenómenos de dislocación cualquiera que se a su tipo, es decir tanto si se trata de fallas como si se trata de d esgarres o d esen ganches o de fracturas sin salto apreciable; la referencia exp resa a las primeras es, sin em bargo, com prensible ya que ciertam ente son las dislocaciones acom pañadas de desplazamiento o salto vertical las que tienen una m ás evidente cap acid ad para generar desniveles y trascen der de forma directa en la topografía. Las fallas pueden influir en la elaboración del relieve de tres modos diferentes: en primer lugar, creando com o resultado directo de su fun cionamiento desniveles o rupturas de pendiente; en segundo lugar, poniendo en contacto afloramientos de ro cas de naturaleza, edad y resistencia diferentes; y en tercer lugar, modificando los caracteres del roquedo (por trituración, estiramiento o metamorfismo dinámico) enla proximidad inmediata del plano d e dislocación. Y estas m odalidades de influencia no se ejercen de una vez y simultáneamente, sino de forma progresiva de acuerdo con los ritmos de la tectogénesis y la estructura de los m ateriales. Así, la creación de relieves directos se produce durante la propia acción tectónica y dichos relieves perduran, tras el c e s e de ésta, un intervalo temporal limitado (cuya duración con creta depende de la resistencia del roquedo afectado por la disloca ción y de la importancia de su desnivel). La yuxtaposición de m ateriales dotados de distinta resistencia frente a las acciones erosivas en la línea de falla tiende, por su parte, a adquirir trascendencia geom orfológica


con posterioridad al episodio tectónico de fracturación y a una cierta distancia temporal de él, ya que para que afloren a una altura similar materiales que yacían originariamente a diferente profundidad es n ece sario el desmantelamiento de los relieves directos generados por dicho episodio (es decir la anulación o atenuación del desnivel topográfico entre el labio levantado y el labio hundido). Por fin, las modificaciones litológicas en el plano de falla y sus proximidades pueden manifestarse como factores de control del modelado tanto en el periodo inmediato a la acción tectónica como mucho tiempo después, pudiendo influir se gún los caso s favoreciendo la erosión (cuando consisten en trituración o estiramiento) o incrementando su resistencia a ella (cuando implican recementación o milonitización).

4.5.1. L as form as sim p les d eriv ad as de l a fractu ració n

Las formas de relieve inmediatamente procedentes del desplaza miento vertical relativo producido por el funcionamiento de las fallas son conocidas como formas falladas «directas» o «tectónicas» y tienen el carácter de nítidas y extensas rupturas de pendiente cuyo desnivel topográfico tiene unas dimensiones básicam ente controladas por el valor del salto vertical. Dada su coincidencia con topografías escarpa das, reciben también genéricam ente el nombre de e sca rp e s d e falla y, teniendo en cuenta el grado que alcance dicho control tectónico, pue den ser «originales» o «desplazados». Se dice que un escarp e de falla es «original» cuando traduce sin apenas variación la localización y las dimensiones de la dislocación, de modo que su trazado —rectilíneo o quebrado— coincide con la línea de falla y su superficie de fuerte pen diente con el plano de falla (presentando con frecuencia el aspecto de «espejo») y su desnivel altimétrico real no difiere sustancialmente del desnivel tectónico o salto de falla. La existencia de este tipo de escar pes implica una edad muy reciente de la falla, una resistencia muy grande del roquedo o una agresividad muy limitada de los agentes ero sivos, o bien la combinación de varios de estos factores. Cuando, como ocurre en la mayoría de los casos, no se dan en grado suficiente estas condiciones, el escarp e no traduce de un modo tan estricto la localiza ción y el salto del accidente tectónico, sino que se sitúa dentro del ámbito del bloque levantado a mayor o menor distancia de la línea de falla y su trazado —no coincidente ya con dicha línea— se hace menos rígido e incluso sinuoso, manteniendo no obstante un básico parale lismo con ella. Este e sc a rp e d e falla desp lazad o o «retranqueado», que corresponde a dislocaciones de mayor antigüedad, producidas en ro quedo m ás deleznable o sometidas a una acción erosiva más intensa,


se caracteriza también en la mayor parte de los casos por una atenua ción de su pendiente y de su desnivel con respecto a la inclinación del plano y al valor del salto vertical de falla. En teoría y a largo plazo, todos los escarpes de falla tienden a h acerse de este segundo tipo ya que la actuación de los procesos de modelado, desplazando partículas de las partes altas a las bajas conforme a las leyes de la dinámica gravitatoria, lleva a la atenuación de las pendientes y de los desniveles buscando a la anulación de las rupturas topográficas producidas por la geodinámica interna. De configuración y apariencia similares a las formas descritas son los denominados e sc a rp e s d e línea d e falla , que resultan de la influen-

(Fuente: D. Johnson, 1929).

www.FreeLibros.org F ig. 4.5. Evolución morfológica d e un escarp e de falla exhumado.

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cía en el modelado del segundo de los factores estructurales antes indi cados: la yuxtaposición de rocas diferentes a lo largo de la dislocación. Este tipo de formas, que tiene ya carácter derivado, son por lo tanto resultado, no de la manifestación directa de la desnivelación tectónica, sino de la erosión diferencial sobre dos bloques o labios de falla adya centes que ofrecen resistencias desiguales. Se trata de relieves en los que el condicionamiento tectónico propiamente dicho es indirecto y atenuado, pasando a primer plano el condicionamiento litológico, de modo que en ellos el área relativamente más elevada en la que culmina el escap e corresponde al labio que en afloramiento presente un roque do m ás resistente —sea o no el labio levantado— y el área relativa mente m ás deprimida, sobre la que éste se levanta, al labio que en afloramiento presenta un roquedo más deleznable —sea o no el labio hundido—; por su parte, el desarrollo altitudinal del escarpe no tiene relación dimensional alguna con el salto de falla ni con la inclinación del salto de falla. Sobre roquedo plutónico o metamórfico, caracterizado por una gran homogeneidad litológica tanto en superficie como en profundidad, los materiales separados por las líneas de dislocación no suelen presentar resistencias sustancialmente distintas, como consecuencia de lo cual es muy difícil hallar en el relieve modelado sobre él verdaderos escarpes de línea de falla, los cuales son sin em bargo frecuentes y claros cuando la estructura fallada es de naturaleza sedimentaria (caracterizada por la superposición de estratos de composición y resistencia diferentes). Sobre este tipo de roquedo —globalmente más deleznable que los antes citados— una exposición medianamente dilatada al ataque ero sivo puede llegar en realidad a una nivelación de la falla, es decir a la anulación del escarp e producido por la fractura. Alcanzada esta situa ción, si los afloramientos de cap as menos resistentes se sitúan en el lado correspondiente al bloque hundido, éste tiende a ser diferencial mente erosionado generándose un escarpe de línea de falla directo, que viene a significar una «resurrección» en sus términos iniciales del relieve generado por la dislocación (la ruptura de pendiente tiene el mismo sentido y e s tan nítida y rectilínea como en el escarpe de falla originario, coincidiendo lo mismo que él con el plano de falla). Si, por el contrario, los afloramientos de los componentes litoestratigráficos más deleznables corresponden al bloque levantado, la erosión diferencial modela un escarp e de línea de falla inverso, cuyo sentido topográfico es contrario al sentido del desplazamiento tectónico, correspondiendo su base al bloque levantado y su culminación al bloque hundido: la mayor resistencia de éste provoca, en consecuencia, la aparición de una forma de relieve similar pero inversa al escarpe de falla originario. Así pues, los escarp es de falla y los escarp es de línea de falla tienen


en común su topografía abrupta, su trazado rectilíneo o quebrado y la presencia en ellos de «espejos»; y se distinguen por el predominio del control tectónico, en los primeros, y de los condicionamientos litológicos, en los segundos, pudiendo darse sólo en éstos una verdadera inversión del relieve con resp ecto a la tectónica.

4.5.2. L as fo rm as fa lla d a s co m p leja s

Raramente las fallas son accidentes aislados, siendo lo normal que constituyen sistem as o h aces, en relación con los cuales se modelan o desarrollan formas de mayor com plicación y de m ás amplias dimensio nes; unas formas que tanto pueden ser notablemente destacad as como profundamente deprimidas y que, según los casos, pueden ser directas —traduciendo de forma inmediata la disposición tectónica— , estar en m ascaradas —o fosilizadas — por recubrimientos de m ateriales simul táneos o posteriores al funcionamiento de la fractura o ser resultado de procesos de exhumación, al ser erosionados dichos m ateriales. Con frecuencia estos relieves fallados reciben el mismo nom bre que las uni dades estructurales sobre las que s e desarrollan, aunque con ciertas variantes o matices. Así, se suele designar con el nombre de h o rst todo fragmento de estructura geológica levantado entre fallas que se manifiesta geomorfológicamente como un relieve destacado enm arcado por escarp es de falla. Si el desnivel de estos escarp es es similar, se dice que el horst o bloque e s normal; si, por el contrario, esta similitud no se da com o con secuencia de un diferente salto vertical de las fallas, el relieve resul tante recib e el nombre de blo q u e b a sc u la d o , caracterizándose por una topografía disimétrica con un escarp e frontal muy m arcado y un e sca r pe posterior reducido enm arcando un dorso o «espaldar» m ás o m enos inclinado. Cuando el fragmento forma parte de un sistem a de bloques escalonados, de modo que queda erguido por escarp e de falla hacia un lado y dominado por escarp e de falla hacia otro, suele ser denomi nado sem ihorst o dovela. Con el nombre alemán de g ra b e n o el castellano de fosa tectónica se designa, por su parte, todo fragmento de una estructura geológica rígida hundido entre escarp es de falla y que se manifiesta geomorfológicamente com o un área deprimida en relación con las que la cir cundan. Se considera normal en el ca so de que el desnivel de los escarp es que lo enm arcan y dominan se a similar; en el caso de que no se registre esta similitud y el fondo de la «fosa» corresponda al pie de uno de los citados escarp es (en concreto, al del mayor desnivel), la depresión generada por la fracturación recibe el nombre de cubeta


1 . H o r s t. B lo q u e le v a n ta d o . 2 . F o s a te c tó n ic a . B lo q u e h u n d id o . 3 . F a lla s n o rm a le s . F la n c o e s c a lo n a d o . 4 . D e s g a rre . B lo q u e s d e s p la z a d o s h o riz o n ta lm e n te . 5 . F a l l a e n tije r a . B l o q u e b a s c u l a d o . 6 . F a l l a v e r tic a l. 7. 8. 9.

F a lla i n v e r s a B lo q u e c a b a lg a n te .

F a lla n o rm a l. B lo q u e s d e s ig u a lm e n te le v a n ta d o s .

A p r o v e c h a m i e n t o p o r la e r o s i ó n d e l a s l í n e a s d e f r a c t u r a , r ío e n c a j a d o e n p l a n o s d e f a lla s .

( Fuente: E. Martínez d e Pisón, 1990). F ig . 4.6. M orfoestructuras falladas com plejas.

fallada, siendo la forma de relieve homologa inversa del bloque b a s culado. Como e s lógico, todos estos relieves adaptados a bloques levanta dos, basculados o hundidos com o consecuencia de la fracturación te c tónica están articulados entre sí, siendo inconcebibles los unos sin los otros: por ejemplo, no hay fosa tectónica sin horsts que la enmarquen. Esta articulación o combinación puede tener un mayor o menor nivel de jerarquización y, en el caso de que dicho nivel sea alto, puede dar lugar a lá conformación de m ega-relieves com plejos o m orfoestructuras fa lladas. Cuando coinciden una litología muy rígida y una tectónica dis tensiva de intensidad media, se produce una organización poco jerar quizada en el que los relieves citados se combinan a modo de «teclas de piano», configurando una morfología com pleja y accidentada pero sin elevaciones o depresiones de gran desarrollo y continuidad. Cuan do, por el contrario, la fragilidad no e s tan m arcada y los esfuerzos te c tónicos son m ás intensos y de sentido m ás claram ente definido, los horsts, las dovelas, las fosas, etc. se disponen jerárquicam ente inte grándose en sistem as geom orfológicos bien definidos. Los semihorsts escalonan sus esca rp es en torno a horsts centrales dando lugar a gran des relieves d estacad os que conforman verdaderos sistem as montaño sos (a v eces denominados «cordilleras», aunque tal denominación no les corresponda propiamente desde el punto de vista morfoestructural), mientras que de forma correlativa los fragmentos hundidos se escalo nan hacia abajo dando lugar a extensas y profundas depresiones o cu en cas tectónicas. El desnivel acumulado de estas grandes unidades geom orfológicas falladas puede ser muy importante (de escala kilomé trica), aunque tiende —por erosión de las levantadas y recubrimiento sedimentario de las deprimidas— a atenuarse con rapidez.


4.5.3. L a s fo rm as d eriv ad as de la s fa lla s en d ire c c ió n y de la fra c tu ra c ió n

En relación con las formas de relieve derivadas de las fallas propia mente dichas, las que se adaptan a las fallas en dirección (desen ganches y d esgarres) o a las fracturas sin desplazamiento importante resultan escasam en te significativas y casi siem pre tienen carácter s e cundario, acom pañando com o acciden tes subordinados a los relieves fallados simples o complejos. R ecibe el nom bre de e s c a rp e transversal d e falla toda topografía abrupta adaptada a un plano de d esenganche que se integra dentro de un escarp e de falla o de línea de falla, presentando una dirección más o menos perpendicular al rumbo general del mismo. Suele mostrar aspecto de «espejo», con estrías y alabeamientos indicadores del carác ter lateral del desplazamiento, y tener unas dimensiones relativamente reducidas en com paración con el desarrollo longitudinal de los e s c a r p es que accidentan: el aspecto quebrado que con frecuencia tienen estas líneas de ruptura de pendiente deriva precisam ente de la interfe rencia de esca rp es transversales correspondientes a desenganches. Su vigorosa topografía y sobre todo la trituración del roquedo que se r e gistra en relación con ellos h acen que los agentes de incisión se con centren y alcancen una alta eficacia en estas áreas de intersección tectónica, llegando a m odelarse surcos relativam ente deprimidos que atraviesan dovelas o sistem as de bloques levantados a los que se suele denominar, según la elevación de su fondo co llados , b o q u e te s o p a si llos d e d esen g an ch e. Cuando las dim ensiones del salto lateral de la falla en dirección son de particular importancia, el desarrollo de los escarp es transversales puede significar el desplazamiento de horsts o de com plejos de bloques fallados y el modelado, siguiendo la línea de desgarre, de grandes valles rectilíneos controlados por la dislocación tectónica (conocidos como valles d e línea d e falla). Así pues, en el modelado de las formas estructurales derivadas de desenganches y d esgarres tiene una gran importancia la acción ero siva de agentes externos dotados de capacidad de incisión, com o los ríos y los torrentes. Y lo mismo ocurre, de modo m ás evidente y g en era lizado, con las formas estructurales derivadas de la simple fracturación, e s decir del aprovechamiento de las líneas de dislocación en relación con las que no se ha producido ningún desplazamiento importante, y también con las adaptadas a viejas fallas total y rem otam ente arrasa das (e incluso fosilizadas). Cuando en una estructura geológica rígida y hom ogénea en afloramiento el único accidente tectónico susceptible de guiar la erosión diferencial e s la fracturación o un sistem a de fallas arrasadas, su relieve se caracteriza por la p resencia de una red de valles, m ás o m enos densa según la densidad de las líneas d e fractura,


de trazado espectacularmente geométrico y caracterizada por la pre sencia de multitud de codos. Esta morfología estructural de valles de línea d e fractura con «trazado en bayoneta» es muy frecuente en las áreas de roquedo cristalino de topografía aplanada, alcanzando su ma yor desarrollo bajo condiciones climáticas cálido-húmedas, donde la alteración de la roca siguiendo los planos de fractura es especialmente intensa y eficaz.

4.6. El relieve «apalachense» Considerado con frecuencia como un tipo peculiar de relieve ple gado, el relieve ap alach en se —así denominado por ser los Montes Apalaches su modelo arquetípico y el ámbito inicial de su definición y estudio— podría ser considerado en realidad como un género de mor fología estructural controlada por la fitología, aunque ciertamente en su caso este control por parte del material tiene como consecuencia más significativa la puesta en evidencia geomorfológica de importantes es tructuras tectónicas de deformación. Ello e s evidente si se tiene en cuenta que se da sólo y exclusivamente sobre complejos litológicos estratificados muy bien definidos (y muy diferentes de los que afloran en las cadenas de plegamiento recientes), en concreto sobre series metamórficas epizonales o metasedimentarias de edad paleozoica o precámbrica com puestas mayoritariamente por cap as de pizarras y

www.FreeLibros.org F ig. 4.7. Elementos fundamentales del relieve apalachense en dos ejem plos diferencial mente m arcados por la erosión de los afloramientos deleznables.

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cuarcitas (o m etaareniscas), pudiendo d ecirse qu e el relieve apalachense e s el relieve estructural propio de estos m ateriales silíceos del mismo modo que el relieve kárstico e s el propio de los afloramientos de ro ca s carbonatadas o la morfología de berro cal e s esp ecífica de las áreas de roquedo granítico. D esde el punto de vista morfográfico esta particular m odalidad de relieve de zócalo se define com o una sucesión de alineaciones (o b a rra s ) de altitud m oderada y relativam ente hom ogénea sep arad as por franjas deprimidas (o su rc o s) de mayor o menor amplitud y tam bién de altura bastante uniforme. Las barras, que s e disponen conform e al rum bo de viejas estructuras de plegam iento (en la mayor parte de los caso s hercinianas), coinciden sistem áticam ente con el afloramiento de cap as muy resistentes de cuarcita y aren isca y tienen según los caso s el carácter de crestas m onoclinales, de sinclinales colgados o incluso de bóvedas anticlinales; los surcos apalachenses, por su parte, ap are cen siem pre m odelados sobre afloramientos deleznables de material predominantemente pizarroso que pueden corresponder indistinta mente a franjas subsecuentes, a núcleos anticlinales o a centros de sin clinales. Esta asociación de formas, evidentem ente relacionada con la fitología, configura p aisajes morfológicos de montaña m edia caracteri zados m ás por la reiteración de los acciden tes qu e por el vigor o la jerarquización altitudinal d e los mismos; no existe en ellos una línea de cum bres axial o una divisoria nítida, sino un m a r d e cu m b res (gipfel ñiir) que, sin diferencias importantes, se suced en en amplias exten siones. Dentro de este m arco morfoestructural la red hidrográfica suele presentar unos caracteres peculiares y asociarse a algunas form as de incisión que han sido consideradas tan esp ecíficas del relieve apalach en se com o las ru z y las c lu ses lo han sido del relieve plegado jurá sico. Mientras que la mayor parte de los cursos de rango m edio o bajo aparecen perfectam ente adaptados a la disposición de las barras y surcos, acogiéndose en éstos y presentando una clara adaptación a los rumbos de los viejos pliegues, los e je s de drenaje principales suelen tener un trazado que p arece indiferente a la estructura tectónica y a la contrastada resistencia del roquedo, atravesando perpendicular u obli cuam ente los h a ces de depresiones pizarrosas y alineaciones cuarcíticas y abriendo en éstas profundos y estrechos p asos (w ater g a p s )\ a veces, boquetes sim ilares pero en los que ya no circulan las aguas flu viales {wind g a p s ) interrumpen tam bién la continuidad de dichas ali neaciones pareciendo atestiguar el trazado de otros antiguos eje s de drenaje igualmente indiferentes a las pautas estructurales. Todo p arece indicar, pues, qu e en la red hidrográfica ap alachen se coexisten viejos trazados establecidos antes de que las pautas estructurales fuesen pues


tos en relieve y trazados m ás recientes adaptados ya a la organización morfológica derivada del vaciamiento de los afloramientos pizarrosos y de la correlativa puesta en resalte de las franjas cuarcíticas; estos últi mos, mejor adecuados al marco morfoestructural, presente irían pro gresivamente dislocando y sustituyendo a la red inicial (a la que habría que considerar previa al modelado del relieve apalachense).

4.6.1. E l «apalachism o» y su in terp retació n

Estos frecuentes fenómenos de inadaptación fluvial, junto con la siem pre notable homogeneidad altitudinal de las alineaciones o b a rra s de roquedo resistente, han llevado desde momentos muy tempranos en el desarrollo de la Geomorfología a interpretar el relieve apalachense como resultado de una reactivación reciente de la erosión sobre un área de zócalo que, tras un dilatado ciclo de denudación, había llegado a estar completamente arrasada: así, el nivel definido por los «mares de cumbres» corresponderían a la superficie d e erosión o penillanura pre via al modelado de las depresiones sobre los afloramientos pizarrosos y los cursos o tramos fluviales inadaptados (aún activos o ya carentes de funcionamiento) serían los restos de la red de cursos establecida sobre dicha superficie casi plana. D esde esta perspectiva, la morfolo gía apalachense se ha entendido como un relieve estructural plegado resucitado, tras su total arrasamiento, como consecuencia de la erosión diferencial activada por acciones tectónicas recientes: sería un relieve reciente modelado sobre estructuras de deformación y materiales anti guos. Y en su evolución geomorfológica habría que distinguir nítida mente dos fases o ciclos de muy desigual duración, una primera que va desde que los plegam ientos paleozoicos crean los conjuntos de plie gues hasta que los relieves de cordillera adaptados a ellos llegan a estar arrasados y a configurar un zócalo peniplanizado y otra segunda, que ab arca desde el momento en que dicho zócalo (o un sector del mismo) queda relativamente levantado con respecto a las morfoestructuras vecinas y, como consecuencia de ello, se ve sometido al ataque de una revitalizada erosión diferencial que va volviendo a poner en relieve los pliegues arrasados en la etapa anterior. Es a esta segunda fase de modelado, guiada por la desigual resistencia de los estratos, a la que se suele dar el nombre de apalachism o , por ser la inmediata m ente responsable de la aparición del relieve apalachense. Sin em bargo, el carácter esencialm ente «bicíclico» de este tipo de relieve así como lo diferenciado y reciente de la fase erosiva responsa ble de su génesis no siem pre cuadran con los hechos. En unos casos, ciertam ente las barras o alineaciones cuarcíticas aparecen regular-


mente truncadas a alturas que permiten reconstruir niveles de arrasa miento (subhorizontales, deform ados o basculados) y se encuentran rotas por surcos de escorrentía (funcionales o abandonados) cuyo tra zado sólo se puede entender como resultado del encajam iento de cur sos de agua inicialmente establecidos sobre una topografía cuasi-plana, al tiempo que los fondos de los surcos abiertos en las pizarras se en cuentran libres de recubrim ientos sedim entarios no relacionados con morfodinámicas recientes. Sin em bargo en otros casos, tan numerosos al m enos como los anteriores, las sierras m odeladas sobre los aflora mientos de ca p a s resistentes muestran diferencias de altura que, pese a ser m oderadas, impiden reconstruir una vieja topografía regular mente aplanada enlazando sus líneas de cum bres, los fenómenos de «inadaptación» fluvial son e s c a so s (y pueden casi siem pre ser explica dos por reajustes recientes del sistema de drenaje) y en el interior de algunas depresiones pizarrosas pueden encontrarse restos de cap as sedimentarias de cierta antigüedad (atestiguando que el apalachism o ya se había iniciado y había tenido con secu en cias significativas en momentos que no pueden calificarse de recientes). Y se da la circuns tancia de que la primera de estas dos variantes morfológicos —a la que se puede denominar a p a la c h e n se p u r a — e s propia de sectores de zócalo paleozoico que estuvieron al alcan ce de las grandes transgre siones marinas del M esozoico, mientras que la segunda e s caracterís tica de sectores m ás internos de cratón que no fueron alcanzadas (o lo fueron sólo marginalmente) por los citados avances de las aguas ma rítimas.

4.6.2. M o d alid ad es de «apalach ism o»

Dado que resulta sumamente difícil de concebir que en condiciones subaéreas —y sea cual se a el régim en clim ático— ro cas de resistencia muy contrastada com o las cuarcitas y las pizarras lleguen a quedar cortadas o niveladas con una perfección topográfica cap az de permitir el establecim iento y desarrollo de cursos fluviales plenam ente indife rentes al afloramiento de las unas o las otras, hoy tiende a interpretarse que los relieves apalachenses «puros» proceden de la erosión diferen cial de áreas de zócalo qu e fueron arrasadas por la acción de las aguas de los m ares en transgresión y que quedaron recubiertas por cap as sedim entarias depositadas durante el mantenimiento de la situa ción transgresiva. Al ce sa r dicha situación y producirse la regresión del mar, como consecuencia del establecim iento de una tendencia tectó nica ascendente, el m odelado se efectúa inicialmente sobre m ateriales sedimentarios relativamente hom ogéneos, sueltos y poco deformados,


www.FreeLibros.org (Fuente: D. Johnson, 1931).

F ig . 4.8. Interpretación d e la g én esis del relieve d e los Apalaches.

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pudiendo así desarrollarse e je s de drenaje sin influencia alguna de un zócalo aún fosilizado por el recubrimiento sedimentario. El manteni miento de la dinámica tectónica positiva conduce al desmantelamiento m ás o menos rápido de esta cobertera discordante, a la exhumación de la superficie de arrasam iento del zócalo paleozoico plegado, al en caja miento epigénico sobre ella de los cursos de agua preexistentes y, sobre todo, a la erosión diferencial de dicha superficie, la cual d esap a rece en los afloramientos pizarrosos, atacados con particular eficacia, y se conserva sólo en los niveles de cum bres de las barras coincidentes con las hiladas de arenisca o de cuarcita. En este caso sí se puede hablar de una m orfogénesis en dos etapas claram ente diferenciadas y entender el apalachism o como una fase m orfogenética básicam ente reciente y desarrollada a partir de una superficie de arrasamiento del zócalo; pero esta superficie no e s resultado de un dilatado ciclo de denudación continental, sino de una transgresión marina, y durante un cierto intervalo temporal se encontró fosilizada por una cubierta de material sedimentario. En el caso de los relieves apalachenses «imperfectos» ubicados en áreas que han estado perm anentem ente em ergidas —y som etidas a la denudación subaérea— desde la orogénesis inicial responsable de la creación de las estructuras plegadas, las interpretaciones m ás recien tes apuntan a una m orfogénesis continuada en la que los caracteres litoestratigráficos y tectónicos desem peñan un papel fundamental. E s tos relieves, carentes de un verdadero nivel regular de cum bres, se encuentran m odelados sobre los estratos inferiores de potentísimas series paleozoicas la mayor parte de cuyo espesor se encuentra ya desmantelado; y entre dichos estratos profundos, que sólo han llegado a aflorar tras una intensa y dilatada erosión de los esp eso res sedim en tarios suprayacentes, se encuentran siempre las capas, mayoritariamente de naturaleza cuarcítica, m ás resistentes y rígidas de todo el complejo deformado. Este tipo de organización litoestratigráfica, en la que se superponen potentes niveles relativamente m ás plásticos y d e leznables a una b a se m ás rígida y resistente en conjunto, e s particular mente favorable para que ante esfuerzos tectónicos de m ediana intensi dad se desarrollen estructuras de deformación autóctonas de estilo «deyectivo» (caracterizado por la alternancia de sinclinorios relativa mente estrechos y forzados y anticlinorios muy amplios y laxos con extensas «charnelas» suave y muy regularm ente plegadas), así como para que se produzcan fenómenos de disarmonía o despegue en el contacto entre los tramos m enos plásticos inferiores y los conjuntos estratigráficos superiores dotados de mayor plasticidad. La constatación en numerosos ca so s concretos de estos caracteres estructurales, junto con la apreciación de una particular similitud altitu-


dinal en las cum bres de las barras enm arcadas dentro de una misma unidad estructural (es decir, la existencia de niveles d e cum bres es pecíficos de cad a anticlinorio en lugar de un gipfelílür g en eral ), lleva a interpretar la génesis de este tipo de relieve como un proceso de pues ta al descubierto de estructuras plegadas profundas desarrolladas so bre cap as areniscosas o cuarcíticas resistentes, similar en cierto modo a la exhumación de pliegues calizos previamente fosilizados por una cobertera detrítica discordante. Dicha puesta al descubierto —y en resalte— , que precisa un dilatado periodo de erosión de los niveles estratigráficos suprayacentes, no se produce lógicam ente de forma si multánea sino que comienza antes en los anticlinorios de mayor eleva ción estructural y después, sucesivamente, en los menos elevados. Así, el «apalachismo» no se produce como un ciclo de erosión generalizado que se inicia en un momento determinado y se encuentra en un nivel de evolución similar en el conjunto del área de zócalo, sino como un pro ceso de erosión diferencial cuyo m arco de actuación son las extensas y regulares charnelas anticlinorias que progresivamente van quedando al descubierto; un proceso que en cada una de ellas ha tenido una duración distinta y ha alcanzado un diferente desarrollo, siendo la regu laridad de las cum bres de las alineaciones cuarcíticas trasunto del estilo de plegamiento. En conclusión, bajo la denominación ap alach en se se incluyen re lieves de zócalo metasedimentario genética y evolutivamente diversos, pero que tienen en común la puesta en evidencia geomorfológica por la erosión diferencial de los «cimientos» de los grandes edificios gene rados h ace centenares de millones de años por las orogenias paleozoi cas y ya desmantelados por el paso del tiempo.


Los relieves estructurales prioritariamente controlados por la litología

5.1. L a litología com o control geom orfológico directo Aunque a escala métrica o decam étrica y, aún más, al nivel dimen sional de las microformas la naturaleza y los caracteres de las rocas trascienden en la configuración del relieve estructural de modo deter minante, lo normal e s que a mayor escala sean las pautas tectónicas las que aparezcan como control prioritario de la configuración morfoló gica, siendo las diferencias litológicas el medio (o uno de los medios) por el que dichas pautas adquieran expresión morfológica. De este mo do cuando se habla de una región caracterizada por una morfología estructural se tiende a pensar que se trata de un territorio cuyo relieve se articula conforme a las directrices m arcadas por la disposición o la dinámica tectónica. Sin em bargo, existen ámbitos en los que la litología se constituye en control fundamental de las formas a todas las escalas, incluso a la regional, pasando a primer plano y manifestándose directa mente los caracteres químico-mineralógicos, texturales, arquitectura les, etc. del roquedo. Esto ocurre cuando la estructura geológica está constituida por rocas básicam ente hom ogéneas y masivas en las que no existen contrastes o cam bios nítidos suceptibles por erosión diferen


cial de poner en relieve la disposición tectónica (caso de los aflora mientos de ro cas plutónicas); cuando el roquedo presenta una litogénesis y unas características en cierto modo excep cio n ales c a p a c e s de m anifestarse en un tipo de morfología tam bién muy particular (caso de las estructuras volcánicas); o cuando domina en afloramiento un tipo de roca cuya com posición la h a ce susceptible de una o unas m odalidades de erosión específicas, inviables sobre cualquier otro m aterial (ca so de los com plejos carbonatados de calizadas y dolom ías sobre los que puede actuar la disolución k á rstic a ).

5.2. El reliev e gran ítico Un primer ámbito en que, com o se ha dicho, la constitución litológica tiene una manifestación morfológica directa y generalizada lo cons tituyen los afloramientos de ro cas cristalinas tanto plutónicas com o de alto metamorfismo, qu e pueden alcanzar grandes extensiones en todas las latitudes y a todas las alturas. Estas ro cas m asivas, entre las que el granito e s la m ás característica y significativa, constituyen un material rígido y m ecánicam ente resistente, pero frágil (y susceptible, por tanto, a la fragmentación) y sensible a la alteración (al descom ponerse quími cam ente los cristales de algunos m inerales en contacto con el medio exterior). Su rasgo genérico m ás evidente es, sin em bargo, su básica hom ogeneidad sin nada parecido a cam bios de facies ni a organiza ción en ca p a s de naturaleza diferente. Este carácter masivo y hom ogé neo tanto en sentido horizontal com o vertical p arece, en principio, muy poco favorable para el m odelado de form as de relieve estructural (el cual precisa una erosión diferencial de los com ponentes m ateriales de la estructura) y muy propicio, por el contrario, al desarrollo de formas de modelado, diferentes según el am biente bioclim ático en que se haya desarrollado su génesis. Sin em bargo, esta presunta inadecuación no s e constata en la realidad, ya que en los afloramientos plutónicos la estructura puede influir significativamente en el m odelado por medio de cam bios químicos, m ineralógicos, texturales, arquitecturales, etc., sin que se a p recisa la p resen cia de cam bios de esp e cie o género bioló gico; ello h ace que existan a todas las escalas relieves graníticos estruc turales, ca p a ce s d e configurar p aisajes m orfológicos muy característi co s y bien diferenciados, y que incluso los que no lo son plenam ente manifiesten —si están m odelados sobre este tipo d e roquedo— un im portante condicionamiento estructural.


5.2.1. Los c a r a c te re s d el roquedo crista lin o y su tra sce n d e n cia geom orfológica

La variación de la naturaleza químico-mineralógica de uno o varios de los elementos cristalinos, así como el cambio de la proporción rela tiva de cada uno de ellos en la m asa rocosa, se manifiesta en la apari ción de una contraposición, que puede ser muy nítida y marcada en la topografía, entre los afloramientos que como consecuencia de ello re sultan más resistentes y los relativamente m ás atacables. Así, se suele dar el nombre de macizo granítico a todo volumen topográfico desta cado (incluso de carácter montañoso), normalmente masivo y de cierta amplitud, que coincide básicam ente con el afloramiento de un material cristalino más ácido —por su mayor contenido en cuarzo o por el pre dominio de tipos más estables de m icas o feldespatos— en el cual el ritmo de desmantelamiento ha sido inferior que en las áreas que lo rodean. En el mismo sentido, se conoce como cubeta granítica a toda depresión relativa de cierta extensión coincidente con un sector de estructura cristalina de composición más básica que el resto —por su menor contenido en cuarzo o el predominio de silicatos alumínicos más inestables— en el que la actuación de los agentes erosivos ha sido dife rencialmente m ás intensa y eficaz. Las variaciones texturales también pueden, por su parte, dar lugar a la diferenciación de relieves de mediano o gran tamaño y de modo aún más evidente en el caso de que coincidan con cambios mineralógicos (o incluso litológicos). En los afloramientos extensos de plutones o batolitos sometidos a una larga denudación es frecuente la existencia de cerros graníticos o alineaciones graníticas aisladas, cuya razón de ser no es tectónica sino que se adaptan al afloramiento de enclaves en los que el tamaño medio de los cristales es inferior al del resto, presen tando por lo normal una textura aplítica frente a la granodiorítica pre dominante. Forma y significado similares tienen los pitones o crestas correspondientes a chimeneas o diques de rocas filonianas que atravie san las intrusiones plutónicas y los materiales que las sirven de caja; en estas formas estructurales a veces excepcionalmente vigorosas pueden sumarse los efectos de una composición mineralógica muy resistente, en la que el cuarzo es exclusivo o muy dominante (filones de cuarzo o de pórfido cuardfero), y una textura fina para conferir al roquedo una m arcada resistencia diferencial. De trascendencia geomorfológica más generalizada, pero respon sable de aspectos de relieve de menores dimensiones, e s el sistema de discontinuidades o fisuras que presentan las rocas graníticas como consecuencia de su consolidación, de su encajamiento o del efecto dis tensivo de la descarga por erosión de los materiales suprayacentes.


Este diaclasamiento, presente en todo tipo de roquedo rígido, consti tuye en las intrusiones de granito aflorantes una red de planos de dis tinta forma, orientación y densidad que suelen configurar sistem as g eo métricos con predominio de los trazados ortogonales. Como e s lógico, toda diaclasa importante constituye una vía preferente para el ataque erosivo, que permite a las acciones externas penetrar en la m asa ro cosa; e igualmente toda zona o franja densam ente diaclasada se com porta como un sector diferencialm ente m ás atacable que el resto del afloramiento donde s e mantiene la masividad y cohesión del material. Dada la procedencia de los agentes de modelado responsables del aprovechamiento de estos planos de discontinuidad, el diaclasado ver tical (que interfiere directam ente con la superficie externa de la m asa rocosa) tiene una mayor importancia desde el punto de vista geomorfo lógico que el de componente horizontal (que sólo puede ser alcanzado por dichos agentes a través del anterior), llegando en algunos ámbitos a ser el único susceptible de trascender significativamente en el relie ve. En todo caso, los caracteres de la red de d iaclasas —que puede presentar mayor o menor densidad, predominio de los planos vertica les sobre los horizontales o viceversa e incluir o no elem entos curvilí neos— condicionan y controlan las consecuencias del modelado, aun que de modo diferente según los caracteres bioclimáticos.

5.2.2. L a s form as p rism á tic a s y en domo

En los afloramientos graníticos de alta montaña o situados en latitu des frías son muy frecuentes y características las formas agudas y escarpad as que s e suelen denominar ag u jas alpinas porque en las cum bres de los Alpes s e encuentran algunos de sus ejem plos m ás característicos. Se trata de relieves de aspecto monolítico —que en diversas áreas de montaña españolas son designados con el nombre de «galayos» o «alayos»— , estrechos y m ás o m enos alargados, limita dos por paredes verticales de varias d ecen as de metros de desarrollo. En ellos la roca cristalina a p arece prácticam ente sana (manteniendo su dureza) y con frecuencia a sus pies se encuentran grandes acumulacio nes de bloques de la misma roca en el mismo estado. Pueden tener carácter aislado, a modo de grandes agujas o prism as cuadrangulares exentos, o bien constituir sistem as alineados que m arcan las líneas de cumbres a modo de crestas agudas y dentadas, que en España se su e len llamar «galayares» o «cuchillares». Estas formas de relieve graníti cas, de grandes dimensiones y vigor en las áreas de montaña, son resultado de la explotación diferencial por m ecanism os de meteorización y erosión propios de climas fríos de planos de diaclasa verticales


rectilíneos. Una m asa granítica afectada por un diaclasado ortogonal normal que se encuentra expuesta a unas condiciones climáticas carac terizadas por la presencia de agua y la frecuencia de ciclos congelacióndeshielo resulta fragmentada como consecuencia de la penetración del agua por las diaclasas verticales y su posterior congelación, acompa ñada —como e s sabido— de un incremento de volumen, la cual abre dichas fisuras estructurales y llega a desgajar los bloques rocosos limi tados por ellas. Este tipo de modelado, que va dejando enhiestos los paneles centrales del afloramiento y los va estrechando progresiva mente, se realiza con especial eficacia en aquellas intrusiones en que las diaclasas rectas verticales son predominantes y densas, pero también se da cuando el diacla sado horizontal es relativamente im portante, ya que los planos de dis continuidad que lo constituyen difí cilmente se llenan de agua y no se ven suficientemente afectados por los cam bios térmicos atmosféricos. Así pues, las agujas y cuchillares graníticos son formas estructurales controladas por la red de diaclasas del roquedo, cuya configuración de riva del aprovechamiento de sus com ponentes verticales por procesos de fragmentación mecánica propios de climas fríos, siendo su aspecto tanto más afilado y vigoroso cuanto mayor sea la densidad de dichos compo nentes y m ás frecuentes los ciclos congelación-deshielo. Típicos también de zonas frías o de cum bres montañosas son los re lieves destacados con paredes lisas (Fuente: E. Raisz, 1954). y curvilíneas en disposición con Fig. 5.1. Form as graníticas de aspecto vexa que reciben el nombre de do domático m os o yelmos. En estas formas, lo mismo que en las agujas alpinas, el granito ap arece superficial mente sano y al pie de sus vertientes también se encuentran acu mulaciones de bloques o lajas graníticas. Su modelado deriva de la actuación de los mismos procesos que las citadas agujas (per colación del agua por las diaclasas y fragmentación de la m asa ro cosa por congelación de la misma) guiada en este caso por plano de diaclasamiento curvilíneos, los cuales pueden estar presentes y


adquirir carácter predominante en determ inados sectores de las in trusiones plutónicas debido a diferencias de ritmo en la consolidación m agmática o a fenómenos de descarga. Dada esta organización arqui tectural, la acción erosiva va desgajando y haciendo ca e r «capas» o placas de roca, modelando superficiales convexas adaptadas a los pla nos de fisuración curvos. D e la com binación de dichas superficies, que raram ente llega a ser completa, resulta la forma estructural del yelmo. La morfología curvilínea de tipo domático o cupular alcanza, sin embargo, su mayor perfección en formas de relieve graníticas —que pueden alcanzar grandes dim ensiones— desarrolladas bajo condicio nes clim áticas en las que el frío está ausente y sin necesidad de que existan com ponentes curvos predominantes en el sistem a de diaclasas. Se trata de los p a o s (p a n e s d e azú car ) y las m eias laran jas propias de las regiones bajas tropicales. Estos relieves estructurales que destacan vigorosamente sobre extensas superficies d e arrasamiento se definen como grandes cerros de planta aproxim adam ente circular y extensas paredes curvilíneas a modo de sem iesferas o de cúpulas m ás o menos pronunciadas en la vertical y están constituidos por granito masivo levemente alterado en superficie; a sus pies no ap arece acumulación alguna de bloques o fragmentos gruesos, sino que se desarrollan e x tensos y profundos mantos de roquedo granítico alterado. Su modelado es consecuencia de la erosión diferencial de m asas plutónicas afecta das por diaclasas de com ponente prioritariamente vertical en condi ciones clim áticas cálidas y muy húmedas, favorables para la descom posición química de este tipo de fitología: el agua, muy abundante y agresiva, penetra lenta y profundamente a través de dichas diaclasas, alte rando el granito y generando franjas arenizadas —de anchura d e cre ciente en relación con la profundidad— susceptibles de ser fácilmente evacuadas. Este ataque que afecta a la propia estructura m ineralógica del granito puede llegar por extensión, si s e mantiene durante un tiem po suficiente, a descom poner el material de forma generalizada en los niveles superficiales del afloramiento, quedando en el interior núcleos de roca sana correspondientes a los sectores m enos diaclasados o m ás alejados de las franjas de mayor fisuración. El desmantelamiento de las m asas alteradas puede poner en relieve estos núcleos resistentes, cuya forma en cúpula deriva de la mayor extensión del área alterada —y posteriormente desm antelada— en las partes superiores o externas de la intrusión y la progresiva disminución de ésta según se profundiza. Los p a n e s d e azú car y las formas similares son pues, al igual que otros componentes morfológicos de los paisajes graníticos, relieves m odela dos en profundidad y bajo mantos de alteración qu e sólo llegan a mani festarse si dichos mantos sufren una intensa denudación, correspondien


do a sectores que, por su favorable posición dentro de la red de diaclasas no han sido arenizados.

5.2.3. Los «berrocales» y su s elem entos

Cuando, como es frecuente, la red de diaclasas tiene carácter orto gonal, incluyendo planos verticales y horizontales regular y mediana mente distanciados, y las condiciones climáticas son moderadas (propi cias para una alteración no demasiado agresiva), suele darse el tipo de paisaje morfológico más frecuente y característico de nuestras áreas graníticas; un paisaje complejo y de aspecto caótico en el que predomi nan los perfiles redondeados, muy característico e inconfundible, al que se da el nombre de canchal o berrocal. Se trata de una asociación de formas elem entales de diversos tipos y de mediano o pequeño tamaño, unas destacadas y otras relativamente deprimidas, que se combinan según pautas genéricas siempre muy parecidas evidentemente contro ladas por el sistema de diaclasas; al igual que los paos y meias laranjas, su desarrollo geomorfológico incluye dos fases de modelado, una favorable para la descomposición o arenización del material aprove chando la red de fisuras estructurales y otra capaz de arrastrar los pro ductos de la misma y de dejar al descubierto los núcleos rocosos no alterados. Las formas relativamente deprimidas, modeladas sobre gra nito descompuesto, son los denominados alveolos d e arenización o p a sillos d e arenización ; las formas relativamente destacadas son los llama dos caos formados por bloques graníticos más o menos perfectamente redondeados que reciben el nombre de bolos. El origen tanto de las unas como de las otras se encuentra, según se ha indicado, en el apro vechamiento por una alteración generalizada, pero no de elevada in tensidad, de toda la red de diaclasas —incluyendo tanto sus componen tes horizontales como verticales— y la ulterior evacuación de una parte de los productos de la misma. Al actuar sobre una m asa granítica estructuralmente organizada en cubos o paralelepípedos, la metorización química —cuyo vehículo es el agua— es guiada por las diaclasas, en las cuales se inicia y a partir de las cuales progresa la arenización del material cristalino. Y esta trans formación de la roca compacta en formación deleznable —al alcance de la competencia transportadora de las aguas corrientes o incluso del viento— se desarrolla por ampliación desde los planos de discontinui dad estructural conforme a unas normas fundadas en la lógica y plena mente confirmadas por la observación. En primer lugar, el ritmo de alteración e s mayor en los planos de diaclasa verticales, en los que la penetración de agua e s directa, que en los horizontales, sólo alcanza


das por la humedad indirectamente; y también lo e s el ritmo de evacua ción de las alteritas. En segundo lugar, el espesor de roca alterado a partir de una diaclasa es tanto mayor cuanto m ás importante es ésta y cuanto más dilatada y abundante e s la disponibilidad de agua; y esta mayor o menor disponibilidad depende de la proximidad a la superfi cie de afloramiento. En conformidad con estas normas, la roca granítica sana va reduciéndose progresivamente en cada cubo o paralelepípedo estructural a un núcleo.envuelto en material arenizado, cuyo tamaño o volumen es relativamente grande en el interior de la m asa rocosa y va disminuyendo según se asciende hacia el exterior de ésta, pudiendo a. El agua penetra por las líneas de llegarse a la total arenización en los fisuración. niveles m ás superficiales. Paralela mente estos núcleos de roca com pacta tienden a irse redondeando, pasando de la geom etría angulosa de los bloques enm arcados por los planos de diaclasa a configuracio nes m ás o m enos redondeadas o esféricas. Si los productos de la al b. La meteorización subsuperficial es teración generados siguiendo la guiada por los planos de fisuración. red de diaclasas van siendo des Roca sana Granito meteorizado. mantelados, los núcleos de roca sana de configuración redondeada — a los que se da el nombre de b o los— van siendo exhumados y pues tos en relieve. De este modo, si el proceso de alteración y evacuación dura un tiem c. Rebajamiento de la superficie; eva po suficiente, se desarrolla una mor cuación de derrubios; la roca sana fología de berrocal, en la que pue aflora como agrupación de bolos. den llegar a ap arecer hasta tres niveles o pisos geomorfológicos co rrespondientes a la exhumación de volúmenes progresivamente más profundos (y en los que el material alterado va siendo cada vez menor y m ás estrictamente limitado a la Fig. 5.2. G énesis d e un «berrocal» graní proximidad de los planos de dia tico. clasa): un nivel basal, en que las diaclasas apenas han sido afectadas por la arenización y la evacuación de sus productos, de modo que el relieve se desarrolla sobre la roca cristalina masiva y com pacta que aflora en extensos d o rso s d e b a lle n a ;


un nivel medio, constituido por agrupaciones de bolos próximos y no demasiado redondeados separadas por pasillos de arenización estre chos, que configuran un b erro cal com p acto ; y un nivel superior, for mado por agrupaciones m ás separadas de bolos redondeados y de menor tamaño, que conforman un b e rro cal abierto. La presencia de todos ellos o sólo del (o de los) m ás superficies depende de la intensidad y la duración del desmantelamiento de las alteritas. En todo caso, los bolos son los elem entos básicos de los berrocales graníticos, sean éstos simples o complejos, cerrados o abiertos, y su forma concreta s e encuentra también influida por la geometría de la red de diaclasas. Así, los bolos son cúbicos o esféricos cuando los pla nos horizontales y verticales tienen una densidad o frecuencia similares y presentan aspecto de ¡osa, cuando predominan los primeros, y de torre, cuando el predominio corresponde a los segundos. En el caso de que aparezcan aislados y en posición culminante, a veces en un equili brio aparentem ente inestable, son conocidos como «piedras caballe ras»; pero lo normal e s que constituyan agrupaciones elementales, a modo de castillos, denominadas tors separadas por pasillos d e areniza ción adaptados a las líneas de diaclasa m ás importantes. Allí donde se cruzan estas líneas suelen aparecer áreas deprimidas, redondeadas y de mediana dimensión, conocidas como alveolos d e arenización.

5.2.4. L a s m icro fo rm as g ra n ítica s

Sobre la superficie de los bolos aparecen con mucha frecuencia for m as de escala métrica, cuya dependencia de los caracteres litológicos del roquedo cristalino y cuya adaptación a pautas estructurales son muy m arcadas. Estas microformas características del relieve granítico, que confieren un particular retoque a los berrocales, son los pilancones y las acan alad u ras. Los primeros son concavidades, a modo de pilas, que se desarrollan en la parte superior de los bolos como consecuen cia de fenómenos de desagregación o arenización locales en puntos donde el agua puede ser retenida; a partir de cruces de pequeñas fisu ras se van ampliando, sin profundizar dem asiado, hasta llegar al borde del bloque de granito, cesando entonces su modelado al quedar abier to y no poder m antenerse la retención del agua. A diferencia de estos «pilancones», que horadan y accidentan las superficies altas y poco inclinadas, las «acanaladuras» son propias de las superficies inclinadas de los relieves de berrocal; s e trata de surcos que recorren en sentido vertical las caras laterales de los bolos y en general de los afloramien tos cristalinos de cierta inclinación y que se forman siguiendo las líneas


por donde fluyen las aguas superficiales, diferencialmente m ás húme das y en consecuencia m ás afectadas por la arenización. Así pues, la naturaleza cristalina del roquedo aflorante e s capaz de influir a todas las escalas y bajo todo tipo de condiciones bioclim áticas en el modelado del relieve, de modo que la morfología de las áreas graníticas e s una de las m ás claram ente diferenciable y la que está constituida en una mayor proporción por formas elem entales absoluta mente específicas, ausentes en el resto de los paisajes morfológicos.

5.3. El relieve volcán ico Las estructuras volcánicas están constituidas por rocas de origen interno cuyos caracteres petrográficos y forma de yacimiento pueden considerarse anómalos y cuya génesis se efectúa en unas condicio nes y con un ritmo muy diferentes del resto. A p esar de que constituyen los niveles externos de la corteza terrestre en la mayor parte de las áreas cubiertas por las aguas oceán icas (es decir, en casi el 70 % de su extensión total correspondiente a los fondos marinos), estas estructuras son, a gran distancia, las m enos frecuentes y extensas en la superficie emergida, presentando en las áreas continentales un carácter normal mente local y discontinuo a modo de enclaves «postizos» dentro del ámbito de otras unidades morfoestructurales. Igualmente, la actividad volcánica reponsable de su génesis, caracterizada por una excepcional velocidad de actuación, e s un fenómeno de gran amplitud y continui dad a escala global pero que, considerado d esd e el punto de vista de la geomorfología de los continentes, tiene un significado relativamente accesorio y se manifiesta por medio de acciones puntuales en cierto modo dispersas y, en la mayor parte de los casos, efímeras. En todo caso, el vulcanismo, en el que litogénesis, tectónica y m orfogénesis se integran íntimamente, genera formas de relieve o paisajes morfológicos muy bien diferenciados que m erecen una atención específica dentro de la Geomorfología estructural.

5.3.1. L o s c a r a c te r e s d el m a te ria l v o lc á n ic o y lo s tip o s d e eru p ción

La naturaleza litológica concreta, la disposición estructural y, en mayor o menor medida, la propia configuración morfológica se encuen tran básicam ente controladas por el tipo de erupción, e s decir por el modo en que el material volcánico alcanza la superficie aprovechando dislocaciones profundas (casi siempre de tipo «desgarre») y se conso lida en ella. Y, a su vez, e ste modo de concluir el ascenso a partir de


niveles corticales profundos o de c ám aras m agm áticas depende de los caracteres químico-mineralógicos del magma, de su velocidad de soli dificación, de su viscosidad y de su contenido y capacidad de retención de gases. En este sentido, tiene particular interés geomorfológico la distinción, ya clásica, de cuatro tipos fundamentales de erupción —hawaiiano , stromboliano , vulcaniano y peleano —, teniendo en cuenta siem pre que estas denominaciones hacen referencia a episodios o fases de actividad volcánica y no a tipos de volcanes o de centros de emisión (en los que pueden sucederse a lo largo del tiempo erupciones de todos los tipos). Caracterizada por la emisión de magmas de composición básica, de notable fluidez y relativa lentitud de consolidación (en los que la libera ción del contenido en gases apenas presenta dificultad), la actividad emptiva haw aiiana se define por su larga duración, por la ausencia de fenómenos explosivos y por el derram e o efusión de materiales lávicos, que constituyen amplias coladas de naturaleza basáltica y de gran com pacidad. La actividad strom boliana, por su parte, 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 (lapilli, bom bas, etc.) en episodios de duración media o corta; se da en relación con el ascenso de m agm as de composición química intermedia, que presentan una fluidez mediana y una velocidad de con solidación superficial relativamente alta (de la cual se deriva a veces una retención de g ases en el interior, dando lugar a la actividad explo siva). La actividad vulcaniana , propia de emisiones de magma ya fran camente ácido y rico en g ases que se solidifica al aproximarse a la boca de salida, se define por la usencia total de coladas de lava y por su carácter permanentemente explosivo, lanzando grandes cantidades de material piroclástico de todos los tamaños (escorias, cenizas) que con frecuencia se acumulan formando «conos» volcánicos. Finalmente, la actividad de tipo p e le a n o se caracteriza por su limitación temporal y por su gran explosividad, así como por la génesis de brechas volcáni cas o ignim brítas 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 emi sión cerrando la salida a los componentes gaseosos, y de otra de ex plosión, en la que dichos elementos hacen saltar el cierre de lava solidi ficada y salen en forma de «nube ardiente» capaz de refundir y cem en tar el material piroclástico. A estas modalidades normales de actividad, en todas las cuales se generan rocas volcánicas sólidas, se unen otras dos en las que no existe o e s muy esca sa la emisión de materiales susceptibles de conso lidación; am bas se pueden definir como fenómenos explosivos deriva


dos de la acumulación subsuperficial de g ases cuyas consecuencias son m ás geomorfológicas que litogenéticas, ya que generan formas de relieve evidentemente relacionadas con el vulcanismo pero no crean verdaderas estructuras volcánicas. En la actividad del tipo conocido como diatrem a, la acción explosiva, capaz de romper y lanzar impor tantes volúmenes de rocas sedimentarias o metamórficas abriendo en ellas depresiones embudiformes, deriva de un embolsamiento de gases volcánicos que llegan a romper violentamente el roquedo suprayacente. En la actividad de tipo m aar, por su parte, la cau sa de la explo sión —que tiene unas consecuencias muy similares a las dichas— e s la formación y acumulación de vapor de agua derivada de la evaporación de un acuífero en contacto o en las cercanías de una cám ara magmática; de ahí que se hable también de actividad volcánica por «explosión freática», en la que la ausencia de material volcánico —sólido, fluido o gaseoso— es completa. Aunque pueden encontrarse aparatos recientes o m onogénicos cu ya configuración deriva de uno solo de estos tipos de actividad, lo nor mal es que en un mismo volcán se den erupciones sucesivas pertene cientes a diversos tipos y es frecuente incluso que en un mismo episo dio de funcionamiento se registren fases correspondientes a distintas modalidades. Esto es especialmente claro en los grandes volcanes com plejos o estratovolcanes, en los que se superponen materiales y formas propios de todos los tipos de actividad. P arece que una variación, aun que sea pequeña, en la composición química del magm a —com o la progresiva acidificación que se registra en las cám aras m agm áticas— puede traducirse en importantes cam bios en la forma de erupción y explica que un mismo aparato volcánico vaya cambiando cíclicam ente de tipo de actividad a lo largo del tiempo. Por ello la clase de erupción de la que derivan no e s el mejor crite rio para definir y clasificar las formas de relieve volcánicas, ya que —como se ha dicho— la mayor parte de ellas combinan elem entos de varias o muchas fases diferentes de actividad. No obstante, para anali zar la geomorfología derivada del vulcanismo resulta conveniente comenzar estudiando los caracteres y la génesis de las formas elem en tales creadas por el mismo, en relación con fases relativamente homogé neas y casi siempre cortas, para tratar después de las formas com ple jas debidas a la yuxtaposición, superposición o combinación de com po nentes estructurales diversos en una misma morfoestructura volcánica, así como las derivadas de las acciones erosivas intercaladas entre las erupciones o posteriores al c e s e (temporal o definitivo) del vulcanismo. Dentro de las citadas formas elem entales se incluyen relieves de cons trucción, como los conos simples o las coladas lávicas, relieves de d e s trucción , como los cráteres simples o las calderas de explosión, y relie


ves derivados d e erosión diferencial , como los pitones volcánicos o las mesas basálticas.

5.3.2. L as form as de co n stru cció n lá v ica

Las formas o relieves de construcción son aquellos que resultan de la acumulación, sobre la superficie topográfica previa, de volúmenes más o m enos importantes de material volcánico y pueden estar consti tuidos por lavas (es decir, por rocas resultantes de la consolidación de magmas que alcanzan la superficie en estado relativamente fluido) o por piroclastos (es decir, por fragmentos rocosos proyectados en e s tado sólido o semisólido), o por brechas volcánicas (es decir, por for maciones cohesionadas o cem entadas como consecuencia de fenóme nos volcánicos). 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 (y, en último término, la composición química) del material emitido. Cuando el material magmático e s 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 cap a rocosa compacta de superficie continua y prácticamente lisa que recibe el nombre de trap, la cual sólo se encuentra afectada por diaclasas verticales organizadas en una red poligonal que la compartimentan internamente en prismas alargados («tubos de órgano») y que a v eces —al ser aprovechadas y rem arcadas por los procesos de meteorización— hacen que la superfi cie externa parezca una vía empedrada con grandes adoquines regula res («calzada de gigantes»); las coladas de este tipo, casi siempre b a sálticas, pueden superponerse las unas a las otras al modo de los estratos sedimentarios, llegando a alcanzar espesores globales muy importantes si el tipo de emisión lávica se mantiene sin cambios a lo largo de un intervalo temporal suficientemente dilatado. Cuando el magm a 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 con solidación afecta antes a los niveles m ás externos, que se transforman en una cap a sólida, com pacta 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 cap a externa, cuya superficie aparece com puesta por grandes fragmentos rotos y m ás o menos desequilibrados


configurando lo que se denomina una colada en losas. Si el material magmático emitido por la actividad volcánica tiene una basicidad m e dia, su capacidad para fluir y extenderse ya se encuentra más limitada y la rapidez de consolidación de sus niveles m ás externos es mayor generándose coladas más voluminosas y superficialmente accidenta das (aunque sin aspecto escoriáceo) a las que en Geomorfología se conoce con el nombre hawaiano de p ah o eh o e ; estas coladas, cuya con figuración es asimilable a un flujo de alta densidad petrificado, presen tan una superficie ondulada debido a que la capa externa que se con solida antes e s fina y conserva durante algún tiempo cierta plasticidad y puede ser deformada por el movimiento subsuperficial de la lava interna de más lenta solidificación, la cual con frecuencia llega a rom per el caparazón y derram arse sobre él dando las típicas lavas c o rd a das o lavas en tripas o bien —al concluir la emisión magmática— deja vacíos los últimos canales internos de flujo generando los «tubos volcá nicos» (el acceso a estas características formas subterráneas propias de las coladas «pahoehoe» se realiza a través de depresiones locales derivadas de fenómenos de hundimiento que en Canarias se denomi nan «jámeos»). Finalmente, si la lava emitida tiene un escaso grado de basicidad y consecuentemente e s viscosa y de rápida consolidación, la colada ad quiere un carácter escoriáceo y una configuración caótica recibiendo el nombre de colada Aa o «malpaís»; este tipo se define por su limitación espacial, su disposición alargada aunque sin alejarse demasiado de la boca de emisión y su perfil transversal convexo con «muros laterales» (similar al de una lengua glaciar enmarcada por cordones morrénicos) y se diferencia —como se ha indicado— por su escasa compacidad derivada de una rápida consolidación, que no permite la liberación de

1. 2. 3. 4. 5. 6.

Edificio de la Caldera. Pared de la Caldera Atrio de la Caldera. Estrato-volcán. Domo volcánico. Cono de escorias.

(Fuente: E. Martínez d e Pisón, 1990).

www.FreeLibros.org Fig. 5.3. Esquema de una estructura volcánica compleja, inspirado en el conjunto morfo lógico Las Cañadas-Teide (Tenerife).

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gases, y su aspecto exterior sem ejante a una acumulación de escorias soldadas. Además de las coladas, cuyas variantes geomorfológicas concretas son muy numerosas, la emisión de materiales no piroclásticos —que pueden aún considerarse lavas— e s capaz de generar en algunos c a sos formas de relieve m ás destacadas y vigorosas, aunque normal mente de menor extensión: los dom os volcánicos y las agujas volcá nicas. Los dom os son relieves en forma de cúpula derivados de la llegada al exterior de la corteza de materiales lávicos con m arcada ten dencia a la acidez, muy viscosos y a punto de consolidar (aunque sin un contenido en gases importante, que hubiese provocado su fragmenta ción y lanzamiento en forma de piroclastos), los cuales se acumulan y solidifican, sin apenas fluir, sobre la propia boca o fisura de emisión. Pueden ser dom os sim ples , resultantes de una sola extrusión magmática, o cumulodomos , construidos por la acumulación de sucesivos stocks de magma traquítico o riolítico emitidos a lo largo de un intervalo tem poral relativamente largo. Las agujas volcánicas son, sin duda, las formas elementales de cons trucción volcánica desarrolladas sobre lava que alcanzan una mayor espectacularidad y un m ás acusado vigor topográfico. Propias de fases de actividad de tipo peleano, se definen como relieves agudos y verticalizados (de ahí su nombre) 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 ceg ad a por él. En el caso de que la actividad del volcán continúe, lo normal es que la aguja acabe por ser destruida por ulteriores fases explosivas; sólo cuando tras su cons trucción dicha actividad cesa, deja de ser una forma esencialmente efí mera. Si lo extruido e s un volumen importante de lava solidificada en la parte alta del tubo de emisión que sale bajo el impulso de materiales más profundos que mantienen su fluidez originaria, la aguja tiene forma cilindrica (cilindro d e extrusión ); si, por el contrario, el relieve se forma por una acreción relativamente lenta de materiales en la parte basal, la aguja presenta su configuración más típica asimilable a un cono muy alargado (cono d e acreción ).

5.3.3. L as form as de co n stru c ció n p iro c lá stic a

Dejando aparte las formas lávicas que se acaban de describir, la mayor parte de los relieves volcánicos topográficamente destacados están construidos por la acumulación de piroclastos, en concreto por los denominados esco rias volcánicas (o cinder ), cuyo aspecto esponjo so y textura vitrea se asem eja a los desechos de fundición. Como se


señaló al tratar de la petrología de las vulcanitas, los piroclastos son productos de origen magmático emitidos en fases de actividad explo siva que alcanzan el suelo en forma de fragmentos ya consolidados (aunque aún calientes, de ahí su nombre de «clastos ardientes»). Di chos fragmentos presentan tamaños diferentes, desde calibres equiva lentes a arena fina hasta dimensiones de bloque, y como consecuencia de ello tienen mayor o menor capacidad para acumularse en las cerca nías del punto de emisión y para construir relieves destacados específi cos. Así, los piroclastos de pequeño tamaño (cenizas volcánicas o a s h ), debido también a su muy reducido peso, pueden ser lanzados a gran distancia, arrastrados por el viento y dispersados en grandes superfi cies; lo más frecuente es que generen cam pos d e cenizas , de topogra fía poco accidentada al rellenar las irregularidades preexistentes, cuya extensión puede ser muy importante en algunos casos. Son, pues, los piroclastos de mayor tamaño y peso —las escorias— los que tienden acumularse en el entorno inmediato de la boca de emi sión, dando lugar a la aparición de la que se ha considerado la forma más característica del relieve volcánico de construcción: el cono volcá nico. El cono es una elevación de configuración cónica o troncocónica abierta en su culminación, generada por el amontonamiento alrededor de un punto de emisión de los materiales escoriáceos (de composición ácida) proyectados durante una fase o una sucesión de fases de activi dad explosiva. Estos productos del vulcanismo se disponen formando taludes divergentes en torno a la boca de emisión cuya pendiente, con forme a las leyes de la dinámica gravitatoria, depende del tamaño concreto de los mismos aunque —dado su calibre medio m ás frecuen te— suele ser del orden de los 30-35.°. Dentro de ellos los elementos apare cen en cap as más o menos paralelas a la superficie externa en disposi ción concordante, si el cono ha sido generado por una sola fase activi dad ininterrumpida, o en disposición discordante (o «cruzada»), si la forma ha tenido una génesis polifásica. Teniendo en cuenta su carácter de amontonamiento gravitatorio de fragmentos sueltos —d e verdadero «montón de escorias»— , el cono es un relieve inestable y potencial mente efímero: cualquier acción sobre sus vertientes es capaz de pro ducir fenómenos de reptación o deslizamiento y la falta de cohesión y el escaso peso de las partículas que lo forman las pone al alcance de numerosos agentes de erosión, incluso del viento, resultando relativa mente fácil su desmantelamiento. Sólo la cementación de los piroclas tos como consecuencia de ulteriores acciones volcánicas (emisión de gases a alta temperatura) o de la precipitación de elementos solubles liberados por su meteorización (formación de caliches ) puede conferir una mayor resistencia y duración a estos frecuentes relieves de cons trucción volcánica, cuya configuración no siempre es la de un cono


regular (con b ase circular y taludes de pendiente homogénea) sino que puede aparecer deformado e incluso abierto («cono en herradura») como consecuencia del desigual reparto de los piroclastos en torno al punto de emisión debido a la topografía previa y al viento dominante durante el episodio de actividad explosiva, capaz de arrastrar en una determinada dirección las partículas proyectadas. También la confor mación del cono puede ser irregular y abierta cuando su génesis se ha producido en relación con una actividad de tipo stromboliano, en la que el lanzamiento de piroclastos se combina con la emisión de coladas de lava, las cuales arrastran las escorias en el sector afectado por su flujo.

5.3.4. L a s form as v o lc á n ic a s de d estru cció n

El vulcanismo no e s sólo un agente constructor de relieves, sino que con frecuencia su acción geomorfológica puede calificarse de destruc tiva, 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 formas cóncavas muy par ticulares y específicas. Dentro de ellas las m ás frecuentes y significati vas —aunque no siempre las de mayores dimensiones— son los cráte res, es decir las depresiones topográficas de planta circular o elíptica que coinciden con la parte m ás externa del conducto a través del que se produce o se ha producido la emisión de los productos volcánicos, cualquiera que sea su naturaleza o estado. Dichas depresiones, que aparecen en m ás del 90 % de los aparatos volcánicos, son sin duda las m ás frecuentes y numerosas formas derivadas del vulcanismo y, frente a la imagen ampliamente difundida, no siempre se ubican en la culmi nación de conos piroclásticos. En el caso de volcanes caracterizados por una dilatada actividad de tipo hawaiiano, el cráter no se encuentra en lo alto de un relieve desta cado, sino que tiene el carácter de fosa o cubeta abierta en lava conso lidada, siendo frecuente la presencia de varios en un mismo aparato. De planta aproximadamente circular, sus paredes son verticales o escalonadas y se desarrollan sobre roquedo volcánico compacto, alcan zando con frecuencia diámetros considerables (incluso de escala kilo métrica). Dada la ausencia de fenómenos explosivos cap aces de eva cuar violentamente el material en la boca de emisión, este tipo de crá ter resulta básicam ente de una dinámica de hundimiento o subsidencia relacionada con variaciones del caudal de lava contenido en los con ductos emisores: tras el derram e de coladas lávicas, la disminución o el ce se del fujo magmático deja vacíos en los citados conductos, los cua


les de forma directa o como consecuencia de desplom es del material superficial consolidado conducen a la formación de estas depresiones cratéricas. Si tras su aparición la actividad del volcán persiste, su fondo está ocupado por un lag o d e lava, e s decir por una m asa hirviente de magma volcánico cuyo nivel presenta una mayor o menor estabilidad y que, durante las fases efusivas asciende hasta derram arse fuera del cráter. Si por el contrario después de la apertura de éste el aparato vol cánico remite o ce s a en su funcionamiento, el fondo es una superficie básicam ente plana y com pacta con algunas estructuras de flujo petrifi cadas —bastante parecida a la de una colada de tipo p a h o e h o e — re sultante de la solidificación del citado «lago de lava» al perder su ali mentación de material fluido a alta temperatura. Pero los cráteres m ás frecuentes y conocidos son los asociados a actividades explosivas de tipo stromboliano y, sobre todo, vulcaniano que se sitúan, m ás o menos centrados, en la cum bre de los conos piroclásticos. Su forma característica e s en embudo, e s decir en cono inverti do, resultante de la convergencia de taludes de gravedad desarrollados sobre los materiales sueltos de proyección y su génesis está ínti mamente relacionada con la de los propios conos volcánicos. Cierta mente e s la acumulación de escorias en tomo a la bo ca de emisión la que confiere a ésta el carácter de depresión relativa embudiforme, de modo que el fondo del cráter siempre s e encuentra a igual o mayor altura de la que tenía el lugar donde se ubica antes del desencadena miento de la actividad explosiva; y puede decirse que su aparición no significa —como en el caso de los cráteres hawaianos— una puesta al descubierto de parte del conducto de emisión, sino una prolongación del mismo, ya que al ir creciendo el cono va ascendiendo el fondo del cráter y prolongándose el canal magmático en el interior del apilamiento de piroclastos. Si, por ejemplo, un cono monogénico alcanza una altura de 100 m y presenta un cráter de 25 m de profundidad en su culminación topográfica, no puede decirse que este último signifique un vaciamiento con respecto a la topografía previa, ya que se encuen tra 175 m m ás alto, y su génesis implica un alargamiento en el mismo número de metros de la chimenea o conducto magmático subterráneo del volcán. Al estar formadas por piroclastos sueltos, sus vertientes son fuertemente inestables, siendo frecuentes las huellas de la reptación y los deslizamientos; e s también normal que en este tipo de cráteres se registren emisiones de g ases volcánicos o de vapor de agua y precipi taciones de azufre cristalizado. Mención aparte m erecen los cráteres de explosión gaseosa (díatrem a ) o de explosión freática (maar), que combinan el carácter de depresión o fosa de vaciamiento abierta en la topografía previa con la configuración embudiforme. Con su fondo frecuentemente ocupado por


lagunas, se encuentran modelados sobre roquedo no volcánico y pue den ser definidos con la mayor propiedad como formas de destrucción generadas por dinámica explosiva, ya que su aparición deriva del des plazamiento por explosión de un volumen m ás o menos importante de material rocoso preexistente no acompañado por un aporte significa tivo de material volcánico. Así pues, puede d ecirse que los hawaiianos son cráteres de hundimiento, los de cono de escorias son cráteres deri vados de acumulación piroclástica y los de diatremas y maares son cráteres de explosión. Pero las consecuencias geomorfológicas de la actividad destruc tiva ligada al vulcanismo no se li mitan a los cráteres, ya que dicha actividad puede dar lugar en deter minados caso s a la aparición de otras formas de relieve, mucho m e nos numerosas pero de mayor ex tensión: las c ald eras y las d e p re

siones volcano-tectónicas. Las calderas o caldeiras son gran des depresiones —tanto por sus di mensiones superficiales como por el desarrollo de sus vertientes— que se abren ocupando lo que fue el área central de un aparato volcá nico, normalmente grande y com plejo. Su planta suele ser aproxi madamente circular, con un fondo m ás o menos extenso enmarcado por paredes de gran desnivel y pen diente. Durante algún tiempo fue ron consideradas como megacráteres, e s decir como formas gene radas por fenómenos explosivos ( Fuente: G. A. Macdonald, 1972). de excepcional violencia, capaces F ig. 5.4. G énesis d e una cald era volcánica de «volar» en su práctica totalidad por vaciamiento d e cám ara magmática. grandes relieves volcánicos de cons trucción. En la actualidad, aunque esta génesis explosiva (ligada a epi sodios «peleanos») se admite para algunas de tamaño relativamente pequeño, la mayor parte de las calderas —incluyendo las mayores y m ás típicas— se consideran resultado de fenómenos de hundimiento a


gran e sca la ligados al vaciamiento total o parcial de cám aras magmáticas al concluir largos ciclos de actividad volcánica: al fallar la b a s e o soporte del edificio generado por el vulcanismo, é ste se resqu ebraja en fisuras concéntricas y finalmente se desplom a, el menos en sus áreas centrales. Si, una vez desarrollado este fenómeno de subsidencia, la actividad volcánica ce s a definitivamente la depresión mantiene sus c a racteres e incluso puede acusarlos como consecuencia de la actuación de procesos externos de erosión; pero, si dicha actividad se reanuda, dentro de la cald era aparecen nuevas formas de construcción que van ocupando sectores de su fondo y constituyendo elem entos significativos de su configuración morfológica. Con frecuencia, pues, estas grandes depresiones son resultado de una génesis com pleja en la que se com binan fenómenos de hundimiento, construcción y erosión. Las denominadas d e p re sio n es volcano-tectónicas son, por su parte, cubetas hundidas de dimensiones a v eces m ayores que las calderas, pero de forma no circular sino alargada (a modo de fosas tectónicas), que resultan también de p rocesos de subsidencia derivados del vacia miento de cám aras m agm áticas poco profundas. En este caso, la emi sión del material contenido en dichas cám aras no se ha concentrado en un punto o boca sino que ha tenido carácter fisural o se ha producido a través de num erosas b o ca s alineadas siguiendo una dislocación cor tical.

5.3.5. L o s re lie v e s v o lc á n ic o s de ero sió n d ife re n cia l

Además de generar directamente la amplia gam a de formas de relieve elem entales a que se acab a de h acer referencia, el vulcanismo produce ro cas que se organizan en estructuras geológicas cuya resis tencia puede ser globalm ente mayor o menor que la del roquedo que las enm arca y dentro de las que puede haber elem entos de muy d esi gual dureza. Cuando la actividad está en suspenso o ha cesad o 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 (lavas masivas, lavas esco riáceas, escorias, cenizas, ignimbritas, etc.)— van siendo puestas en relieve por erosión diferencial, tendiendo a quedar en resalte los volúmenes correspondientes a los elem entos m ás resis tentes o a los protegidos por ellos. Existe así un conjunto de formas vol cánicas cuyo modelado sigue las m ismas pautas genéticas que las desarrolladas sobre estructuras sedim entarias o intrusivas biológica mente heterogéneas, con algunas de las cu ales presentan notables similitudes morfológicas y evolutivas.


Entre las derivadas de la mayor resistencia del material emitido por el vulcanismo en relación con los afloramientos circundantes ocupan un lugar preferente las m e s a s lávicas también conocidas como m e sa s b a sálticas dada la naturaleza petrológica concreta que en ellas predo mina. Se trata de relieves tabulares a v eces muy extensos (a modo de «plataformas estructurales») cuya superficie culminante se adapta a una vieja colada masiva extendida sobre ro cas de menor resistencia (arcillas, m argas, arenas, granito alterado, escorias volcánicas sueltas, etc.), las cuales han sido intensamente desm anteladas salvo en los s e c tores protegidos por ella. Dado que las coladas fluidas básicas se aco gen en las depresiones topográficas existentes en el momento de su emisión, puede d ecirse que estas m esetas tienen el carácter de relie ves invertidos, ya que lo que inicialmente era bajo ha sido puesto en alto al avanzar la m orfogénesis debido a su mayor resistencia litológica. Con frecuencia no e s una sola capa de lava la que desem peña este papel de coraza resistente, sino un apilamiento m ás o menos volumi noso de coladas superpuestas («tongadas»), siendo el vigor y la dura ción de la forma proporcional al esp esor total del mismo. La fuertemente contrastada resistencia de las escorias que constitu yen los conos volcánicos y el relleno lávico de las chim eneas que los atraviesan por su e je (consolidado al concluir la actividad eruptiva) da lugar, por su parte, al modelado de otros relieves de erosión diferencial muy característicos y, a veces, espectaculares: los espigones volcáni cos. Al ser desmantelado con relativa rapidez el apilamiento de piroclastos sueltos que constituye el cono propiamente dicho, el pilar verti cal de material lávico envuelto por él queda al descubierto como un monolito rocoso m ás o menos cilindrico, cuyo aspecto puede mostrar en principio cierta similitud con el de las ag u jas volcánicas. Sin em bargo, su ubicación en el ámbito de aparatos caracterizados por una actividad stromboliana o vulcaniana, su morfología de detalle (carente de huellas de extrusión o acrección) y su naturaleza litológica (normal m ente m enos ácida y mejor cristalizada) ponen de manifiesto que se trata de formas resultantes de una morfogénesis diferente a la de los citados relieves de construcción; una morfogénesis m ás dilatada, m e nos relacionada con la fase de actividad y en la que la acción de los p rocesos externos ha sido m ás importante. Tam bién la existencia de material lávico consolidado en planos e s tructurales de discontinuidad del roquedo (diaclasas, contactos estratigráficos) atravesados por los m agm as ascendentes sirve de b ase para que —si dichg roquedo e s relativamente deleznable— la erosión dife rencial haga ap arecer otras características formas de relieve volcáni cas: los d iq u es volcánicos, los sill y los lacolitos, todos los cuales vienen a ser resultado de la exhumación de lavas subsuperficiales consolida


das en el interior del m aterial encajante. Los d iq u es son crestas alarga das y agudas correspondientes al relleno lávico de una fisura aproxima damente vertical que ha resistido a las acciones erosivas m ás que las rocas circundantes; su similitud m orfológica con los diques de cuarzo o pórfido que aparecen en las áreas plutónicas e s muy grande, pero difieren de ellos en el tipo de ro ca sobre la que están m odelados así como en su mayor fragilidad frente a las acciones erosivas. Los sill son superficies o m esas subhorizontales, con apariencia de coladas o de m esas lávicas, que resultan de la puesta al descubierto de una cap a de m agma volcánico intruida y consolidada entre dos estratos de una serie sedimentaria aclinal al ser desm antelados por la erosión los niveles subyacentes, menos resistentes que ella; sólo un análisis preciso de su encuadre estructural y de sus caracteres petrológicos perm ite diferen ciarlos de las formas citadas. Finalmente, los lacolitos son relieves de configuración cupular o domática que derivan la exhumación d e acúmulos de magm a volcánico intruido, a modo de pequeños batolitos, en otras rocas y que se han litificado sin llegar a alcanzar la superficie; similares desde el punto d e vista genético a los relieves plutónicos (ya que, como ellos, son resultado de la aparición en superficie de un «cuer po intrusivo» al ser desm antelada su «caja») presentan una gran simili tud morfológica con los domos volcánicos, siendo su naturaleza litológica sensiblemente menos ácida uno de los principales elem entos de dife renciación. Los conglom erados volcánicos de tipo ignimbrita constituyen a ve ces cap as de material tan fuertem ente consolidado que se comportan como verdaderos estratos duros, cuya resistencia contrasta con la deleznabilidad del material piroclástico que los rodea y al que en mayor o menor extensión recubren. Este diferencial comportamiento frente a las acciones erosivas h a ce que sus áreas de afloramiento tiendan a quedar progresivamente en resalte y a adquirir un configuración tabular que presenta cierta similitud con la de las cuestas (ya que normalmente estas formaciones se desarrollan sobre topografías previas de cierta inclinación). Si la forma resultante e s relativamente amplia y continua (con un «frente» y un «dorso» bien definidos) se suele denominar p la ta forma ignim brítica (o «plataforma en conglom erado volcánico estratifi cado»); si tiene un carácter m ás local y reducido, con asp ecto de cerro testigo coronado un fragmento de cap a dura, recib e el nom bre canario de «sombrero». 5.3.6. Los re lie v e s v o lc á n ic o s co m p lejo s

Todas las formas elem entales —de construcción, de destrucción y de erosión diferencial— s e pueden combinar en áreas donde el vulca-


(Fuente: G. A. Macdonald, 1972). Fig. 5.5. Diagram a d e un cono volcánico complejo. D: Diques; L: Cono adventicio; F: Coladas d e lava; C: Cono recubierto; S: Sill.

nismo 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 com plejos , los cam pos d e volcanes haw aiianos , los cum ulovolcanes , los estratovolcanes (o p lan ézes ) y las dorsales vol cánicas. Los conos complejos, m ás frecuentes y numerosos que los sim ples, son formas piroclásticas construidas por la superposición o la yuxtaposición de m ateriales correspondientes a varios episodios de actividad explosiva separados en el tiempo y emitidos por una misma b o ca o por b o cas próximas entre sí; se trata de construcciones cuyos elem entos son conos simples m ás o menos desmantelados o retocados por las acciones externas soldados, montados o encajados los unos en los otros pero manteniendo en conjunto una configuración básicamente cónica. Los llamados cam p o s d e volcanes hawaiianos se definen, por su parte, com o extensas y continuas superficies de lava consolidada resultantes de la coalescen cia y superposición de coladas basálticas procedentes de varios aparatos efusivos en las que se abren varias depresiones cratéricas en algunas de las cuales normalmente se man tiene la actividad m agm ática («lagos de lava»). Los cumulovolcanes son com plejos geomorfológicos formados por la asociación de domos y cam pos de cenizas o escorias muy ácidas acogidos con frecuencia en el interior de grandes cráteres de explosión o de calderas, resultantes de una sucesión centrada de episodios volcánicos caracterizada por la alternancia de fases vulcanianas y peleanas. Mayor tamaño y compleji dad (tanto morfológica como genética) presentan los estratovolcanes, tipo al que pertenecen los m ás elevados, vigorosos y conocidos relie


ves volcánicos como el Etna o el Teide; de planta aproximadamente circular o elíptica y de forma cónica m ás o m enos regular, estas gran des montañas cread as por el vulcanismo son edificios en los que se superponen formas elem entales y m ateriales de todo tipo (domos, cola das, acum ulaciones piroclásticas, cono simples, cap as ignimbríticas, cráteres, etc.) derivadas del dilatado funcionamiento de un gran centro de emisión en el que se han desarrollado — según un orden controlado por la progresiva acidificación del material en la cám ara m agm ática o la entrada de nuevos stocks en la misma— fases de actividad de todos los tipos e importantes p rocesos de erosión controlados por la desigual resistencia de los diversos productos emitidos. De origen y estructura sem ejantes a estos p lan é z e s y presentando, igual que ellos, un m ar cado carácter montañoso y una organización en la que se suceden de abajo a arriba elem entos domáticos, lávicos y piroclásticos, las d o rsa les volcánicas se definen com o alineaciones m ás o m enos desarrolla das construidas por la acumulación y yuxtaposición de formas g en era das por un vulcanismo de larga duración en el que los centros em iso res se alinean siguiendo una fisura cortical o línea de dislocación.

5.4. El relieve k á rstico En sentido amplio, s e da el nom bre de karst, c a rso o reliev e kárstico a todo conjunto de formas modelado sobre ro cas sedim entarias o metamórficas como consecuencia prácticam ente exclusiva d e la disolución de sus com ponentes m inerales, guiada por la red de discontinuidades estructurales que en ellas existe. Aunque, a largo plazo y en condicio nes bioclimáticas adecuadas, la mayor parte de los m inerales del ro quedo aflorante pueden llegar a disolverse en p resencia de agua más o m enos pura, este proceso sólo adquiere carácter dominante sobre com plejos litológicos constituidos por ro cas dotadas de un alto grado de solubilidad; entre éstas ocupan un lugar preem inente las evaporitas (yeso, sal, etc.) y, sobre todo, las ro cas carbonatadas de origen orgá nico (calizas y dolomías). Dado que estas últimas tienen un volumen y una extensión de afloramiento muy superiores al de las primeras, que se ven afectadas por una modalidad muy específica de disolución y que sólo en ellas llegan a desarrollarse com plejos geomorfológicos bien diferenciados y relativamente duraderos, e s común identificar re lieve kárstico con relieve estructural propio de las ro cas calcáreas, dejando el tratamiento de las formas de disolución sobre los otros m a teriales como un aspecto del análisis de los p rocesos de m odelado y de sus consecuencias, propio ya de la Geomorfología dinámica.


5.4.1. L o s c a r a c te r e s de la s r o c a s ca rb o n a ta d a s y la d iso lu ció n k á rstica

Las calizas y las dolomías son rocas sedimentarias o, excepcional mente, metamórficas (mármoles) com puestas por carbonatos de calcio o de calcio y m agnesio —los cu ales pueden presentar varias formas minerales y muy diversas texturas— , junto con elementos arcillosos o silíceos siempre muy minoritarios. Tanto estas «impurezas» como los m inerales carbonatados fundamentales (calcita, aragonito, dolomita) muestran una limitada solubilidad en agua pura, pero estos últimos son muy sensibles a la acción del agua acidulada, cuyo contenido en anhí drido carbónico produce su transformación en bicarbonatos, es decir en sales altamente solubles. Teniendo en cuenta que las aguas de llu via, de fusión nival y de escorrentía se encuentran aciduladas en mayor o menor medida, debido a su captación de anhídrido carbónico de la atmósfera y de los productos de la actividad de los seres vivos, las rocas calcáreas resultan de hecho muy atacables por la disolución, la cual las afecta tanto en su superficie externa como en el interior de su masa, aprovechando siem pre su entramado estructural y elaborando formas significativamente controladas por éste. Puede decirse incluso que, debido a la perm eabilidad fisural derivada su solubilidad, el mo delado del relieve kárstico se realiza m ás subterráneamente, dentro de la m asa rocosa, que en el exterior de la misma, donde las aguas se pierden con facilidad y rapidez a través de las fisuras, diaclasas o pla nos de estratificación eficazmente abiertos por la disolución. Así pues, el karst com prende tanto formas superficiales (exokarst ) como formas subterráneas (en d o k arst ) y sólo se desarrolla cuando, junto con esp esores importantes de material calizo o dolomítico, existen aportes de agua ca p aces de alimentar una circulación abundante en profundidad. Y este desarrollo morfológico (karstificación ) difiere cua litativa y cuantitativamente —y conduce al modelado de diferentes re lieves— según la composición químico-mineralógica concreta del roque do carbonatado y según las condiciones bioclimáticas (de las que de pende el volumen, la acidez y la capacidad corrosiva y disolvente del agua); también depende, en la articulación de sus elementos, de las pautas establecidas en la m asa rocosa por la litogénesis y la tectónica. De este modo, la karstificación de las ro cas con muy escaso contenido en «impurezas» e s m ás profunda que la de las rocas m ás ricas en ele mentos arcillosos, los cuales, al no ser arrastrados en disolución, se acumulan en superficie constituyendo un nivel im perm eable (arcilla de descalcificación) que bloquea el proceso al impedir la penetración ver tical del agua; igualmente, la corrosión de las dolomías y de las calizas dolomíticas es m ás difusa, generando relieves de aspecto ruiniforme y aparentem ente caótico, mientras que sobre las calizas propiamente


d e Indiana, EEUU). F ig . 5.6. D iagram a d e una región kárstica.

dichas la disolución manifiesta una mayor concentración en las discon tinuidades estructurales, dando lugar a relieves m ejor definidos y orde nados. D esd e el punto de vista bioclim ático, la karstificación resulta favorecida por el bajo nivel de las temperaturas (que incrementa la solu bilidad del bicarbonato cálcico), por la abundancia de m ateria orgá nica (que aumenta la acidez y, consecuentem ente, la cap acid ad corro siva de las aguas) y por el volumen y la velocidad de la circulación hídrica (que, al asegurar una rápida evacuación de sus productos, a c e lera el ritmo de la disolución). De acuerdo con lo dicho, la tipología m orfológica del relieve kárstico es muy amplia y variada dependiendo de la com binación qu e en cada caso se dé entre los cara cteres petrográficos del roquedo carb o natado y los ca ra cteres bioclim áticos c a p a c e s de influir en el proceso de corrosión química-disolución qu e sobre él actúa. Y hay qu e tener en cuenta adem ás que dicho p roceso e s reversible y no se limita a una labor de ablación, sino que en determ inadas circunstancias puede a c tuar precipitando el m aterial disuelto y construyendo con él elem entos morfológicos muy característicos tanto en el exterior com o en el interior de la m asa ro co sa karstificada. No obstante, en todas las áreas c a lc á reas m odeladas por la disolución kárstica se aprecian unos caracteres genéricos com unes y el relieve incluye una serie de elem entos morfoló gicos característicos, ausentes en otros p aisajes estructurales.

5.4.2. L a s fo rm as e x o k á r s tic a s m e n o re s: lo s la p ia c e s

La superficie externa de los afloramientos calizos karstificados ap a rece, en la mayor parte de los caso s, densam ente accidentada por oquedades, surcos o cu betas de dim ensiones m edias o pequeñ as s e


parados por tabiques, estrechos y agudos en unos casos y m ás anchos y romos en otros. Esta asociación de formas, que puede ocupar exten siones importantes tanto en topografías planas como en vertientes, se designa en Geomorfología con el nombre de lapiaz (o leñar). Los lapiaces resultan de la disolución superficial de las calizas por las aguas de escorrentía o por las aguas retenidas en los suelos y las formaciones superficiales; una disolución que no e s homogénea, sino que se con centra en los puntos donde la topografía de detalle permite una mejor retención o canalización de la humedad, en las líneas de discontinuidad estructural y en los lechos de fitología particularmente soluble. Depen diendo de cuál o cuáles de estos factores actuán como control de la karstificación, la configuración y la estructura de los lapiaces varía den tro de unos m árgenes muy amplios; y de otro lado, su densidad y la relación dimensional entre sus elementos deprimidos y destacados di fieren también notablemente conforme a la duración y a la eficacia de la corrosión del material calcáreo. En superficies planas desarrolladas sobre calizas homogéneas y afectadas por una fisuración poco importante aparecen lapiaces en alveolos , caracterizados por el predominio de p ilas o cavidades circu lares separadas por tabiques agudos, que se distribuyen sin una pauta geom étrica clara dando al afloramiento el aspecto de un «mar de pie dra». Cuando, en el mismo tipo de topografía y estructura, el material es de naturaleza dolomítica, las cavidades se hacen m ás pequeñas y numerosas y los tabiques aparecen horadados por conductos, confor mando lap iaces en nido d e abeja. Si las cavidades generadas por la disolución se desarrollan en profundidad como consecuencia de la existencia de condiciones favorables para la percolación del agua, apa recen lap iaces en pozos en los que los tabiques de separación tienen un notable desarrollo vertical. Finalmente, si el roquedo calizo o dolomítico tiene una proporción importante de impurezas, su superficie puede quedar pronto recubierta por arcillas de descalcificación y formaciones edáficas, bajo las cuales se modelan lapiaces (críptolapiaces ) cuya génesis y configuración morfológica tienen caracteres especiales de bido al papel de los ácidos como factor potenciador de la disolución kárstica: por debajo de suelos profundos y ricos en humus los alveolos crecen deprisa tanto en profundidad como en anchura, coalesciendo entre sí y dejando reducidos los tabiques de separación a agujas o pináculos aislados; estos lap iaces d e m ogotes sólo llegan a aparecer en superficie si la cubierta edáfica es desmantelada (al menos parcial mente). En afloramientos calcáreos de pendiente esca sa donde existe una red m arcada'de discontinuidades estructurales (líneas de fractura, dia clasas, contactos estratigráficos), aparecen lapiaces m ás ordenados y


geométricos cuyos componentes fundamentales, son c a n ale s d e disolu ción básicam ente rectilíneos y evidentemente controlados por la ci tada red. Si ésta es densa, se desarrollan lap ia ce s lineales en los que los canales, numerosos y estrechos, se encuentran muy próximos entre sí, quedando separados por tabiques largos y agudos a modo de p e queñas crestas. Si el sistema de diaclasado o fracturación es m ás laxo, los canales abiertos por la karstificación se hacen menos numerosos pero sensiblemente m ás amplios y dejan entre sí sectores de super ficie plana relativamente extensos, configurándose así lap ia ce s en m e s a s ; en algunos caso s estos elementos morfológicos alcanzan dimensio nes métricas o decam étricas, constituyendo m acro lap iaces en los que pasillos (o b o g a c e s ) y torm os definen los pintorescos paisajes conoci dos como «ciudades encantadas». Los lapiaces también s e desarrollan en superficies calizas apreciablemente inclinadas e incluso en vertientes vigorosas. En este caso se componen de surcos dispuestos conforme a la pendiente y articulados con frecuencia en redes dendríticas, que pueden ser poco profundos o bien incidir de forma m arcada en la m asa rocosa. Según la pendiente y la modalidad de la escorrentía, estos lap iaces d e vertiente y de p a re d son rectilíneos o sinuosos y se limitan a un simple estriado o implican un verdadero acarcavamiento de la roca.

5.4.3. L as form as e x o k á rs tic a s m ay ores: d ep resio n es c e rra d a s y cañ o n es

Uno de los rasgos m ás característicos de las áreas kársticas es la escasez de agua y la desarticulación del sistema de drenaje superficial, como consecuencia de la percolación hacia el interior de gran parte de los caudales hídricos a través de las fisuras y conductos abiertos por la disolución. En relación con ello escasean las formas subaéreas de c a nalización abiertas, normales sobre fitologías no calcáreas, correspon diendo la parte baja del relieve, no a valles, sino a depresiones cerra das. Dentro de ellas, teniendo en cuenta sus dimensiones, su configura ción y su génesis, los geomorfólogos distinguen dos grandes tipos o géneros: las dolinas y los poljés. Las dolinas son depresiones de planta aproximadamente circular resultantes de la concentración de la disolución kárstica en lugares particularmente favorables para la retención y la penetración del agua. Su diámetro puede variar entre unos metros y unos centenares de m e tros y su perfil topográfico permite definirlas, según los casos, como cubetas, embudos o pozos, interviniendo siempre en su génesis fenó menos de hundimiento provocados por pérdidas de m asa caliza subsuperficiales guiadas por vías estructurales de percolación hídrica (inter


secciones de planos de fractura, cruces de diaclasas, etc.). Debido a este básico control por parte de la red de líneas mayores de disconti nuidad del roquedo, su forma concreta y su desarrollo dimensional dependen de la disposición, la densidad y la profundidad de dicha red, así como de los caracteres y el espesor del material karstificable: cuan do la disolución no puede avanzar mucho en profundidad, las dolinas adquieren forma en cubeta, más desarrollada en la horizontal que en la vertical, y presentan un fondo plano recubierto por arcilla de descalcifi cación y unas paredes que lo circundan verticalizadas pero de poco desnivel; cuando la disolución puede profundizar más, la forma de las dolinas se h ace m ás desarrollada en sentido vertical presentando el aspecto de un cono invertido con un fondo estrecho, a modo de cráter o embudo, o bien el de un pozo de paredes escarpadas abierto en la m asa caliza. En este último caso suelen recibir el nombre de torcas. El desarrollo en profundidad de las dolinas o torcas se encuentra limitado por el nivel a que se encuentre el manto freático (es decir, por el nivel hasta donde puede llegar la penetración vertical de las aguas kársticas); si dicho manto acuífero se encuentra próximo a la superficie, la depresión e s menos profunda y puede encontrarse inundada en su fondo, mientras que si se localiza m ás en el interior, la dolina perma n ece seca y puede desarrollarse m ás en sentido vertical. En caso de que el nivel freático sea relativamente próximo a la superficie pero no estrictamente superficial, las dolinas adquieren configuración en cube ta y tienden a crecer en achura; este incremento de diámetro da lugar a la coalescencia de las dolinas próximas y a la aparición de depresiones mayores, de planta polilobulada, a las que se da el nombre de uvalas. Dentro del fondo de éstas, tapizado por arcilla de descalcificación y en el que las aguas se pierden a través de sum ideros, suelen quedar islo tes de roca caliza correspondientes a los restos de las áreas de separa ción entre las dolinas originarias; dichos islotes, topográficamente des tacados, son conocidos como hum o «cuetos». Los poljés, por su parte, son depresiones cerradas de planta no cir cular y siempre de dimensiones relativamente grandes. Coincidentés con accidentes tectónicos de relativa importancia (líneas de falla, dove las hundidas, charnelas sinclinales, etc.), aparecen como áreas llanas de dimensiones kilométricas enmarcadas por paredes escarpadas abier tas en los macizos calcáreos karstificados. Derivan de una marcada y eficaz concentración de los fenómenos de disolución y hundimiento, no en puntos particularmente favorables sino en áreas de cierta extensión en que las condiciones estructurales son genéricam ente positivas para el karst. El fondo de los poljés, de espectacular planitud, se desarrolla en arcilla de descalcificación e importantes acumulaciones sedimenta rias sin que la roca caliza aparezca nada más que en algunos «hum»;


Fig. 5.7. Influencias estructurales en la localización de los poljés.

dentro de ellos puede existir un sistema subaéreo de drenaje, cuyos caudales pasan a los conductos de circulación subterránea a través de elementos de captación bien diferenciados denominados ponors. De pendiendo de la cuantía de los citados caudales y de la capacidad de admisión de la red subterránea el fondo de los poljés puede aparecer temporal o permanentemente inundado, aunque lo normal e s que se encuentren en seco. Por lo que se refiere a las paredes circundantes, pueden alcanzar centenares metros y en ellas aparecen extraplomos, salidas de antiguas cavernas y bocas de emisión de aguas kársticas (surgencias ), que atestiguan el tipo de génesis de estas grandes for mas de relieve. Pero en las áreas calcáreas karstificadas aparecen también depre-


siones abiertas, incluibles en el género de los valles, a las que se da el nombre de cañ o n es u hoces. Se trata de profundos surcos de paredes extensas y verticalizadas recorridos por cursos fluviales (con frecuen cia procedentes de áreas externas al karst), en cuyo modelado ha tenido una intervención decisiva —aunque no exclusiva— la disolución superficial y subterránea del roquedo calizo o dolomítico. Al igual que ocurre en m árgenes de los poljés, las vertientes de estos vigorosos d es filaderos presentan bocas de cuevas, hornacinas correspondientes a viejas cavidades y su rg en cias que aportan los canales subálveos a la corriente fluvial, poniendo de manifiesto cómo en su génesis han inter venido acciones internas de disolución y fenómenos de hundimiento. Aunque existen numerosas variantes, puede decirse que los cañones resultan de la karstificación de antiguos canales fluviales inicialmente establecidos sobre superficies de material calcáreo: debido al compor tamiento de este material, las aguas circulantes por dichos canales se van perdiendo por sumideros hasta dejar a éstos como formas carentes de funcionamiento (valles m uertos o valles cieg o s ), bajo los cuales —y siguiendo su trazado— se desarrollan cavidades subterráneas; e s el hundimiento del techo de éstas el que hace ap arecer al cañón como tal y vuelve a poner en superficie los ejes de drenaje. Una vez constituido, el cañón se desarrolla en profundidad mediante una combinación de incisión y karstificación, sin que se pierda la continuidad y la verticali dad de sus paredes debido a la ausencia de aportes subaéreos latera les (la alimentación se efectúa por medio de surgencias de aguas sub terráneas) y al predominio en la dinámica de vertientes de procesos de desprendimiento.

5.4.4. L as form as e n d o k á rstica s: la s cav id ad es su b terrá n ea s

Junto con los relieves subaéreos descritos, las cavidades subterrá neas constituyen un componente fundamental de la morfología kárstica y son, sin duda, sus elem entos m ás característicos; incluso —como se acab a de decir— gran parte de las formas exokársticas han evolucio nado a partir de ellas o en su desarrollo ha tenido algún papel la aper tura por la disolución de vacíos subsuperficiales. Para muchos geomorfólogos el endokarst e s el tema clave del modelado sobre calizas. Las cuevas y cavernas generadas por la karstificación en el interior de las m asas calcáreas, siempre y cuando el espesor de éstas sea sufi ciente y su composición adecuada, constituyen sistemas o redes con troladas por la estructura (en concreto, por los planos de estratificación, las diaclasas y las fracturas) y relacionadas con la superficie por medio de sumideros o ponors o por conductos verticales mejor definidos a los


que se da el nom bre de sim as. Están formadas por g alerías m ás o menos horizontales dispuestas frecuentem ente en pisos, que pueden estar enlazados entre sí por sifones. Dentro de estos sistem as existen tramos de galería de poca amplitud —túneles y pasillo s —, con frecuen cia muy ramificados y que pueden terminar en fondo de saco, y amlias salas de dimensiones a veces muy considerables situadas en áreas de confluencia de conductos y de vías estructurales de penetración de las aguas kársticas. Estas aguas ocupan la red endokárstica de modo m ás o m enos completo mientras e s funcional, por lo que las formas subterráneas citadas sólo son plenamente accesib les a la observación cuando (por d escenso del nivel freático o por falta de alimentación hídrica) ya se ha terminado su desarrollo y han dejado de funcionar. Sin em bargo, el modelado kárstico no concluye cuando las galerías y salas son abandonadas por las aguas que por ellas circulaban (con frecuencia a presión), sino que sigue desarrollándose de una forma m ás lenta y limitada por medio de acciones en que la precipitación de los carbonatos disueltos p asa a desem peñar un papel prioritario. La infiltración procedente de la superficie mantiene un flujo de agua que, siguiendo las fisuras, a cced e al techo de las salas y galerías y se des prende de él gota a gota, precipitando una parte de la caliza que lleva en disolución. Como consecuencia de ello se forman prom inencias col gantes de las bóvedas denom inadas estalactitas y, bajo ellas, acúmulos de calcita a los que se da el nombre de estalagm itas ; a lo largo del tiempo am bas van creciendo en longitud hasta enlazar y en anchura hasta soldarse, constituyendo el p aisaje subterráneo de «columnas» y «cortinas» típico de las cavernas kársticas. Si la alimentación hídrica fisural tiene el volumen y la continuidad adecuadas, estas formas de concreción calcífica alcanzan notable densidad y llegan a recubrir gran parte de las paredes de las cavidades; si por el contrario dicha alimen tación e s escasa, las estalactitas y estalagm itas no pasan de ser ele mentos de detalle que no llegan normalmente a adquirir configuración columnar. Los niveles endokársticos m ás superficiales y m ás prematuramente abandonados por la circulación hídrica sufren hundimientos de bóveda que —como se ha indicado— hacen que las pared es de los viejos con ductos pasen a ser vertientes de formas su baéreas (cañones, poljés, dolinas, etc.). Mientras, los niveles m ás profundos conservan su función de canalización de aguas, las cuales retornan al exterior por medio de órganos de emisión muy característicos a los que se suele dar el nom bre genérico de surgencias. Estas, a diferencias de otro tipo de fuentes o manantiales, se caracterizan por el gran volumen y la homotermia del caudal emitido y por los edificios construidos delante de ellas por la precipitación masiva de carbonatos: la salida de las aguas de los con-


Fig. 5.8. G én esis y evolución d e una dolina d e hundimiento o colapso.

ductos —donde se encontraban a temperatura constante y frecuente mente a presión— al medio ambiente externo provoca d escarg as muy importantes de material que, si precipita directamente, forma construc ciones de travertino y, si consolida sobre órganos vegetales, genera terrazas de to b a , las cuales pueden ser objeto de una nueva karstificación una vez abandonadas y transformadas en m asas de roca calcárea de gran pureza. Dependiendo de la procedencia y el sentido de flujo, las formas de salidas de las aguas endokársticas reciben diversos nom bres: su rg en cias propiamente dichas, cuando la alimentación procede


de una captación difusa en la superficie de la propia área karstificada y el flujo e s gravitatorio; resurgencias, cuando las aguas emitidas proce den de fuera de karst y se han perdido al entrar en él fluyendo también libremente conforme a la gravedad; y fuentes vauclusianas, cuando, sea cual sea su procedencia, las aguas acceden al exterior a presión y en sentido ascendente debido a las condiciones de escorrentía en el interior de la m asa calcárea.


Las fuerzas morfogenéticas externas

6.1. N aturaleza y función de las fuerzas m orfogenéticas externas La actuación continuada de las fuerzas internas, creando y haciendo aflorar rocas, deformándolas, dislocándolas y desplazándolas, desen cadena y mantiene la actividad, también permanente, de las fuerzas externas. Estas fuerzas, que tienen su origen o su ámbito propio fuera del globo sólido de la Tierra, actúan sobre las irregularidades genera das por la tectónica o por el yacimiento de los distintos tipos de rocas, tendiendo a cam biar la forma de las mismas en la búsqueda de una situación de equilibrio nunca plenamente conseguida en ningún sector de la superficie terrestre. Dicha intervención se realiza mediante la rea lización de un trabajo de desplazam iento d e partículas en el exterior de la estructura geológica, para lo cual se precisa una cierta cantidad de energía. Mientras que la energía de que disponen las acciones morfo genéticas internas tiene su fuente y su campo en el globo sólido del planeta, la que mantiene el citado desplazamiento de partículas capaz de modelar desde fuera la superficie terrestre procede de fuentes que trascienden o son exteriores al citado globo sólido. La gravedad y la energía térmica de origen solar son consideradas en Geomorfología las dos fuerzas o fuentes de energía que hacen posi ble y mantienen la dinámica geomorfológica externa. Por su propia


naturaleza, tanto la una como la otra sólo pueden actuar en el m ode lado del relieve d esde el exterior de la litosfera, interactuando en la superficie de ésta con las fuerzas internas (cuyo motor es, en último tér mino, el conjunto de transformaciones físico-químicas de la materia en el interior del planeta). Ambas constituyen un stock energético enorme e inagotable que, sin em bargo, sólo en una muy limitada proporción y en unas determ inadas condiciones se consum e en trabajo de modelado llegando a tener consecuencias geomorfológicas.

6.2. La graved ad y su papel en la m orfogénesis La gravedad e s la fuerza de atracción existente entre todos los cu er pos en el Universo, siendo proporcional a la m asa de cad a uno de ellos e inversamente proporcional a su distancia. Como consecuencia de ella la Tierra atrae hacia sí a los cuerpos exteriores con una fuerza que es eficaz hasta una determinada distancia (cam po gravitatono). Esta atrac ción gravitatoria terrestre s e ejerce también por la esfera sólida sobre el ámbito de las envolturas fluidas que la rodeen haciendo que todos sus elementos o com ponentes tengan p e s o y tiendan a caer hacia ella; e igualmente la gravedad actúa sobre la propia superficie terrestre, plano de contacto de dichas envolturas con la litosfera, cuyos elem en tos o partículas también adquieren por ello un determinado peso. Dentro del cam po o ámbito de estudio de la Geomorfología la fuerza de la gravedad se encuentra, por lo tanto, siempre presente e influye en todas las acciones de modelado, interactuando a diversas escalas con las fuerzas tectogenéticas. Y su forma de intervención en la morfo génesis e s doble: de un lado, actúa directamente —sin medio alguno de transmisión— provocando desplazamientos de partículas por el sim ple efecto del peso; y de otro, actúa de forma indirecta, transformán dose al afectar a m asas fluidas en flujo o escorrentía. De estas dos modalidades de intervención la de mayor importancia y trascendencia en el modelado del relieve e s esta última, fundada en la ley física según la cual en todo cuerpo susceptible de fluir el peso tiende a transfor m arse en escorrentía (de modo que la energía m orfogenética de un curso de agua no e s otra co sa que energía gravitatoria transformada); las acciones directas de la fuerza de la gravedad tienen un ámbito y una capacidad sensiblem ente menores. Esta acción prioritaria de la gravedad a través de diversos tipos de escorrentía o flujo es compleja, ya que, por una parte, implica una amplia serie de interacciones entre el material que fluye y la superficie sobre la que se desarrolla la esco rrentía y, por otra, presenta caracteres diferentes según las propieda d es del fluido puesto en movimiento.


La interacción entre el cuerpo que fluye y el lecho por el que se des plaza se manifiesta, d esde el punto de vista geomorfológico, en el fenó meno denominado «accionamiento» (o erosión en sentido estricto), con sistente en la puesta en movimiento de partículas rocosas bajo el impul so de la escorrentía. Su importancia cualitativa y cuantitativa e s tal que el análisis de los diversos tipos de flujos y de sus consecuencias geomorfológicas constituye uno de los centros de interés m ás importantes y perm anentes de nuestra disciplina, la cual mantiene por ello una estrecha relación con la dinámica de fluidos y con la hidrología. 6.2.1. L as co n d icio n e s de a ctu a c ió n de la graved ad en la su p erficie de la lito sfera

Tanto si actúa de forma directa como indirectamente, la gravedad aparece como una energía que se ejerce vectorialmente en sentido perpendicular a la superficie terrestre (siempre «de arriba a abajo»). Este sentido básico de la fuerza gravitatoria se puede apreciar a veces en la realidad; por ejemplo en la caída libre, en la que una partícula rocosa liberada en un escarp e o un extraplomo se desplaza libremente cayendo en sentido vertical. Sin em bargo esto es excepcional en el medio geomorfológico: lo normal e s que el desplazamiento de las partí culas impulsadas por la gravedad se descom ponga de hecho en dos componentes, una vertical y otra horizontal —esta última forzada y con trolada por los propios caracteres de la superficie litosférica—. Un des plazamiento en estas condiciones se realiza, no de acuerdo con las leyes físicas de la gravedad libre, sino conforme a las leyes de la diná m ica en p lan o inclinado e implica una pérdida de parte de la energía potencial, la cual se transmite por roce a la propia superficie pasando a ser geomorfológicamente eficaz. De este modo la gravedad, además de desplazar partículas preexistentes o proporcionadas por otras accio nes, e s capaz de accionar o poner en movimiento nuevos materiales. Hay que tener en cuenta, sin em bargo, que esta energía gravitatoria ejercida mediante fricción o roce tiene siempre unos resultados limita dos o reducidos en relación con la importancia intrínseca de la fuerza de la gravedad: si, utilizando los métodos de la Física, se halla el rendi miento geomorfológico de dicha energía (relación entre energía libe rada total y energía utilizada en trabajo de modelado) se puede apreciar que por término medio dicho rendimiento e s escaso. Puede decirse por ello que en el cam po geomorfológico se produce un importante y conti nuado despilfarro de energía gravitatoria, un despilfarro cuya cuantía depende de las mayores o m enores facilidades para el aprovecha miento de ésta que presenten la naturaleza y el estado de la superfi cie litosférica.


D esde este punto de vista e s fundamental la noción de rugosidad. Una superficie muy densam ente accidentada o irregular h ace posible, de un lado, una m ejor transmisión de la energía (al increm entar la extensión del plano de contacto) y, d e otro, una pérdida muy impor tante de esta energía a efectos de modelado (al ser un factor de freno en el desplazamiento sobre «plano inclinado»). Por el contrario, una superficie lisa o escasam en te accidentada por rugosidades resulta m e nos favorable para la transmisión de la energía gravitatoria (al reducir la extensión del plano de contacto), pero reduce las pérdidas de ésta a efectos m orfogenéticos (al ejercer una e s c a sa acción de freno en el desplazamiento sobre «plano inclinado»). No obstante, mientras que la ausencia de rugosidad puede como máximo llegar a anular la posibili dad de accionamiento de nuevas partículas, el ex ceso de rugosidad puede, adem ás de ello, forzar el c e s e del desplazamiento d e las partí culas previamente accionadas e incluso el c e s e de la escorrentía impul sada por la gravedad. Así, en Geomorfología dinámica al tratar de los desplazamientos gravitatorios sobre «plano inclinado» (todos a excepción d e la caída libre ) se toman en consideración dos variables fundamentales referen tes a la superficie afectada: la ya citada ru g o sid ad y el ángulo o sen o d e la p e n d ie n te , como expresión de los factores limitadores y facilitado res respectivam ente del rendimiento geom orfológico de la gravedad. Pero hay que tener en cuenta que la influencia de estos factores no es lineal ni simple. La realización de trabajo geom orfológico bajo la influencia de la gravedad sobre «plano inclinado» exig e que la pendiente sobre la que se produce el desplazamiento alcan ce un determinado grado, que es diferente según los caracteres de las partículas desplazadas y, en su caso, según el tipo de escorrentía que actúa com o agente. Si esta pen diente crítica no se alcanza, toda la energía gravitatoria e s consumida por el roce y no se produce desplazamiento de material e incluso pue de cesa r el flujo en el ca so de que la acción gravitatoria s e a indirecta. Si, por el contrario, esta pendiente e s alcanzada y existan partículas susceptibles de desplazamiento, el trabajo geom orfológico impulsado por la gravedad e s proporcional al producto del desnivel por el seno de la pendiente en el sector de la superficie terrestre en que los p ro ce sos gravitatorios se desarrollan. Así, las regiones con mayor potencial m orfogenético derivado de la gravedad son aquellas en las que se dan simultáneamente grandes desniveles y pendientes fuertes. Una sola de estas condiciones no e s suficiente para elevar dicho potencial: una d es nivelación m arcada o una gran densidad de pendientes fuertes no a se guran, independientemente, desplazamientos de partículas importantes tanto por su volumen com o por su trayecto.


6.2.2. L o s co n tro le s su p e rfic ia le s de la a c tu a c ió n de la gravedad

Dada esta necesidad de desnivel y pendiente en la superficie afec tada, el desarrollo de las acciones m orfogenéticas de b ase gravitatoria depende y está controlado por los factores o fuerzas cap aces de inter venir en ello. Entre éstas ocupan sin duda un lugar preeminente las fuerzas internas, en concreto la tectónica; pero también se encuentran fenómenos externos como las m areas, las variaciones eustáticas del nivel del m ar (derivadas en último término de cam bios en el balance global de radiación) o la acción de los propios agentes de modelado. Y hay que tener en cuenta que todas las citadas acciones de modelado impulsadas por la gravedad tienden a la búsqueda del equilibrio y, consecuentemente, a hacer desap arecer los desniveles y las pendien tes que han hecho posible su funcionamiento: al desplazar materia de las partes altas a las bajas la acción de la gravedad tiende a disminuir los desniveles y, dadas unas dimensiones planimétricas estables, ello determina una correlativa disminución del ángulo o seno de la pen diente y consecuentem ente un d escenso del potencial morfogenético. Así pues, teóricamente, bajo la acción directa e indirecta de la fuer za de la gravedad el relieve tiende a atenuarse en la búsqueda de unas pendientes dinámicamente equilibradas. Esta idea o postulado, que constituye el fundamento de la teoría davisiana del ciclo d e erosión , es una ley básica e indiscutida en la moderna Geomorfología dinámica. Lo que se discute o pone en cuestión es la idea, mantenida por W. M. Davis, de que esta tendencia «teórica» pueda llegar a concretarse en la realidad a gran escala (es decir, en territorios extensos), para lo cual es preciso admitir otros postulados cuya evidencia está poco fundada o

www.FreeLibros.org F ig. 6.1. M odelo d e evolución d e una vertiente d e derrubios d e gravedad.

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incluso se encuentra desm entida por la observación (com o los de la sucesividad o diacronía de tectónica y m orfogénesis, la de la larga duración de las pausas tectogenéticas y la del e s c a so seno de las pen dientes de equilibrio gravitatorias). En conclusión, la gravedad e s la m ás perm anente, importante y efi caz de las fuerzas m orfogenéticas externas, tiene un sentido vectorial unidireccional perpendicular a la superficie terrestre y, salvo excep cio nes, no se eje rce de forma directa y en el citado sentido teórico sino adquiriendo una com ponente horizontal y transform ándose en esco rrentía de fluidos. Solam ente realiza trabajo de m odelado (a través de una amplia diversidad de procesos) cuando existen desniveles y pen dientes adecuadas y su potencial m orfogenético e s proporcional al pro ducto del valor de estas dos variables, teniendo a largo plazo a la atenuación de las desigualdades topográficas. Esta tendencia, sin em bargo, no se concreta en una única y determ inada topografía cuasiplana (com o la pen illan u ra davisiana) ni llega a conseguirse nunca plenamente. El hecho de que la gravedad no sea una energía potencial sino una fuerza p resente y activa en toda la superficie terrestre y en todos los tiempos constituye el testimonio definitivo de que las fuerzas de desnivelación que la h acen geom orfológicam ente activa no dejan tampoco nunca de actuar.

6.3. L a co n v e cció n té rm ic a y su papel en la m orfogénesis La segunda de las grandes fuerzas externas que intervienen en el modelado del relieve e s la derivada de los movimientos que afectan a las envolturas fluidas de nuestro planeta com o consecuencia, en último término, del desigual balan ce de radiación solar que se da en la super ficie terrestre. Las diferencias de densidad derivadas de é ste generan y mantienen flujos convectivos de aire y de agua, los cuales en parte tie nen sentido «horizontal» y se realizan en contacto con la propia superfi cie de la litosfera, actuando sobre ella con una en ergía que, si alcanza un nivel suficiente, e s cap az de provocar desplazam ientos de partículas —es decir, tener con secu en cias geom orfológicas— . Esta dinámica con vectiva afecta fundamentalmente a la atm ósfera, en la que se manifiesta por medio de una escorrentía de aire que recib e el nom bre genérico de viento, el cual tiene un cam po de actuación muy amplio y puede actuar directam ente o indirectam ente, generando en este ca so movi mientos ondulatorios en las m asas de agua que al ser interferidos por las m asas continentales se transforman en movimientos de traslación dotados de una gran energía. Frente al carácter vectorial y vertical de la fuerza gravitatoria —que


sólo al ser interferida por una superficie sólida se ve forzada a adquirir un componente horizontal— la fuerza derivada de la convección tér mica tiene un carácter fundamentalmente lateral, generando y mante niendo desplazamientos de partículas de sentido paralelo a la superfi cie litosférica. Ello es lógico teniendo en cuenta que los desequilibrios energéticos que generan los flujos responsables de dichos desplaza mientos se producen entre distintos lugares de la superficie de la Tie rra y no entre el interior y el exterior del planeta. A diferencia también de la gravedad (que en algunos casos puede actuar de forma directa), las acciones geomorfológicas producidas por esta fuerza de convec ción térmica tienen siempre carácter indirecto y, como se ha indicado, se realizan por medio de la escorrentía de fluidos de baja densidad —fundamentalmente el aire atmosférico—, la cual transmite la energía a la superficie mediante fricción o roce. Dada la inviabilidad de las acciones directas y la menor densidad del aire, los procesos de mode lado de origen convectivo —con la única excepción del oleaje— tienen una capacidad morfogenética menor que los de origen gravitatorio. Hay que tener en cuenta, sin embargo, que el señalado carácter horizontal de las fuerzas de desplazamiento derivadas de la convección térmica no puede manifestarse nunca plenamente como consecuencia de la permenante interferencia de la gravedad; como consecuencia de ello todos los desplazamientos convectivos de partículas sólidas combi nan una componente horizontal, prioritaria, y otra vertical, normalmente menos importante. Esto hace que el peso de dichas partículas sea, tam bién en el caso de los flujos de origen no gravitatorio, un control básico del trabajo geomorfológico: sólo tienen trascendencia en el modelado del relieve cuando su energía supera la inercia derivada del peso de las partículas y la amplitud del desplazamiento de éstas está igual mente en relación inversa con su peso. De este modo, para que un agente movido por desequilibrio térmico sea geomorfológicamente efi-

Fig. 6.2. Componentes básicos de una duna transversal generada por un flujo convectivo de aire.


caz es preciso que transmita una energía capaz de «levantar» las partí culas (es decir, de contrarrestar su peso), haciendo que en realidad el desplazamiento com bine — según se ha indicado— una componente horizontal con una com ponente vertical, que en el comienzo del despla zamiento e s de sentido ascendente (e s decir, contraria a la fuerza gravitatona). Sin embargo, esta com pensación o superación de la gravedad exige un gran potencial energético y unas limitadas pérdidas del mis mo com o consecuencia del ro ce sobre la superficie sólida, de manera que en la realidad —y salvo excep cion es— los desplazamientos de ori gen convectivo sólo afectan a partículas de poco peso y casi nunca se mantienen en grandes trayectos: cualquier incremento de la rugosidad de la superficie afectada puede h acer que el balance de fuerzas se desequilibre a favor del p eso y el desplazamiento de material adquiera de nuevo un sentido vertical, ahora descendente. Así pues, las fuerzas externas de origen convectivo generan despla zamientos de partículas definibles realm ente como «tangenciales» a la superficie terrestre debido a la interferencia de la gravedad, la cual tiende a impedir la puesta en movimiento de las citadas partículas, al conferirlas un peso según su m asa. Si la energía de origen convectivo no alcanza un nivel suficiente, el peso impide su transformación en tra bajo geomorfológico; si, por el contrario, la fuerza del flujo convectivo es suficiente, el desplazamiento s e produce, implicando un levanta miento de las partículas en sentido contrario al de la atracción gravitatoria. Como consecuencia de esto la actividad m orfogenética impulsa da por la convección térm ica no tiende siem pre ni prioritariamente a disminuir el desnivel y el vigor del relieve. Lo m ás frecuente e s que los flujos convectivos de aire o de agua tiendan a increm entar la irregulari dad de la superficie sometida a su acción, a diferencia de lo que a largo plazo ocurre con las escorrentías de origen gravitatorio.

6.4. L a s con d icion es m ateriales d e a ctu ació n de la s fuerzas m orfogen éticas extern as La fuerza de la gravedad y la fuerza de convección térm ica deri vada de la desigual distribución de la energía solar en la superficie terrestre aportan, por lo tanto, la energía que alimenta las acciones geom orfológicas externas. Pero para que este enorm e y perm anente stock energético no se pierda a efectos de modelado y una parte de él sea consumida en trabajo geom orfológico —e s decir, en un desplaza miento de partículas capaz de cam biar la configuración de la superficie litosférica— e s preciso, en primer lugar, que existen en ésta pendientes con inclinación y rugosidad adecuadas, en segundo lugar que se en


cuentren volúmenes suficientes de elementos fluidos susceptibles de transformar en escorrentía los impulsos gravitatorios o los gradientes térmicos y, en tercer lugar, que existan en la superficie litosférica partí culas movilizables— esto es, que estén al alcance de la capacidad movilizadora de los agentes. Si no se dan estas circunstancias la totali dad de la energía de las fuerzas externas se «despilfarra» a efectos geomorfológicos, ya que, pese a la importancia del impulso de la gra vedad o a la existencia de un fuerte gradiente de origen térmico, no es posible desplazamiento alguno cuando am bas fuerzas son contrarresta das por una superficie demasiado inclinada o rugosa, cuando falta agua o aire capaz de transmitir con su flujo la energía gravitatoria o convectiva y, desde luego, cuando las partículas constitutivas del ro quedo aflorante tienen un tamaño o una cohesión cap aces de resistir dichas energías.

6.4.1. E l ca lib r e de la s p a rtícu la s y la co m p eten cia de la s a cc io n e s de m odelado

Ciertamente, las acciones geomorfológicas externas se ejercen so bre la superficie de la litosfera, que al igual que la totalidad de esta esfera sólida está constituida por rocas. Y, entre éstas, existen unas for madas por partículas escasam ente cohesionadas y cuyo tamaño o cali bre se encuentra dentro de los m árgenes de actividad eficaz de los procesos de modelado; y existen también, e inicialmente en mayor abundancia que estas «rocas deleznables» o «blandas» (de ahí que la compacidad y la dureza se consideren atributos genéricos de «roca»), otras rocas cuyos componentes son partículas soldadas o fuertemente cem entadas y / o cuyas dimensiones sobrepasan la capacidad de los agentes o procesos impulsados por las fuerzas externas. Mientras que sobre las primeras, las acciones de modelado pueden ejercerse de forma inmediata y con una eficacia real próxima a su potencial energé tico, sobre estas rocas coherentes o de «grano grueso» la actuación real de éstos depende de la actuación previa de otro género de proce sos cuya función e s el descohesionamiento o la fragmentación del ma terial rocoso. Sólo cuando, originariamente o como consecuencia de estas acciones de «preparación», encuentra a su disposición partículas de tamaño adecuado y suficientemente «sueltas» un agente o proceso de modelado pasa a ser eficaz —o com petente , como se dice en la Geomorfología actual—; y su com petencia será tanto mayor cuanto mayor sea el calibre (tamaño / peso) de las partículas individuales o m asas que pueden poner en movimiento y cuanto más amplia sea la dimensión del desplazamiento de las mismas.


Para entender esto e s necesario recalcar que en la Geomorfología moderna con el término partícula no s e designa un com ponente ele mental de la materia lítica (molécula mineral, cristal, elem ento detrítico litificado, etc.), sino un fragmento —simple o complejo, grande o p e queño— o una m asa de fragm entos rocosos puestos en movimiento por un impulso elem ental de una fuerza externa. Así son p artícu las una arena fina movida por el viento, un canto rodado arrastrado por una corriente fluvial o un gran bloque empujado por los hielos de un gla ciar; y también un panel rocoso afectado por un deslizamiento o un volumen de material arcilloso em bebido en agua que fluye por una ver tiente. Hay que distinguir, pues, entre partícula y elem ento, porque hay partículas que incluyen varios o muchos elem entos; en esta distinción se funda la clasificación —a que m ás adelante se hará referencia— entre procesos de desplazamiento por elementos y procesos de despla zamiento en masa. En el caso de los p rocesos de modelado en los que la energía gravi tatoria o convectiva actuán a través del flujo de agentes fluidos de baja densidad (como el aire o el agua), la existencia d e un umbral de com petencia se traduce en un trabajo de transporte selectivo elem ento a elemento en el que van siendo movilizadas individualmente las partícu las de calibre inferior al límite de la capacidad del flujo, perm ane ciendo inmóviles las de calibre superior a dicho límite; de este modo cualquier variación en la com petencia del proceso se traduce en un correlativo cam bio en el calibre de las partículas individuales que pue de desplazar. Por el contrario, en el caso de los procesos donde las fuerzas externas actuán de forma directa (lo que e s excepcional) o lo hacen por medio de flujos de m ateria de alta densidad (hielo, agua muy turbia, fango, etc.) no suele darse la citada selección dimensional m realizarse un desplazamiento elem ento a elem ento (o de p a rtícu la s e le m entales), sino que cuando estos p rocesos actúan movilizan partículas masivas (o m a sa s ) muy voluminosas que incluyen m uchos elem entos de todos los tamaños; así las variaciones de la com petencia se tradu cen sólo en un aumento del volumen desplazado y no afectan para nada al tamaño de los elem entos que lo forman. El carácter selectivo de las acciones extérnas de modelado se mani fiesta con especial claridad cuando coinciden un roquedo aflorante falto de cohesión y un proceso efectuado por un flujo o escorrentía de baja densidad. Cuando esto ocurre, van siendo puestas en movimiento las partículas elem entales una a una por orden de tamaño: primero las m ás pequeñas o finas y después, progresivam ente, las m ayores o g ru e sa s hasta alcanzar el nivel dimensional correspondiente a la com pe tencia del proceso, al llegar al cual su capacidad de movilización cesa, dejando en superficie sólo aquellas partículas cuyo calibre e s superior


a dicho nivel dimensional. Al llegarse a este punto la roca deleznable inicial se ha transformado, a efectos geomorfológicos, en un material de comportamiento idéntico al de una roca coherente, para cuyo mode lado ulterior es precisa la colaboración de un proceso de preparación del material capaz de reducir el tamaño de las partículas hasta poner las al alcance de la com petencia del mismo proceso de transporte o bien la actuación de un nuevo proceso dotado de mayor competencia. La presencia de materiales deleznables —rocas originariamente suel tas o formaciones derivadas de la previa descohesión de rocas cohe rentes— permite, por lo tanto, apreciar cómo la energía utilizada en trabajo geomorfológico tiende a ir disminuyendo hasta llegar a cero (dadas unas condiciones estables tanto en el material afectado como en la com petencia del proceso). Y esta disminución e s regularmente progresiva y de ritmo continuo y lento en el caso de agentes de mode lado fluidos, cap aces de efectuar una labor de selección eficaz, y prác ticamente instantánea o sumamente rápida en el caso de procesos de desplazamiento en masa, cuya actividad —normalmente discontinua y esporádica— no implica una selección dimensional significativa. Esta distinta competencia y capacidad de selección de los diversos proce sos morfogenéticos queda plasmada en los caracteres de los depósitos resultantes de la acumulación de las partículas desplazadas, fundán dose en ello la aplicación a la investigación geomorfológica de los métodos y las técnicas de la Sedimentología.

6.4.2. L a co h e sió n del roquedo y la s a cc io n e s de p rep a ra ció n del m aterial

Sin em bargo, la mayor parte de las rocas son originariamente cohe rentes. Se trata de agregados de cristales soldados entre sí, de acúmulos de granos minerales envueltos en una pasta resistente o de formacio nes detríticas cementadas, que constituyen m asas o partículas comple ja s superiores a la capacidad de que normalmente están dotados los procesos externos. Esta básica coherencia —lo mismo que la inercia derivada de un tamaño excesivo de los elementos en el caso de las rocas o formaciones sueltas— ha de ser superada mediante la actua ción de procesos de preparación adecuados, los cuales pueden ser de naturaleza m ecánica (fragm entaciones o d esag reg acio n es), física (di soluciones]) o química (alteraciones ). Debido a que la mayor parte de estas acciones posibilitadoras del modelado externo —pero no respon sables directas de él— sólo se producen en condiciones estrictamente superficiales o de proximidad inmediata al exterior de la estructura geológica, es decir en contacto con la atmósfera y en relación con los


fenómenos que en ella se dan («meteoros»), se las designa g en érica mente con el nom bre de procesos de m eteorización. Estos p rocesos relacionados de forma directa o indirecta con la acti vidad atmosférica son, sin duda, los responsables principales de la pre paración del material movilizado por los p rocesos de modelado, pero hay que señalar que en dicha preparación también pueden intervenir procesos internos, en concreto ciertas acciones ligadas a la dinámica tectónica. Estas tienen casi siem pre carácter m ecánico, produciendo una fragmentación no m eteórica de las m asas rocosas, aunque también pueden en determinados caso s tener carácter químico y dar lugar a alteraciones en el roquedo.

6.4.3. L a in flu e n c ia d e la m ovilidad de la s p a rtíc u la s

La meteorización y las acciones tectónicas indicadas —ligadas éstas en su práctica totalidad a fenómenos de fracturación— rompen la co h e sión del material rocoso com pacto y liberan partículas que ya entran dentro de los m árgenes de com petencia de los p rocesos morfogenéticos. Si el tamaño conseguido e s adecuado a uno o varios de los p ro ce sos presentes, las partículas accionadas (o d erru b io s ) son puestas en movimiento; y este movimiento es, en general, tanto m ás amplio cuanto menor sea el tamaño o calib re de las mismas: los iones y moléculas liberadas por los p rocesos de disolución o alteración pueden entrar en la ca rg a de agentes d e muy baja com petencia y ser desplazados por ellos a muy grandes distancias; las partículas de tamaño arcilla o limo pueden igualmente ser movidas con m ás facilidad (o m enos consumo de energía) y a mayor distancia que las de tamaño arena; y las arenas con m ás facilidad y en mayor trayecto que las gravas y los cantos, etc. Pero hay que tener en cuenta que este grado de movilidad o aptitud p a ra el transporte de las partículas (expresadle en distancia / unidad d e tiempo), cuya correlación negativa con el calibre de éstas e s máxi mamente significativa, no e s lo mismo que la aptitud p a ra el accio n a m iento , e s d ecir la facilidad con que las partículas pueden ser puestas en movimiento o entrar en la c a rg a de un agente de modelado. Esta aptitud no muestra una relación tan sencilla con el tamaño, ya que la mayor facilidad para puesta en movimiento la presentan las arenas finas, disminuyendo a partir de ellas en am bos sentidos dentro de la escala granulométrica; así las partículas limosas o arcillosas, con gran propensión a agruparse, pueden presentar una resistencia o inercia com parable a la de los cantos o los pequeños bloques. En consecuencia, la m eteorización y en general los procesos de pre paración del material intervienen en la m orfogénesis no de forma di


recta sino indirectamente, haciendo posible que la energía potencial de las fuerzas externas sea utilizada para el trabajo geomorfológico pro piamente dicho y controlando la naturaleza y la importancia de dicho trabajo por medio de la determinación del calibre, el grado de movili dad y la aptitud para el accionamiento de las partículas producidas por su actividad. Ello pone claramente de manifiesto cómo los procesos que intervienen en el modelado del relieve no son independientes, sino que para intervenir y alcanzar una determinada competencia necesitan que se den unas condiciones adecuadas, tanto específicas de cada uno de ellos como derivadas de la actuación de otros. Por ejemplo, la lla mada acción giavitatoría directa necesita intrínsecamente la existencia de pendientes próximas a la vertical y también la colaboración de al gún proceso eficaz de fragmentación m ecánica que le proporcione los derrubios que moviliza.

6.5. L as condiciones am bientales y la amplitud eco ló g ica de las a ccio n e s de modelado Para que estas condiciones morfodinámicas citadas se den e s pre ciso, a su vez, que se reúnan unas determinadas condiciones ambienta les (en cierto modo extra-geomorfológicas); siguiendo con el ejemplo anterior, e s preciso que se den unas condiciones climáticas y biogeográficas favorables a la fragmentación m ecánica del roquedo. Como ya se ha recalcado, los procesos geomorfológicos —tanto los propiamente morfogenéticos como los «de preparación del material»— presentan un significativo control «medioambiental», de modo que en último término es el medio ambiente bioclimático el que —al controlar sus posibilida des de actuación y las de los procesos «colaboradores»— determina su presencia y la importancia modeladora de su actividad: puede decirse que un proceso sólo actúa cuando se dan las condiciones ambientales que lo permiten funcionar y las necesarias para la intervención del pro ceso de meteorización que le prepara el material, de modo que el con cepto de amplitud ecológica, utilizado en relación con las especies o las comunidades vivas, resulta aplicable a los procesos de modelado, entre los que —como se verá— existen desde auténticos «cosmopoli tas» hasta verdaderos «endemismos» geomorfológicos. Dentro de esta perspectiva e s ya clásica en Geomorfología la clasifi cación de los procesos en azonales, plurizonales, polizonales y zonales. Son azonales aquellos procesos que actúan o pueden actuar en toda la superficie terrestre sin sufrir modificaciones de gran significado co mo consecuencia de la diversidad de condiciones ambientales; este es el caso de las acciones eólicas o litorales, las cuales, dadas las condi


ciones intrínsecas necesarias, pueden d arse en todas las «zonas» bioclimáticas. Son plurizonales aquellos p rocesos cuya actividad e s posi ble dentro de los m árgenes am bientales o «ecológicos» propios de una gran parte de las zonas o grandes regiones bioclim áticas, pre sentando m odulaciones ap reciables en cad a una de ellas; un ejemplo sería la acción fluvial ( s i ) , que puede actuar de uno u otro modo en toda la superficie continental salvo en los sectores de extrem a aridez y dentro del límite de las nieves perpétuas. Con el calificativo de polizon ales se designa, por su parte, a los p rocesos que pueden desarro llarse e influir de alguna forma en el m odelado en m ás de una región bioclimática, com o e s el ca so de la alteración hidrolítica o de la solifluxión que están presentes en varios dominios «ecológicos». Existen, fi nalmente, procesos de meteorización y de transporte estrictam ente li mitados por las condiciones am bientales de una sola zona bioclim ática y que reciben por ello el calificativo de zonales-, la acción glaciar, la crioturbación y el acorazam iento ferruginoso son algunos de estos pro cesos dotados de tan e s c a sa amplitud ecológica. Esta relación que existe entre la p resencia y la com petencia de cada uno de los procesos geom orfológicos con una com binación, m ás o menos estricta según el tipo a que pertenezca, de condiciones am bientales e s uno de los fundamentos m etodológicos m ás importantes de nuestra disciplina, sobre todo cuando el objeto de análisis son forma de relieve heredadas (es decir, derivadas de la actuación de procesos no vigentes o escasam en te efica ces en la actualidad), lo cual en am plios sectores de la superficie terrestre ocurre mayoritariamente. Si se conoce la «ecología» de cad a proceso y las consecuencias derivadas de su actividad, estudiándolo allí donde ahora se encuentra en funcio namiento (lo que e s uno de los objetivos b ásico s de la Geomorfología dinámica), será posible definir e interpretar rigurosam ente las formas heredadas resultantes de la actuación del mismo, reconstruyendo ad e m ás el m arco morfodinámico y bioclim ático en que se produjo su m o delado. Así pues, puede d ecirse que los p rocesos m orfogenéticos están regidos intrínsecamente por leyes físicas (y. químicas) y están controla dos, de un lado, por las condiciones topográficas y los cara cteres del material al que afectan y, de otro, por el clima, el suelo, la cubierta biótica y, en su caso, la geodinám ica interna que conforman su «biotopo».


Los procesos externos de preparación del material

7.1. L a m eteorización: naturaleza y tipos En la mayor parte de los casos el acto inicial de la morfogénesis consiste en la liberación de partículas susceptibles de ser puestas en movimiento a partir de las rocas o de las formaciones aflorantes. Y esta liberación es realizada por procesos de fragmentación, disolución o alteración que pueden ser considerados elementales —en compara ción con los encargados del transporte y la evacuación— , pero que en modo alguno son sencillos: son muy variados y resultan a veces de difí cil comprensión y control. Génericamente estos procesos encargados de preparar el material a las acciones de modelado propiamente di chas han recibido el nombre de m eteorización al relacionarse de forma más o menos directa o evidente con los fenómenos atmosféricos o «meteoros». Sin em bargo esta denominación no e s del todo adecuada y ha de ser tomada en sentido muy laxo, ya que, por un lado, su relación con la incidencia de meteoros concretos e s a veces muy indirecta o lejana y que, por otro, la preparación del material resulta también de la influencia de fenómenos no meteorológicos (tectónicos, bióticos). Y es tradicional clasificar estos procesos en mecánicos, físicos y quími cos; pero también esta clasificación —ciertamente útil y cómoda a efec tos de análisis— resulta imprecisa y no plenamente acorde con la reali


dad, ya que la mayor parte de ellos com binan aspectos o com ponentes de m ás de uno de los tipos señalados y, adem ás, se suelen combinar entre sí de un modo tan estrecho que e s difícil discernir qué parte de las acciones corresponde a cad a uno de ellos; en la actualidad se tiende a estab lecer una'inicial distinción entre las fragm entaciones o clastias , caracterizadas por su carácter fundamentalmente m ecánico y por no implicar cam bios m ineralógicos en el material al que afectan, y descom posiciones o alteraciones, en las que las reaccio n es químicas tienen un papel esencial introduciendo variaciones significativas en la composición m ineralógica del material. Como se indicó, salvo en el ca so de que el roquedo aflorante p re sente una gran deleznabilidad y esté formado por elem entos de alta movilidad, las m odalidades de transporte, evacuación y acumulación dependen de la naturaleza, el tamaño y la forma de las partículas pro porcionadas por estos procesos d e meteorización. Frente a las ideas de la Geomorfología clásica, en la que el protagonismo en la g én esis del relieve se atribuía a los grandes agentes de modelado, cad a vez p a re c e m ás claro que e s la velocidad, la eficacia y la modalidad de la pre paración m eteórica la que determ ina la com petencia de la incisión fluvial, de la sobreexcavación glaciar, de la deflación eólica e incluso de la abrasión del oleaje; desde luego en mayor m edida que éstas determinan dicha preparación. Puede d ecirse por lo tanto que los pro ceso s de meteorización, p e se a no ser propiam ente acciones de m ode lado al no implicar desplazamiento de partículas, están en el origen de una gam a sumamente amplia de formas, desde oquedades o alvéolos decimétricos hasta relieves de grandes dimensiones. No se trata en consecuencia de p rocesos m enores, sino de p rocesos iniciales y relati vamente m enos com plejos pero que influyen de forma decisiva en el modelado de la superficie terrestre. Dada su elementalidad y su reducida esca la de actuación, estos pro cesos se basan en el aprovechamiento d e puntos, líneas, zonas o en cla ves de debilidad (m ecánica o química) del roquedo o de las formacio nes aflorantes. Como consecuencia de ello su aparición y su com peten cia resultan de la adecuación de unos factores «ambientales» o atm os féricos y unos factores «estructurales», de modo que —por ejem plo— el desarrollo de repetidos ciclos de congelación y deshielo no produce una fragmentación m eteórica de las ro cas si éstas no presentan una porosidad o una fisuración que posibiliten la penetración del agua. Por otro lado, raram ente actúan de forma aislada o independiente sino que se combinan tendiendo a controlarse y a facilitarse el trabajo; por ejem plo, la oxidación superficial o la formación de pátinas posibilita la d es cam ación y la disolución e s im prescindible para el desarrollo de la alteración hidrolítica, pues de ella depende el aporte de los reactivos y


la liberación de los productos de las reacciones químicas. Así, pues, las acciones m eteóricas no sólo facilitan la actividad de los procesos de desplazamiento de partículas sino que también se preparan mutua mente el material.

7.2. Los p ro ceso s de fragm entación o «clastias» Los procesos m ecánicos de meteorización o clastias se definen co mo fragmentaciones o desagregaciones del roquedo aflorante al verse sometido a esfuerzos derivados de variaciones térmicas o hídricas, caracterizándose por producir partículas sueltas de diverso tamaño y forma angulosa (clastos ) cuya naturaleza petrológica no difiere en nada de la del material rocoso de que proceden. Según el factor principal responsable del desencadenamiento de los citados esfuerzos m ecá nicos, se distinguen en Geomorfología clastias de origen térmico y clas tias de origen hídrico; entre las primeras se encuentran la termoclastia y la crioclastia y, entre las segundas, la hidroclastia y la haloclastia.

7.2.1. L a te rm o clastia

R ecibe el nombre de term oclastia la fragmentación o desagregación superficial de una roca coherente como consecuencia directa de los cambios de temperatura que la afectan. Estos son cap aces de provocar una alternancia de fenómenos de dilatación y retracción que, al afectar de forma desigual a la m asa rocosa debido a su limitada conductividad térmica, se traducen en tensiones m ecánicas: mientras que en los nive les externos se registran variaciones de volumen, la m asa interna no afectada por las pulsaciones de la temperatura ambiente se mantiene volumétricamente estable. Este diferente comportamiento es suceptible de desem bocar en un efecto de separación de las partículas superficia les que puede manifestarse en una d esag reg ació n granular (despren dimiento de granos o elementos pequeños), en una descam ación (dis yunción de placas) o en un cuarteam iento (fragmentación superficial en clastos cuadrangulares de tamaño medio). En realidad, este mecanismo aparentemente de gran simplicidad y generalidad, registra una amplitud de actuación y una competencia muy inferiores a las que teóricamente cabría esperar, hasta el punto de que —después de habérsele atribuido una gran importancia en la m e teorización de las rocas— se ha llegado a considerar que no pasa de ser un proceso de esca sa trascendencia geomorfológica directa, cuya actividad precisa unas condiciones particularmente favorables y se de


sarrolla ca si siem pre en colaboración con otros. Por de pronto, para que se produzca la ruptura o fragmentación e s preciso que exista una discontinuidad relativamente m arcada en la penetración de las ondas térmicas, capaz de actuar como solución de continuidad entre niveles de roca que llegan a niveles térm icos notablemente distintos. Y esto no ocurre en una m asa rocosa sana y hom ogénea, ya que la penetración y la atenuación de las ondas caloríficas e s en ella gradual, sin saltos; ello explica que no se hayan conseguido en laboratorio efectos termoclásticos apreciables sometiendo bloques de roca a repetidos y fuertes cam bios de temperatura. Sólo si previam ente existe un elem ento de dife renciación física susceptible de incidir en la absorción y transmisión de la energía térmica, como por ejem plo una pátina superficial de dife rente color, es posible la formación d e planos o puntos de discontinui dad en los que actúan tensiones ca p a ce s de traducirse en fenó menos de fragmentación o desagregación. Por otro lado, no todas las ro cas responden a la s variaciones de temperatura dilatándose y retrayéndose ni absorben y conducen el calor de la misma forma. El denominado coeficiente d e dilatación e s muy variable en las rocas, hasta el punto de que en algunas de ellas —como, por ejemplo, en las calizas— e s tan d espreciable que la s hace inmunes a toda posible clastia de este tipo. Esto excluye del área poten cial de la term oclastia a extensos sectores de la superficie continental, limitándose dicha área a los afloramientos de material lítico dotado de mayor coeficiente de dilatación, como granito y otras ro cas plutónicas o rocas volcánicas (en especial cuando su coloración e s oscura o intensa). Así pues, en la actualidad se considera que la term oclastia e s un proceso de amplitud y com petencia no muy grandes que está muy con trolado por factores estructurales. Su actuación e s muy lenta y casi siempre no inmediata, pudiendo definirse como la introducción de un efecto de «fatiga» com o consecuencia de oscilaciones térm icas muy numerosas y bru scas que a medio o largo plazo dan lugar a fenómenos de fragmentación superficial en el roquedo. En la mayor parte de los caso s actúa en com binación con otros p rocesos d e meteorización m ás rápidos y eficaces, cuya com petencia colabora a incrementar.

7.2.2. L a c r io c la s tia o g e lifra c c ió n

Al contrario que la termoclastia, cuyo papel en la meteorización ha resultado menor de lo que tradicionalmente s e pensaba, la crioclastia o gelifracción, que se consideraba un p roceso estrictam ente limitado a ámbitos muy fríos d e tipo periglaciar, e s reconocido en la actualidad como la m ás eficaz y generalizada de las fragm entaciones m ecánicas.


Consiste en la ruptura de las rocas como consecuencia de la congela ción y el deshielo del agua acogida en los huecos o fisuras superficia les existentes en ellas, siendo por lo tanto una clastia de origen térmico pero en la que las variaciones de temperatura no actúan directamente sino a través del comportamiento en relación con ellas de un agente, el agua. Como es conocido, el agua al pasar del estado líquido al sólido sufre un aumento del volumen del orden del 10 %, de modo que la con gelación derivada del descenso de la temperatura por debajo de los 0o somete a las paredes de los poros y diaclasas de las rocas dotados de contenido hídrico a unas presiones que pueden llegar a los 15 g./cm2. Estos esfuerzos m ecánicos de carácter distensivo, similares a los deri vados de la introducción de una cuña en una fisura de una masa sólida, son cap aces —de forma inmediata o a través de un efecto acumula tivo— de separar fragmentos de la roca o de producir la disyución de sus elementos o granos. Al ser un proceso que se apoya en la arquitectura de la roca, la crioclastia depende de la existencia en ésta de huecos accesibles a la penetración del agua y presenta una modalidad de acción y una com petencia sustancialmente influidas por la naturaleza y la densidad de los mismos. Así, al actuar sobre materiales porosos o muy densamente diaclasados da lugar a una desagregación generalizada, a una verdadera «pulverización», de los niveles rocosos superficiales; por el contrario, si ejerce su acción sobre materiales com pactos con una arquitectura diaclasada de densidad media o baja, produce un cuarteamiento del ro quedo que resulta fragmentado en clastos de mediano o gran tamaño. D esde este punto de vista e s normal distinguir la microgelifracción, basada fundamentalmente en el aprovechamiento de la porosidad y generadora de partículas muy finas, y la m acrogelifracción, basada prioritariamente en las diaclasas, fracturas y planos de esquistosidad o estratificación que produce fragmentos de mayor tamaño, incluso gran des bloques. Junto con los factores lito-estructurales citados, en la actividad de la crioclastia influyen de forma decisiva la mayor o menor abundancia de agua, sea cual sea su procedencia (precipitación normal, precipitación «oculta», fusión nival, etc.), así como la frecuencia y amplitud de los ciclos congelación-deshielo. Ciertamente, la falta o escasez de agua susceptible de transformarse temporalmente en hielo anula o reduce al mínimo la competencia de la gelifracción; pero hay que tener en cuenta que, bajo condiciones térm icas frías, los fenómenos de condensación en la superficie de los afloramientos rocosos son m ás frecuentes e importantes de lo que parece, permitiendo que este tipo de fragmenta ción m ecánica mantenga su actividad incluso donde los registros m e teorológicos normales indican unos aportes pluviométricos muy bajos.


Por otro lado, e s preciso recalcar que no e s la persistencia de tem pera turas muy bajas la que impulsa la crioclastia, sino la reiteración de las variaciones térm icas que pasan, hacia arriba o hacia abajo, por la tem peratura crítica de congelación del agua o de fusión del hielo: un régi men termométrico perm anentem ente inferior a 0o determina una total paralización del proceso, mientras que la mayor eficacia de éste se registra en áreas donde todos los días del año la tem peratura oscila entre los 5 o 6o y los —6 ó - 7 o. Es pues la reiteración de los ciclos hielo-deshielo, m ás que la ampli tud de éstos, el factor climático fundamental para la determinación de la com petencia de la gelifracción al depender de ella el número de veces que los esfuerzos m ecánicos se ejercen sobre las p ared es de los poros y fisuras. Y e s característico, en relación con ello, que cuanto más competente e s la meteorización crioclástica m ás pequeños tienden a ser los clastos que produce (ya que, sobre un determinado volumen rocoso, un corto número de ruptu ras generará unos pocos fragm en tos de gran tamaño, mientras que un alto número de rupturas g en e rará muchos m ás fragmentos, pero de menor tamaño). Dado que las oscilaciones de la tem peratura no pueden afectar efi cazm ente al interior de las m asas rocosas ni som eter a fenómenos de congelación y deshielo al agua exis tente en él, la gelifracción ha de considerarse en principio como un proceso de meteorización superfi cial. Sin em bargo, la colaboración de otros esfuerzos m ecánicos con los directam ente resultantes del aumento de volumen del agua al con gelarse h acen posible que esta ruptura alcan ce a niveles bastante profundos del roquedo. Con fre cuencia e s la propia fuerza de la gravedad la que colabora, cuando la pendiente exterior del aflora miento e s fuerte: el efecto de cuña del hielo inicia la apertura de una (Fuente: J. Tricart, 1977). diaclasa, la cual se prolonga y am Fig. 7.1. M ecanism o d e la gelifracción asistida por efecto neumático. plía como consecuencia del efecto


gravitatorio de «llamada al vacío», pudiendo llegar a liberar grandes bloques; esta incidencia de la gravedad es especialmente evidente en los «hachazos» de gelifracción que hienden los bolos graníticos en las áreas de montaña. Por otro lado, la propia congelación genera a veces dinámicas cap aces de incrementar los esfuerzos m ecánicos y de trans mitirlos hacia el interior de la roca: un primer hecho a tener en cuenta es que la formación de cristales de hielo tiende a producir en determi nadas circunstancias un efecto de succión sobre los volúmenes de agua próximos mediante fenómenos de capilaridad, de modo que el incremento de volumen por congelación e s mayor —a veces en gran medida— del teórico 10%, como consecuencia de lo cual la apertura de las fisuras se hace mayor y más profunda; y un segundo hecho es que la congelación del agua superficial confina el agua y el aire conte nido en las partes m ás internas de las discontinuidades del roquedo y su incremento de volumen los afecta, pudiendo transmitirse los esfuer zos hacia el interior a través de ellos (mediante lo que se denominan efectos hidráulicos y efectos neum áticos). Así pues, la crioclastia o gelifracción e s un proceso de meteoriza ción m ecánica m ás complejo —y también m ás eficaz y amplio— de lo que podría parecer, no limitándose su actuación a las áreas periglaciares aunque ciertamente sea en ellas donde alcanza un papel más gene ralizado y decisivo en la morfogénesis.

7.2.3. L a h id ro cla stia

Dentro de las clastias o fragmentaciones m ecánicas de origen hídrico el proceso de mayor importancia, y en el que la acción del agua se ejerce de forma directa, e s el denominado hidroclastia. Recibe este nombre el cuarteamiento o la desagregación superficial de ciertas ro cas como consecuencia de variaciones m arcadas en su contenido de humedad (es decir, como consecuencia de alternancias de humecta ción y desecación). Como es conocido, algunos minerales que constituyen las rocas —muy en especial los de naturaleza arcillosa— son altamente higrófilos, pudiendo en relación con esta capacidad de absorber agua hin charse, incrementando significativamente su volumen; igualmente, al d esecarse por evaporación, tienden a recuperar su volumen inicial me diante una dinámica de retracción. De ello se derivan tensiones en el espesor rocoso alcanzado por la humedad y los cambios térmicos am bientales, cap aces de generar importantes sistemas de rupturas. La actividad de este proceso se limita, pues, a las rocas en cuya composi


ción entran las arcillas o que contienen minerales susceptibles de trans formarse en arcillas bajo la acción de otros p rocesos de meteorización; y su com petencia se encuentra inicialmente controlada por el tipo'de arcilla, ya que los distintos tipos de m inerales arcillosos muestran dis tintos coeficientes de dilatación-retracción. Por ejemplo, mientras en la montmorillonita las variaciones del volumen llegan al 60 %, en la caoli nita la absorción o la pérdida de agua apenas se traducen en cam bios volumétricos. Al igual que la gelifracción, la hidroclastia puede actuar a dos escalas dimensionales según se apoye en grandes planos o p eque ños puntos de debilidad de la estructura litológica, generando clastos medios o grandes en el primer ca so y productos de pequeño calibre, en el segundo. Con frecuencia afloran series sedim entarias en las que alternan le chos calcáreo s o areniscosos con lechos arcillosos o arcillo-margosos; dadas estas condiciones, el agua e s captada por estos últimos con lo que se increm ente su volumen. De ello s e deriva la fragmentación de las cap as de caliza o arenisca, quedando sueltos los clastos resultantes cuando, al esta b lecerse condiciones de seguía, los niveles arcillosos se retraen. Otra variante de esta m acrohidroclastia e s la descam ación en placas poligonales que se produce sobre acum ulaciones arcillosas de poco espesor bajo condiciones clim áticas muy contrastadas d esd e el punto de vista hídrico. La m iciohidroclastia , por su parte, actúa sobre ro cas cristalinas al gunos de cuyos m inerales alumínico-silicatados se encuentran altera dos y, como se verá, transformados en arcillas de tipo montmorillonita. Bajo la influencia d e variaciones de humedad s e producen en estos pequeños acúmulos arcillosos alternancias repetidas de dilatación y retracción que provocan una desagragación granular en la superficie del afloramiento rocoso. La influencia en el m odelado de estas accio n es m ecán icas directa mente relacionadas con las variaciones de volumen en función del con tenido en agua no ha sido muy considerada por los geomorfólogos, dado el estricto control litológico y ambiental de las mismas. Sin em bar go, su trascendencia geom orfológica va siendo cad a vez m ás recono cida, aunque siem pre en com binación con los p rocesos de alteración química, de los que —como se verá— proceden las arcillas. Bajo deter minadas condiciones clim áticas p arece que alteración e hidroclastia combinan sus acciones alcanzando altos niveles de eficacia en la m e teorización del roquedo, ya que la primera produce el material que precisa la segunda al tiempo que ésta increm enta la porosidad de dicho roquedo facilitando la profundización del ataque químico.


7.2.4. L a h a lo c la stia

Se denomina haloclastia la fragmentación superficial de las rocas debida a los esfuerzos m ecánicos derivados del crecimiento de crista les de sal acogidos en las fisuras o los poros de las rocas. Dichos cris tales proceden de la evaporación de agua salada que ha penetrado en dichas discontinuidades, por lo que se trata de un proceso que sólo actúa allí donde la salinidad es un aspecto básico del medio ambiente, concretam ente en ciertas áreas áridas y sobre todo en las franjas litora les. Su forma de actuar presenta notables similitudes con la de la gelifracción, aunque su complejidad e s mayor y su eficacia meteorizadora, notablemente inferior. En efecto, cuando agua suficientemente rica en sales disueltas pe netra en cavidades de las ro cas y después se evapora, dichas sales precipitan y cristalizan dentro de ellas, produciéndose el desarrollo de un elem ento sólido del mismo modo que ocurre al congelarse el agua. Sin em bargo, a diferencia de la transformación del agua en hielo al descender la temperatura, la cristalización de las sales disueltas al eva porarse el disolvente no está en sí misma acom pañada de un incre mento significativo de volumen —ya que el volumen de la solución íntegra e s siempre mayor que el de los elem entos disueltos, sustraído el agua— , por lo que no ejerce sobre las paredes de los huecos y cavi dades de las ro cas unas presiones ca p a ces de provocar fenómenos de ruptura. Es el crecimiento de los cristales ya formados, al captar la humedad ambiental o al absorber iones salinos del agua salada rem a nente o nuevamente aportada, el que realmente genera unos esfuerzos m ecánicos cap aces de traducirse en fenómenos de ruptura o desa gregación. Estos fenómenos, relacionados con la segunda fase del proceso (la de crecimiento de los cristales y no la de formación de los mismos) tie nen una trascendencia limitada y, salvo excepciones, generan produc tos o clastos de reducido calibre, ya que difícilmente las diaclasas importantes se llenan de cristales de sal o pueden ser abiertas por el crecimiento de éstos. La haloclastia, por lo tanto, se apoya para su acción casi exclusivamente en los poros y las pequeñas fisuras de las rocas, pulverizando sus niveles externos de un modo similar a la microgelifracción. Por otro lado, como ya se ha dicho, este proceso de m e teorización tiene un ámbito espacial notablemente restringido, cir cunscrito a las regiones muy áridas donde la falta de agua durante lar gos intervalos impide un eficaz lavado superficial, a las áreas donde afloran con profusión m ateriales sedimentarios de naturaleza evaporítica y, sobre todo, a las franjas costeras.


7.3 . L o s p r o c e s o s q u ím ic o s : d i s o l u c i o n e s y a l t e r a c i o n e s

El contacto de las rocas con el medio am biente externo en la super ficie terrestre no sólo se traduce en su ruptura o desagregación, sino que con mucha frecuencia los elem entos — atmosféricos, hidrológicos y bióticos— de dicho medio am biente dan lugar a su descomposición, transformando los afloramientos rocosos en formaciones superficiales (ieluviones , m antos d e alteración, regolitos ) diferentes del material lítico originario no sólo en com pacidad y resistencia, sino también en com po sición mineralógica. Dado que todo cam bio en la mineralogía (sustitu ción de un mineral por otro, desaparición de un mineral o aparición de un mineral nuevo) implica una reacción química m ás o m enos com pleja, e s evidente que existen p rocesos de meteorización que ejercen su acción, no aplicando esfuerzos m ecánicos a la m asa rocosa, sino actuando químicamente sobre la estructura molecular de la misma. Estos procesos de descom posición se caracterizan por la capacidad que la mayor parte de ellos tiene de afectar a un esp esor relativamente importante de material rocoso, por ser especialm ente eficaces sobre roquedo cristalino (y poco adecuados para la meteorización de rocas sedimentarias) y, ante todo, por generar, allí donde actúan, productos de composición cuantitativa o cualitativamente diferente de la roca afec tada y, casi sin excepción, de tamaño muy reducido. En el caso de que dichos productos sólo muestren diferencias químico-mineralógicas cuantitativas con el material originario (sin incluir m inerales de neoform ación), el proceso recibe el nombre genérico de disolución ; en el caso de que produzca formaciones superficiales cualitativamente dis tintas del material originario (en la que están presentes m inerales de neoform ación) , el proceso se denomina genéricam ente alteración.

7.3.1. L a d iso lu ció n m e teó rica

Entendida como proceso físico-químico, la disolución consiste en la disociación en iones de las m oléculas de un cuerpo al ponerse en con tacto con otro que actúa como disolvente; y dicha disociación no im plica, en principio, transformación alguna en la composición química del cuerpo disuelto, el cual al d esap arecer el disolvente vuelve a su organización molecular en el proceso inverso y complementario de la disolución denominado «precipitación». Entendida como m ecanism o de meteorización, consiste en la disociación iónica de algunos com ponen tes de los m inerales que constituyen las ro cas al entrar en contacto con el agua de procedencia atmosférica; y esta disociación, en algunos caso s muy significativos, puede implicar algún cam bio químico en el


material disuelto, el cual es siempre temporal y limitado al tiempo du rante el que se mantiene en disolución, volviendo a su composición ini cial al producirse la precipitación. Aunque a largo plazo y en condiciones adecuadas la mayor parte de los minerales se pueden disolver, la disolución meteórica solamente manifiesta una eficacia significativa en afloramiento de rocas cuya com posición las hace altamente solubles. En general las rocas endógenas y metamórficas presentan un bajísimo nivel de solubilidad, siendo las sedimentarias las m ás sensibles a este tipo de meteorización; y entre estas últimas son las evaporitas (yeso, halita) y las rocas carbonatadas (caliza, dolomía) las más susceptibles al ataque de la disolución. Estos materiales al sufrir dicho ataque se resuelven en dos fracciones, una constituida por los elementos insolubles (normalmente minoritarios) y otra por los componentes minerales solubles (muy mayoritarios en las rocas citadas); y, mientras que la primera perm anece in situ constitu yendo formaciones eluviales de naturaleza arcillosa o arenosa («resi duos de disolución»), la segunda es desplazada solidariamente con el disolvente a mayor o menor distancia hasta, llegado el caso, precipitar formando acumulaciones con frecuencia com pactas de composición mineralógicamente m ás pura que la roca originaria. Teniendo en cuenta los caracteres concretos de la roca y los del agua que actúa como disolvente se distinguen dos tipos de disolución cuyas consecuencias geomorfológicas son de muy distinto nivel: la di solución normal, que afecta a las evaporitas y cuyo agente es (o puede ser) el agua pura, y la disolución kárstica, propia de las rocas carbona tadas y que sólo actúa cuando el agua se encuentra «acidulada» (es decir, cuando lleva en disolución una cantidad significativa de ácido carbónico). La modalidad normal se define como un proceso físico sim ple dotado de gran rapidez de actuación, pero al afectar exclusiva mente a rocas cuyos afloramientos son muy reducidos por no decir excepcionales, su trascendencia en el modelado a escala global es muy limitada. La modalidad «kárstica», por su parte, es un fenómeno más complejo que incluye reacciones químicas tendentes a incremen tar la solubilidad del material Utico y cuya actuación se produce con un ritmo relativamente m ás lento, pero al afectar a unas rocas tan amplia mente representadas como las calizas y dolomías sus consecuencias en el modelado del relieve terrestre son de primera magnitud (hasta el punto de servir de b ase para la diferenciación de un tipo específico de morfología estructural, la morfología k árstica ). La disolución kárstica e s en realidad una combinación de acciones físicas y químicas, ya que implica una transformación de los carbonatos de calcio y magnesio, muy poco solubles, que forman el roquedo calcá reo en bicarbonatos, de altísima solubilidad, mediante la acción quí


m ica del ácido carbónico, tras lo cual esta sal se dispersa iónicamente en el agua. Según los autores que la han analizado en profundidad esta disolución-corrosión consta de tres etapas o fases, que no siem pre lle gan a desarrollarse en su totalidad ya que el proceso ce s a e incluso se invierte al llegarse o superarse un estado de equilibrio entre el bicarbo nato cálcico, el ácido carbónico contenido en el agua y el anhídrido carbónico del aire. En la primera etapa se produce una disolución nor mal de esca sa cuantía en la que una pequeña cantidad de carbonato se disuelve directamente en el agua (alrededor de 10 miligramos/litro según la temperatura ambiente). En la segunda etapa comienza la a c ción química del ácido carbónico contenido en el agua, el cual re a c ciona con el carbonato inicialmente disuelto produciendo bicarbonato cálcico; como la cantidad de calcita e s reducida, esta acción e s rápida y solamente consum e una pequeña parte del g as carbónico normal mente contenido en el agua de procedencia atm osférica (de lluvia o de fusión nival), de modo que pueden disolverse directamente otros 10 mg./l. de carbonato que a su vez se transforman en bicarbonato, reiterándose el proceso mientras quede g as en disolución. Una vez que el stock de C 0 2 ha llegado a consumirse, se p asa a la tercera etapa o fase, que es la m ás importante d esd e el punto de vista de la cuantía total del ataque meteórico: la desaparición en la fase anterior del ácido carbónico libre inicialmente disuelto determina el establecim iento de un desequilibrio con el medio atmosférico, que se traduce en la captación por el agua de nuevo g as carbónico a partir del aire, en una cantidad que varía no tablem ente según la presión y la tem peratura de éste; com o co n se cuencia de ello vuelven a produ cirse las fases primera y segunda, de lo que se deriva una pérdida m ás o m enos importante de m asa en la ro ca carbonatada. Pero esta reiteración cíclica de acciones no se repite indefinidamente, sino que cesa cuando el agua que actúa como Fig. 7.2. Perfil d e un manto d e alteración agente de meteorización llega a sasobre ro c a granítica. turarse de bicarbonato cálcico —lo


cual depende, entre otros caracteres, de su temperatura y de su movi lidad— y queda libre en disolución una cantidad de C 0 2 equilibrada con la ambiental. Cuando, conseguido este equilibrio, las condiciones térmicas o dinámicas del agua cambian, puede reanudarse el proceso —si queda por debajo del nivel de saturación— o bien invertirse, preci pitando una determinada del material disuelto —si, por el contrario, pasa a un estado de sobresaturación—. Según el ámbito y el soporte en que se desarrollen estos procesos de precipitación —en los que los elementos previamente disueltos recuperan su condición de carbona tos—, generan concreciones, geodas, estalactitas y estalagm itas, travertinos, tobas o distintos tipos de costras. Fenómeno muy generalizado, dada la amplitud de afloramiento del roquedo calcáreo, la disolución kárstica presenta una eficacia muy dis tinta según los caracteres térmicos e hídricos del clima, el tipo de apor te de agua atmosférica (lluvia, nieve) y la densidad y los caracteres de la cubierta vegetal. Puede decirse que alcanza su mayor competencia allí donde se combinan elevada pluviosidad, alta temperatura y vegeta ción densa capaz de incrementar la acidez del agua mediante el aporte de los productos de su actividad o de la descomposición de sus restos; igualmente su competencia es importante en las áreas donde las preci pitaciones son en forma de nieve y la cubierta nival (particularmente favorable para la conservación del gas carbónico incorporado a atrave sar la atmósfera) se mantiene largamente sobre un roquedo calcáreo descubierto.

7.3.2. L a a lte ra ció n m eteó rica: c a r a c te r e s g en erales

Bajo la denominación de procesos de alteración se incluyen las ac ciones m eteóricas de carácter fundamentalmente químico consistentes en la transformación total o parcial, pero definitiva, de los componentes minerales de las rocas. Estos procesos de «descomposición» pueden transformar el material lítico, no sólo superficialmente sino hasta algu nos metros (o decenas de metros) de profundidad, en formaciones nor malmente blandas en las que predominan los elementos de pequeño tamaño —arcilla sobre todo— conocidas como m antos d e alteración o alteritas, que están compuestas en parte por minerales «originarios», ya existentes en la roca afectada, y en parte por minerales «de neoformación», generados por la propia acción meteórica. Dicha acción es lle vada a cab o por el agua, por los iones de hidrógeno disueltos en el agua o por el oxígeno del aire sobre todo tipo de rocas, pero su com petencia sólo alcanza niveles decisivos en el modelado del relieve sobre rocas endógenas o metamórficas de textura cristalina y composi


ción alumínico-silicatada o sobre ro cas m etasedim entarias de esta misma composición; la mayor parte de las ro cas sedim entarias son muy escasam ente afectadas por estos procesos, ya que en gran parte son acumulaciones seleccionadas de los productos de viejas alteracio nes y en consecuencia sus m inerales están dotados de mayor estabili dad frente a los ataques químicos.

7.3.3. L a o x id ació n

El m ás generalizado de estos procesos, tanto por la amplitud de su área de actuación como por la diversidad de m ateriales a que puede afectar, pero también el de consecuencias directas m enos importantes es la oxidación. Producida por el contacto del oxígeno del aire con cier tos componentes químico-mineralógicos de las ro cas particularmente favorables para com binarse con él (com puestos férricos, carbonatos, sulfuros, etc.), consiste en la transformación química de éstos en óxidos; una transformación que cam bia la com posición de la superficie externa de los afloramientos, sin penetrar m ás allá de unos milímetros, al tiem po que en la mayor parte de los caso s varía su coloración. Puede decirse que la consecuencia fundamental de la oxidación e s la forma ción de p á tin a s superficiales, casi siem pre de color rojizo u ocre oscu ro, las cuales no implican un incremento de la deleznabilidad del m a terial sino a v e ce s un endurecimiento superficial del mismo. No obs tante, la modificación del comportamiento físico de la fina cap a oxidada —mayor capacidad de absorción de energía térmica, mayor capacidad de dilatación, menor perm eabilidad, etc.— actúa como un decisivo fac tor de intensificación de los procesos de desagregación y fragmenta ción m ecánica (descam ación, desagregación granular, etc.).

7.3.4. L a h id ratació n

La hidratación e s otro proceso de alteración química que afecta, ya con gran intensidad y profundidad, a las ro cas com puestas de forma casi exclusiva por m inerales susceptibles de reaccionar con el agua, es decir de pasar de una composición anhidra a otra hidratada mediante la fijación de m oléculas de agua. Estas ro cas son sobre todo de tipo metamórfico epizonal (esquistos) y metasedimentario (pizarras) com puestas por silicatos alumínicos, los cu ales al hidratarse se transforman en arcillas (es decir, en silicatos alumínicos hidratados) haciendo que no sólo cam bie la naturaleza químico-mineralógica de la roca en un espesor que puede superar la d ecen a de metros sino que su resisten-


cía frente a los agentes erosivos disminuya sustancialmente. También una roca sedimentaria del género de las evaporitas, la anhidrita, es muy sensible a la acción de este proceso de meteorización: al estar compuesta por sulfato cálcico, se transforma cuando fija agua en yeso (es decir, en sulfato cálcico hidratado) y esta transformación química va acompañada de un aumento de volumen del orden de un 30 %. En pre sencia de afloramientos de las rocas citadas, la hidratación tiene una competencia tanto mayor cuanto mayor es la humedad climática y más elevado e s el nivel térmico, ya que en estas condiciones al agente quí mico, el agua, es abundante y las reacciones resultan aceleradas por el calor.

7.3.5. L a h id ró lisis

La oxidación y la hidratación, debido a la escasa profundidad de su acción en un caso y a su limitación a unos tipos concretos de roquedo en el otro, no pueden considerarse procesos de alteración de gran tras cendencia en el modelado. Ninguno de ellos puede com pararse ni en importancia ni en intensidad con la hidrólisis, especialmente adecuada para el ataque químico a todo tipo de rocas compuestas por cristales (plutónicas, volcánicas y metamórficas de alto o medio grado). La pree minencia de este proceso de descomposición del roquedo es tan mar cada que con frecuencia los geomorfólogos hacen sinónimos alteración e hidrólisis y, a tratar de la meteorización química, se limitan de hecho a ésta, generalizando de modo relativamente impropio sus caracteres y sus consecuencias al conjunto de la meteorización química. En términos estrictamente químicos, la hidrólisis es una reacción que tiene por efecto el desdoblamiento de una molécula en presencia de agua; en términos geomorfológicos, es un proceso de meteorización consistente en la combinación hidrolítica de determinados elementos de los minerales que tiene como consecuencia la ruptura de los siste mas de cristalización de éstos. Actúa sobre los componentes silicatados y alumínico silicatados de las rocas (micas, feldespatos, feldespatoides, etc.), destruyendo su estructura cristalina originaria y dando lugar a la progresiva separación de la sílice de los elementos con que se com bina («bases»), a la neoformación de minerales arcillosos y a la libera ción de los elementos metálicos en forma de hidróxidos. Aunque su presencia es imprescindible, el agua no es propiamente el agente que realiza este complejo proceso, sino los iones de hidrógeno positivo (H +) que en mayor o menor cuantía puede contener y que la confieren un comportamiento levemente ácido (o corrosivo); puede decirse que en la hidrólisis el agua desem peña el papel de vehículo de los agentes


y de los productos del p roceso y actúa com o m arco en que éste se desarrolla. El agua pura y también el agua de lluvia tienen un comportamiento alcalino, e s d ecir ca re ce n prácticam ente de agresividad química, de modo que para adquirir cap acid ad hidrolítica han de incorporar los elem entos que la acidifiquen del m edio am biente por el que circulan antes de actuar eficazm ente sobre el roquedo. Estos elem entos proce den en proporción minoritaria de la atmósfera y muy mayoritariamente de la propia superficie terrestre, siendo la actividad de los se re s vivos y la descomposición de sus restos la responsable fundamental de que las aguas de meteorización se transformen en una solución químicamente agresiva. Esto se puede com probar registrando cóm o cuanto m ás im portante e s la cubierta vegetal y mayor e s el volumen de m ateria orgá nica en descom posición sobre el suelo m ás alta e s la acidez del agua (y mayor e s su capacidad para alterar hidrolíticamente las rocas). A diferencia de otros procesos, cuya intensidad o duración sólo se traducen en el mayor o menor volumen y calibre de los productos generados, la hidrólisis presenta caracteres cualitativamente diferentes y tiene distintas consecuencias según el nivel alcanzado en la cadena d e reacciones químicas que la constituyen. Así, se pueden distinguir Temperaturas anuales I°C1

precipitaciones anuales (m m ) C a o lin iz a c ió n

p o d s o liz a c ió n b is ia llitiz a c ió n

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espesor d e la alteración

(Fuente: G. Pedro, 1972).

www.FreeLibros.org Fig. 7.3. Variación d e la intensidad d e la alteración según la latitud y el clima.

182

tres grados o fases en la alteración hidrolítica, a los que s e suele desig nar con los nom bres de argilización montmoríllonítica, argilización cao¡im'tica y laterización. En la primera fase se produce la separación y el «lavado» de una parte de la sílice y la transformación del material alumínico-silicatado restante en arcillas ocre-rojizas o rojas de tamaño cristalino medio o pequeño y notable plasticidad (illita y montmorillonita); en la segunda fase el empobrecimiento en sílice llega a ser muy m arcado y se produce la neoformación de arcillas claras, menos plásti cas y de gran tamaño de cristalización (caolinita); en la tercera fase, la eliminación de la sílice y de una parte de los m inerales arcillosos pre viamente formados permite la concentración de los elementos residua les en forma de hidróxidos de aluminio y hierro, los cuales pueden llegar a precipitar en forma de concreciones o corazas de gran consis tencia (lateritas ). Al producir partículas de pequeño tamaño (los cristales de arcilla siempre tienen menos de 2 mieras) susceptibles de ser accionados en disolución coloidal, la hidrólisis no sólo modifica la composición quí mica del material rocoso aflorante sino que cam bia también los carac teres físicos del mismo, ablandándolo e incrementando su porosidad salvo en el caso de una laterización generalizada (a la que muy excep cionalmente se llega). En la mayor parte de los caso s estos cambios no afectan al volumen de la roca, que mantiene tras la hidrólisis la misma forma, configuración y textura aparente. Los afloramientos de granito presentan ejem plos particularmente claros de esta alteración isovolumétrica: en ellos pueden observarse mantos alteríticos en los que el «esqueleto» constituido por los cristales de cuarzo —muy difícilmente atacables por la hidrólisis— perm anece intacto dentro de la m asa arci llosa procedente de la transformación de m icas y feldespatos y cuya porosidad alcanza el 20 % (frente al 1 % del granito sano). Al existir esta elevada porosidad, el agua percola con facilidad y atraviesa estos man tos de «roca podrida» de modo que bajo ellos la hidrólisis puede conti nuar su actuación e incluso aumentar su eficacia gracias al efecto de «compresa» o esponja húmeda que el propio manto realiza. Esto ex plica que, bajo condiciones favorables, se pueden observar espesores de ro ca alterada de hasta 40 ó 50 m. y que bajo ellos siga activo el

frente d e alteración. La eficacia y la intensidad de la hidrólisis, y en general de todos los procesos de alteración, se encuentra condicionada en principio por la composición químico-mineralógica concreta de las rocas sometidas a su actividad, ya que la estabilidad química difiere de unos minerales a otros dentro del género de los silicatos alumínicos (por ejemplo, la mica blanca o moscovita e s particularmente estable mientras que la mica negra o biotita y ciertos tipos de feldespatos como la plagioclasa


muestran una alta fragilidad). De otro lado, la com petencia y el nivel de este tipo de meteorización depende de la cantidad de agua disponible, de la acidez de la misma y de su ritmo de percolación: cuanto mayores son los volúmenes hídricos, mayor es su contenido en sustancias agresi vas y m ás continuado e s su contacto con la ro ca m ás importante cuanti tativa y cualitativamente e s la alteración. Pero ésta tam bién se encuen tra fuertemente influida por la temperatura, puesto que el nivel térmico controla, de un lado, el ritmo de las reaccio n es quím icas y, de otro, la actividad de los organismos responsables d e la acidificación del agua: cuanto m ás elevada e s la tem peratura m ás activas son las reacciones, de modo que en torno a los 0 o la hidrólisis queda prácticam ente parali zada mientras que a 30 ó 35° alcanza su máxima com petencia. Como consecuencia de todo esto la alteración hidolítica alcanza su óptimo en los afloramientos cristalinos de la zona tropical y c a re c e de significado en las regiones frías.


Los procesos iniciales de transporte: la dinámica de vertientes

8.1. L a dinám ica de vertientes: naturaleza y tipos La transformación de los afloramientos rocosos compactos en for maciones detríticas o en mantos de alteración susceptibles de ser pues tos en movimiento e s competencia de los procesos meteóricos de pre paración de material; la evacuación de estos productos, por su parte, corre a cargo de agentes geomorfológicos altamente complejos y po tentes que en la mayor parte de los casos se localizan y actúan directa mente sobre franjas minoritarias del territorio (cauces o lechos), los cuales pueden ser relativamente estables y permanentes (como los ríos o los glaciares) o bien estar dotados de una cierta movilidad espacial y una más o menos m arcada discontinuidad espacial (sistemas de arro yada, flujos de viento). Para el desarrollo del modelado del relieve es necesaria, por lo tanto, la existencia y la actuación de procesos encar gados del transporte de los derrubios o de los productos de la meteori zación química desde donde se producen hasta el ámbito de acción de los citados agentes de evacuación. A este tipo de procesos se los de signa en Geomorfología con el término genérico, quizá no del todo ade cuado, de dinám ica d e vertientes ; y gracias a ellos siguen y seguirán existiendo amplias extensiones de afloramiento directo del roquedo en la superficie de los continentes, ya que sin su constante funcionamiento


los productos de la meteorización ya habrían recubierto totalmente las estructuras geológicas. D esde el punto de vista de su función en la m orfogénesis, la diná m ica de vertientes puede definirse com o el conjunto de p rocesos de desplazamiento de partículas a corta o media distancia desarrollados en los sectores del territorio situados fuera de los cau ces de los gran d es agentes de evacuación (es decir, en el ámbito de los interñuvios). Y su actuación se articula no sólo con la de la meteorización, que propor ciona el material, sino también con la de los ríos, glaciares, etc., que al evacuar una parte del mismo mantienen su funcionamiento. A diferencia de los procesos de preparación del material, que obtie nen su energía de gradientes térm icos o hídricos y de reaccio n es quí micas, las acciones de dinámica de vertientes se caracterizan por tener un carácter genéricam ente gravitatorio y «clinotropo», e s decir por ser impulsadas por la fuerza de la gravedad a través de la pendiente. Dado que cada sector superficial dotado de pendiente apreciadle en un de terminado sentido recibe en topografía el nom bre de vertiente, está jus tificada la denominación dinám ica d e vertientes para referirse a di chas acciones geom orfológicas. En unos ca so s la actuación de la g ra vedad, controlada por la inclinación y la rugosidad de la vertiente, es directa, desencadenando y manteniendo por sí misma el desplaza miento de los derrubios; en otros ca so s no e s directa sino que se rea liza por medio de o con el apoyo de algún agente, que de uno u otro modo casi siem pre e s el agua. Puede así esta b lecerse una primera distinción entre accio n es gravitatorias , en las que el desplazamiento no precisa un impulso (aparte del derivado de la meteorización) ni un agente y se realiza para ca d a partí cula en estricta conformidad con las leyes de la gravedad sobre plano inclinado, y p ro c e so s indirectos d e dinám ica d e vertientes , en los que e s necesario un impulso inicial y / o existe un agente transportador o facilitador del movimiento. Dada su fundamental simplicidad, las accio nes gravitatorias apenas presentan m odalidades o variantes y tienen siempre el carácter de desplazam ientos elem ento a elem ento o p a rtí cula a partícula. Los p rocesos indirectos, por el contrario, muestran multitud de m odalidades o variantes, pudiendo tener según los ca so s el carácter de desplazam ientos elem ento a elem ento, el de d e sp la z a m iento en m asa o el de arra stre p o r escorrentía.

8.2. L a s a cc io n e s g rav itato rias d ire c ta s: la «caíd a libre» Ciertas vertientes presentan una dinámica y una evolución morfoló gicas desarrolladas sólo bajo los efectos de la acción directa de la g ra


vedad. Esto ocurre cuando en su parte superior actúan procesos de fragmentación eficaces y la pendiente permite que los clastos resultan tes caigan y se desplacen sin m ás limitación (ni «facilitación») que la rugosidad de la propia superficie inclinada. Si los fragmentos no son muy voluminosos y pueden normalmente mantener su individualidad y su tamaño (es decir no volverse a romper) en el desplazamiento, se habla de caída libre o acción gravitatoría libre, mientras que, si los fragmentos son muy voluminosos y se rompen en su caída por la ver tiente, se habla de desprendim iento. En caída libre los clastos se desplazan en tanto que la pendiente mantiene una inclinación suficiente para que el peso de éstos supere al efecto de roce y se detienen allí donde la resistencia derivada de la rugosidad llega a com pensar la tendencia gravitatoria al descenso. Como consecuencia de ello este tipo de dinámica de vertientes tiende a generar superficies desarrolladas sobre derrubios sueltos caracteriza das por el estado de equilibrio de todos los elementos que las constitu yen, lo cual se traduce en perfiles transversales de gran regularidad y forma básicamente rectilínea —vertientes reg lad as o vertientes Richter — , cuya inclinación concreta e s función del tamaño y la forma de los derrubios. Dicho estado de equilibrio es, sin embargo, sumamente frá gil, ya que, al actuar unos clastos como freno al desplazamiento de otros, cualquier movilización local desencadena una reactivación del movimiento descendente que afecta a un alto número de fragmentos. En conjunto, el perfil tipo de una vertiente de gravedad activa consta de tres partes, que de arriba a abajo son: el escarpe, el talud y el enlace basal. El e sca rp e o cornisa ocupa la parte superior de la ver tiente, se desarrolla sobre la roca in situ y e s el ámbito en que la meteo rización produce el material; su pendiente siempre es superior a 45 ó 50.°, ya que si e s menor el desplazamiento de los derrubios no llega a iniciarse (es decir, el proceso se bloquea por no haberse superado la «pendiente límite de salida»). La vertiente reglada propiamente dicha o talud se localiza por debajo del escarpe, teniendo un desarrollo altitudinal que puede ser mayor o menor que el de este último según la dura ción del proceso, y presenta una inclinación que expresa la resultante del equilibrio gravitatorio de los derrubios según su tamaño y forma; dicha inclinación oscila entre los 30 y los 40.°, ya que por encima de este último valor difícilmente los clastos llegan a detenerse (es decir, se encuentran con una topografía por encima de la «pendiente límite de acumulación»), salvo en el caso de lajas muy aplanadas. Finalmente, el enlace b a sa l e s una pendiente de modesta inclinación —del orden de 1 0 ,°— y forma suavemente cóncava que enlaza el talud con el pie de la vertiente, estando constituida normalmente por clastos de calibre supe


rior al normal que, debido a su mayor peso, no han podido ser reteni dos m ás arriba. Este perfil tipo modelado por la acción gravitatoria se desarrolla especialm ente bien cuando existe una alimentación abundante y regu lar de derrubios, sobre todo si éstos tiene tamaño medio o pequeño. Dadas estas circunstancias, la perfección m orfológica de las vertientes regladas e s espectacu lar y su evolución resulta particularmente rápida. Dicha evolución, que no afecta sólo al recubrimiento detrítico de la ver tiente sino también a la configuración d e la ro ca in situ, tiende a incre mentar la extensión del talud recubierto de derrubios y a ir reduciendo correlativamente el escarp e rocoso, el cual al cab o del tiempo llega a d esaparecer con lo que —al ce sa r la alimentación de clastos— ce s a el proceso, quedando transformada toda la vertiente de b a se a culmina ción en vertiente Richter. Al llegar a esta situación de equilibrio genera lizado, la ausencia de movilidad perm ite que la vertiente d e grave dad com ience a ser colonizada por la vegetación y afiance su estabili dad morfológica, la cual sólo se rom pe en caso de zapa de la b a s e del talud, de removilización por escorrentía subsuperficial de la parte in terna del depósito detrítico o por una nueva fragmentación del material coluvial capaz de cam biar su calibre y su forma; en estos caso s se re a nuda el d escenso de los clastos y puede incluso reap arecer la ro ca en el tramo alto de la vertiente.

Fig. 8.1. Talud y con o s d e derrubios g en erad os por la acción gravitatoria libre.

Cuando la acción gravitatoria actúa, conforme a las pautas evoluti vas indicadas, bajo cornisas afectas por la fragmentación m eteórica de forma generalizada y hom ogénea, se desarrollan talu d es continuos que muestran un en lace regular con los escarp es rocosos que los alimen tan; cuando, por el contrario, existen en la cornisa que actúa com o área


fuente de los derrubios factores (estructurales, topoclimáticos, etc.) que determinan la concentración de meteorización en áreas puntuales, los perfiles topográficos reglados divergen a partir de éstas configu rando conos d e derrubios, muy frecuentes en las regiones de alta mon taña. D e la coalescencia de varios de estos conos coluviales puede resultar la aparición de taludes com puestos , cuyo enlace con la cornisa presenta un dibujo festoneado con ápices que apuntan a las áreas de preferente producción o canalización de clastos.

8.3. Los desplazam ientos indirectos elemento a elemento: el «creep» Además de la forma de desplazamiento antes descrita, en que las partículas reciben su impulso de salida del propio proceso de meteori zación m ecánica que las genera y se desarolla sin la colaboración de ningún agente, existen —según se indicó— modalidades de transporte sobre las vertientes que precisan un impulso inicial ajeno al proceso de preparación del material (que puede no ser m ecánico) y, en la casi totalidad de los casos, la intervención del agua en estado líquido como agente transportador o facilitador del movimiento. Dentro del conjunto de esta dinám ica d e vertientes indirecta el proceso m ás simple y más parecido a la acción gravitatoria es el desplazamiento y redistribución de partículas sueltas de pequeño calibre sobre una pendiente bajo la acción de su peso al que s e designa en Geomorfología con los términos ingleses de c re e p y c reep in g o, menos frecuentemente, con el caste llano de reptación. Esta simplicidad y similitud derivan de que se trata de una acción que también se desarolla elemento a elemento y «en seco» (es decir, sin colaboración de agua como agente lubrificante o de flujo), acom odándose igualmente cada partícula en la posición don de encuentra su equilibrio gravitatorio según su calibre y la pendiente y rugosidad de la vertiente. Se diferencia, sin embargo, de la citada a c ción gravitatoria por el menor tamaño de las partículas a las que afecta (arena y grava pequeña sobre todo), por el tipo de meteorización del que éstas proceden (desagregación granular o alteración) y, funda mentalmente, por la necesidad de un impulso de salida que las d ese quilibre y las ponga en movimiento. Entre los fenómenos cap aces de desencadenar y mantener esta imperceptible pero eficaz reptación de pequeños derrubios sobre las vertientes se encuentran la dilatación y retracción de los elementos arcillosos que con frecuencia los acompañan, la deformación de la m asa detrítica por formación de hielo (crioturbación ), la segregación de agujas de hielo (pipkrake ) que levanta las partículas superficiales y las inestabilizaciones derivadas de la presencia y la actividad de los


seres vivos (desde el crecim iento de las raíces de las plantas y la acti vidad de los anim ales excavadores hasta el paso del ganado o las labores agrícolas). Sin duda, las variaciones de volumen de la fracción arcillosa de las formaciones superficiales, derivadas de sus cam bios de humedad, son uno de los factores m ás eficaces y generalizados del c re e p : sobre una superficie inclinada (incluso m edianamente) esta alternancia de hinchamiento y retracción a escala milimétrica e s capaz de inestabilizar y hacer rodar los granos de arena con una eficacia que puede llegar a cam biar de modo muy significativo el grado de inclinación y la forma de la vertiente. Prácticam ente idéntica e s la forma de actuar de la con gelación de la humedad en el interior de las form aciones m eteóricas; el hinchamiento derivado de ella inestabiliza las partículas, las cu ales — al producirse la retracción consiguiente al retorno de las tem peraturas a niveles superiores a los 0.°— ruedan hacia la parte inferior de la ver tiente. Pero, sin duda, la m ás eficaz de las m odalidades de c re e p no relacionada con acciones bióticas e s la provocada e impulsada por la congelación de la humedad superficial en forma de agujas de hielo; estas agujas de hielo de exudación o p ip k rak es, cuya longitud puede ir desde 1 ó 2 mm. hasta 5 cm. y que se forman durante las horas más frías de la noche, crecen en sentido perpendicular a la vertiente y son cap aces de levantar arenas, gravas e incluso pequeños cantos, todos los cuales s e desplazan con gran eficacia al fundirse el hielo durante el día. En las áreas de montaña de la zona templada y también en la alta montaña intertropical, donde son frecuentes los contrastes térmicos diurnos, esta modalidad de c re e p alcanza una gran importancia y competencia. Mención aparte m erece la reptación de origen biótico, en la que el impulso inicial del desplazamiento coluvial proviene de la actividad de los seres vivos. Aunque el crecim iento de los órganos subterráneos de las plantas provoca deform aciones ca p a ce s de movilizar partículas fi nas en superficie, la importancia de los desplazamientos producidos es e sca sa dada la lentitud del citado crecim iento. M ás importancia tiene la actuación, m ás generalizada de lo que puede pensarse, de los anima les excavadores, (lombrices, hormigas, termitas, roedores, etc.) en rela ción con la cual el creep puede afectar también a partículas proceden tes del interior de las form aciones meteorizadas.

8.4. Los desplazam ientos en m asa Dentro del género de los desplazam ientos en m asa, en los que el impulso inestabilizador y el subsiguiente movimiento afecta a volúme


nes importantes de material, se diferencian dos tipos fundamentales según el estado en que dicho material se encuentre al movilizarse y el modo de realizarse el desplazamiento: cuando la m asa que cam bia de lugar a impulso de la gravedad no se encuentra saturada de agua y mantiene básicam ente sus caracteres originarios, consistiendo su tras lado pendiente abajo en un resbalamiento se habla de deslizam ientos ; cuando, por el contrario, la m asa s e desplaza tras haber adquirido con sistencia fangosa por absorción masiva de agua, como consecuencia de lo cual puede llegar a fluir, se habla de soliñuxiones.

8.4.1. Los d eslizam ientos

A diferencia de la práctica totalidad de los procesos de vertiente, que afectan a productos de meteorización o a rocas similares a ellos en cuanto a deleznabilidad, los deslizam ientos pueden afectar tanto al roquedo compacto, aprovechando sus discontinuidades estructurales, como a las formaciones superficiales, utilizando en este caso como superficie de resbalamiento horizontes de acumulación de arcillas. Así en Geomorfología se h ace distinción entre los deslizam ientos d e ro cas (.rockslide ) y los deslizam ientos d e tierras Qandslide). Los deslizamientos de rocas, también conocidos como deslizam ien tos en lám ina , tienen cierta similitud formal con los desprendimientos gravitatorios, pero el volumen de material movilizado suele ser notable mente mayor y el mecanismo e s distinto. En ellos el impulso no procede de una fragmentación m ecánica, sino del descohesionamiento de un gran panel rocoso al alterarse y hum edecerse una fisura importante y adecuadam ente dispuesta en relación con la inclinación y la forma de

A

(Fuente: P. Birot, 1959).

www.FreeLibros.org F ig. 8.2. M ecanism o d e los «pipkrakes» y su efecto favorable al movimiento de partículas sobre la vertiente.

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la vertiente; sólo si el plano de discontinuidad (fractura, diaclasa, super ficie de estratificación o esquistosidad) e s oblicuo a la vertiente y tiene un buzamiento adecuado en relación con el p eso de la m asa subya cente se d esencad ena la dinámica de deslizamiento que tiene el ca rá c ter de desplazamiento en lámina relativamente rápido. Los deslizamientos d e tierras presentan caracteres diferentes, ya que el material a que afectan ya se encuentra m eteorizado y c a re c e de discontinuidades estructurales propiam ente dichas. Es p reciso por ello que, previamente y a lo largo de un intervalo temporal a v eces dilatado, s e g enere por la propia dinámica interna de la formación superficial o coluvial una discontinuidad capaz de servir de factor de d espegu e y de pista de resbalam iento al hum edecerse. Según la profundidad a que se forme dicha discontinuidad, el deslizamiento será «superficial» —y po co voluminoso— o bien «profundo» y voluminoso. Las investigaciones realizadas muestran cóm o las citadas discontinuidades no estructurales coinciden con niveles u horizontes de arcilla capaz de adquirir un com portamiento plástico y deslizante en presencia de agua abundante; y e s característico que su perfil transversal sea curvilíneo y cóncavo (tanto m ás cuanto mayor sea su profundidad) com o consecuencia del modo de percolación del agua en las form aciones superficiales de vertiente. El lavado de estas form aciones por las aguas de infiltración provoca la formación de este tipo de niveles arcillosos incurvados y tangentes en su b ase a la vertiente inicial, los cuales, el carg arse de agua, ponen en m archa el deslizamiento de tierras. Este comienza con la aparición de una grieta (falla p a n a m e ñ a ) y presenta siem pre un cierto componente rotacional, pudiendo desencad enarse incluso sobre superficies d e pen diente no dem asiado marcada. No obstante, estos desplazam ientos en m asa alcanzan su mayor fre cuencia y com petencia en los ámbitos donde las vertientes son vigoro sas y extensas, alcanzando su máxima importancia cuando existen ad e m ás factores tectónicos o bioclim áticos que acusan la inestabilidad geodinámica. Fuera de estos ámbitos, casi siem pre montañosos, los fenómenos de deslizamiento se desarrollan a menor esca la y afectan a una tipología m ás limitada de m ateriales, siendo con notable frecuencia desencadenados (o al m enos facilitados) por las actividades humanas.

8.4.2. L a s so liflu x io n es

La solifluxión es, como se deduce de la etimología del término, el desplazamiento de una m asa que ha adquirido carácter fangoso al saturarse en agua y com o consecuencia de lo cual puede fluir sobre el substrato no saturado (y por lo tanto estable) de la vertiente. Se trata,


en consecuencia, de una modalidad dinámica que afecta exclusiva m ente a materiales deleznables con alto contenido en arcilla, altamente higrófilos y susceptibles de transformarse en barro cuando alcanzan un alto contenido en agua (en estado líquido). La presencia abundante de este elemento, sea de la procedencia que sea (pluvial, freática, de fusión, etc.), e s igualmente imprescindible para su funcionamiento. La captación de agua por el material arcilloso tiene como consecuencia inmediata un aumento de peso de las formaciones y un incremento de la tendencia de éstas a descender por las vertientes; al mismo tiempo, la colmatación de los huecos por un líquido facilita la movilidad de los componentes, al reducir, como un lubrificante, el roce entre ellos; final mente, el aumento de volumen derivado de la humectación favorece el despegue de la m asa saturada con respecto al substrato. De este mo do, alcanzado el límite d e fluidez de los niveles superficiales y estable cido el plano d e discontinuidad hídrica con respecto a la base estable, se produce el despegue y el flujo de la formación flanglomerática con trolado y orientado por la configuración original de la vertiente. Dentro del conjunto de los desplazamientos en m asa la solifluxión es, sin duda el proceso m ás importante y generalizado y también el que muestra una mayor riqueza de modalidades dinámicas, pudiendo tener, en relación con esto, consecuencias geomorfológicas muy diversas. Por de pronto, puede desarrollarse de forma difusa y relativamente conti nua o bien de forma localizada, discontinua en cierto modo brusca. En el primero de los caso s no suele introducir grandes accidentes en las vertientes e incluso tiende a atenuar o empastar los ya existentes, mien tras que en el segundo lo normal es que genere importantes rupturas locales de pendiente. El caso m ás significativo y claro de la solifluxión generalizada es la denominada solifluxión laminar, consistente en un lento y frecuentemente repetido descenso de una cap a fangosa formada de modo simultáneo a lo largo de toda la vertiente. Esta capa fangosa, siempre de limitado espesor, va empastando y suavizando la topografía sin introducir, cuan do la inclinación e s moderada, accidentes apreciables. Sobre fuertes pendientes, sin em bargo, esta superación generalizada del umbral de fluidez se descom pone en una serie de pequeños desplazamientos es calonados (similares, aunque a una escala dimensional infinitamente menor, a los cabalgam ientos o «escamas» de las cap as afectadas por la tectónica): dentro de la lámina solifluidal el desplazamiento de las partes bajas se acelera menos y cesa antes que el de las partes relati vamente m ás altas, las cuales por la inercia del movimiento se defor man y «cabalgan» a las primeras, dando como consecuencia la apari ción en la vertiente de multitud de pequeños escalones discontinuos o tenacillas que, vistos desde lejos, se asem ejan a las sendas marcadas


por el paso de ganado (de ahí que se las suela denominar con el tér mino francés de p ie d s d e v áche ). Frente a estas m odalidades de actuación en que el despegue de una lámina fangosa se produce, en un determinado momento, en el conjunto de la vertiente, la solifluxión localizada se caracteriza porque esto sólo ocurre en lugares o sectores determinados, produciéndose un desplazamiento mayor o m enor de material m eteorizado mientras que el resto perm anece relativam ente estable. El modelado de los nichos, co lad as y cab allo n es de solifluxión, que accidenta y rom pe la pendiente de las laderas, e s resultado de este tipo de dinámica solifluidal. Los nichos d e soliñuxión son m uescas a modo de «cucharadas» generadas por el desplazamiento de paquetes puntuales de material saturado, los cuales, si tienen una alta fluidez, se extienden vertiente abajo formando coladas fan g o sa s o bien, si su viscosidad e s mayor, se acumulan por delante del nicho dando lugar a una pequeña contrapendiente. Los caballones o lóbulos d e soliñuxión son escalones m arcados y relativa mente extensos (con cierta similitud a los ban cales construidos por el hombre) producidos por desplazam ientos solifluidales importantes y voluminosos que arrancan, no de un punto, sino de una franja limitada pero ya de cierta longitud dentro de la vertiente; en esta franja de pro-

www.FreeLibros.org (Fuente: E. Raisz, 1957).

F ig . 8.3. Deslizamientos d e tipo «landslide».

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cedencia se forma una «cicatriz» de pendiente marcada, mientras que por delante de ella la m asa fangosa, poco fluida, se acumula constitu yendo un lóbulo, de modo que se genera un perfil claramente esca lonado. Así pues, la solifluxión e s un proceso de dinámica de vertientes complejo, variado y amplio que precisa la existencia de material ade cuado y la disponibilidad de caudales importantes de agua en interva los temporales cortos (es m ás favorable para ella la concentración de los aportes hídricos en poco tiempo, por ejemplo en el deshielo, que la distribución regular de unos volúmenes de agua que, aún siendo glo balm ente mayores, no llegan en ningún momento a saturar las forma ciones superficiales). Necesita también que la vegetación no herbácea falte o sea escasa, de modo que, pese a la abundancia de alteritas arci llosas y de agua, s e da mal en las áreas tropicales de selva. Es precisa mente por esta falta de vegetación (o por la reducción de ésta al recu brimiento herbáceo) com binada con una esca sa evaporación y un régi men hídrico particularmente contrastado, por lo que la solifluxión tiene uno de sus óptimos en las regiones frías no recubiertas permanente mente por el hielo; en ellas la alternancia de congelación y deshielo favorece su actividad de forma muy significativa y modula su funciona miento, hasta el punto que los geomorfólogos diferencian una modali dad particular de solifluxión provocada por deshielo a la que denominan geliñuxión. Junto con estas áreas frías periglaciares, las regiones tropi cale s con estación se ca colonizadas por formaciones herbáceas de «sabana» constituyen un ámbito particularmente propicio para la soli fluxión, que en ellas actúa en todas sus modalidades no relacionadas con la congelación del agua y alcanza una gran trascendencia morfo lógica.

8.5. L a arroyad a Además de las acciones gravitatorias directas y de los procesos indirectos de dinámica de vertientes ya citados, el transporte inicial de los m ateriales por los interfluvios puede ser realizado por el agua en movimiento aún no canalizada de forma estable y permanente. Este flujo temporal y no establem ente canalizado recibe el nombre genérico de arroyada y e s capaz de desarrollar un trabajo de modelado de gran originalidad y eficacia que, a diferencia del realizado por procesos anteriormente descritos, no se limita a las superficies mediana o fuerte mente inclinadas (es decir a las vertientes en sentido estricto) sino que afecta también a las áreas interfluviales de e scasa pendiente. Esta posi bilidad de actuación sobre áreas de topografía casi plana, junto con su


com petencia para arrancar y sedimentar partículas en grandes volú menes, adem ás de para transportarlas, ponen a la arroyada en el límite entre los procesos elem entales de m odelado y los grandes mecanismos geomorfológicos de evacuación: teniendo en cuenta su complejidad, su capacidad modeladora y la importancia de la carg a que desplaza ha bría que incluirla entre éstos, pero su falta de canalización en lechos permanentes y la relativamente limitada amplitud de los desplazam ien tos de partículas impulsados por ella aconsejan mantenerla dentro del campo de la dinámica interfluvial o dinámica de vertientes.

8.5.1. L as m od alid ades g eo m o rfo ló g ica s de la arro y ad a

Entendida como fenómeno hidrológico (es decir, como modalidad de escorrentía temporal) la arroyada puede desencadenarse como con secuencia de un aporte masivo de agua, normalmente de lluvia, sobre una superficie no saturada hídricamente o bien como resultado de la liberación de los excedentes de agua tras la saturación de los niveles superficiales en una determinada área. En el primer ca so se presenta como un flujo espacialm ente discontinuo y relativamente lento cuya capacidad de arrastre s e limita a fracciones granulom étricas muy finas (limos, arcillas), debido a que una parte importante del stock hídrico es sustraido por infiltración en unos mantos de meteorización o unos su e los aún deficitarios en agua. En el segundo caso, que normalmente sucede al anterior si el aporte líquido persiste, el flujo se generaliza y tiende a difundirse sobre la superficie afectada, al increm entarse su caudal y su velocidad y, en consecuencia, su cap acidad para movilizar elementos de m ayores calibres. Ciertamente, cuando ya el suelo se encuentra saturado, todos los aportes de agua pueden alimentar la escorrentía superficial y e s entonces cuando la arroyada deja de ser un proceso escasam ente eficaz de lavado (arroyada a re o lar ) de finos para pasar a ser una acción modeladora capaz de desplazar m ateriales de una amplia gam a granulométrica y de introducir notables cam bios en la configuración del terreno. Si, conseguida la saturación de las formaciones superficiales, los caudales hídricos circulantes (alimentados por la lluvia, la fusión nival, etc.) son medianos la arroyada tiende a actuar por m edio de hilos de agua muy numerosos e inestables (.rill) que pueden ya sobreponerse al roce y a la inercia de los elem entos de tamaño m edio efectuando una acción difusa de arrastre conocida en Geomorfología como rill w ash (o arroyada difusa en hilos). Si, dada la misma situación, el volumen de la escorrentía temporal alcanza niveles importantes, la arroyada adquiere una energía capaz de superar todo tipo de rugosidad y de responder a


ella movilizando partículas y m asas de gran importancia; pero esta energía puede ejercerla o aplicarla al modelado de dos formas diferen tes, e incluso contradictorias, según la inclinación topográfica, la natu raleza del material, el grado de concentración temporal de los aportes de agua y la eficacia de la actuación de otros procesos de dinámica de vertientes durante los «tiempos muertos» en que no actúa la arroyada. Cuando la topografía e s inicialmente poco vigorosa y accidentada (con pendiente media o baja), el material rocoso o procedente de la meteorización e s suelto y móvil y en los intervalos de inactividad actúan con cierta intensidad otros p rocesos de preparación y transporte de material, la arroyada sobre superficie saturada adquiere el carácter de un flujo laminar o sh e e t flood: actuando com o una lámina continua y tur bulenta de agua carg ad a de elem entos en suspensión que barre la superficie arrastrando y redistribuyendo grandes cantidades de mate rial (en el que pueden encontrarse partículas de toda la escala granulométrica). Cuando, por el contrario, la pendiente e s mayor y la topografía más accidentada, el material aflorante e s deleznable pero compacto y no actúan con eficacia suficiente otros p rocesos durante los tiempos muertos, la arroyada se h ace c o n c en tra d a , diferenciándose dentro del flujo líneas de escorrentía m ayores ca p a ce s de incidir con cierta pro fundidad en el terreno y de m odelar surcos o canales (a los que en Geomorfología se denomina arro y o s ) susceptibles de canalizar las aguas en ulteriores episodios de actividad y de irse haciendo cad a vez más profundos y m arcados.

8.5.2. L a a c c ió n g eo m o rfo ló g ica de la arro y ad a d ifu sa: lo s g la c is

La acción de la arroyada difusa en hilos («rill wash») y, sobre todo, de la arroyada lam inar («sheet flood») tiene como consecuencia el mo delado de extensas ram pas suave y regularm ente inclinadas que en la literatura geom orfológica han sido denominadas glacis o pedim entos. Estas formas de relieve (a las que, para evitar confusiones s e va a designar sólo con el primero de los dos términos), caracterizadas por su espectacu lar planitud y por encontrarse siem pre al pie de elementos o conjuntos morfológicos destacados que actúan com o área de capta ción de caudales hídricos (impluvium ) y de «área fuente» de parte de los derrubios movilizados por ellos, pueden desarrollarse tanto sobre roca com pacta (g lacis ro co so s o d e erosión ) com o sobre material detrí tico acumulado (g lacis detríticos o de acum ulación ) o incluso com pren der un sector rocoso y otro de acumulación (glacis m ixtos ). Los glacis ro co so s son m odelados por la arroyada difusa sobre roquedo com pacto in situ y muestran en su arranque una separación


www.FreeLibros.org Fig. 8.4. Tipos d e g lacis y terminología utilizada p ara su denominación.

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nítida con las laderas de los relieves que los dominan (a la que se ha dado en nombre de knick)\ resultan de la combinación de una eficaz y generalizada desagregación de las rocas durante los tiempos muertos y una escorrentía abundante capaz de «barrer» en cada episodio de actividad el recubrimiento generado por la meteorización. Los glacis detríticos , por su parte, se desarrollan sobre depósitos de material aca rreado por la arroyada y enlazan con los relieves de la cabecera del impluvium sin ruptura de pendiente ni otro tipo de solución de continui dad; resultan de una fragmentación muy intensa de los afloramientos rocosos, no en el propio área de la rampa, sino en los citados relieves en donde tienen su origen los sistem as de arroyada los cuales extien den a sus pies los productos de dicha fragmentación, recubriendo la roca in situ y generando un plano inclinado constituido por una forma ción detrítica con caracteres coluviales atenuados. Este segundo tipo de glacis puede ser construido bien por una escorrentía que desde el comienzo ca re ce de concentración o bien por un flujo que en la cab e cera montañosa es concentrado y se expande —y junto con él su c a r g a ai alcanzar áreas de menor pendiente. Finalmente, los denominados glacis mixtos son ram pas m odeladas por la arroyada que se desarro llan en su parte alta sobre la roca in situ (relativamente deleznable en la mayoría de los casos) y en su parte baja sobre depósitos detríticos procedentes de la antes citada; son resultado de la combinación de una meteorización particularmente intensa de las áreas de piedemonte y una arroyada difusa de tipo rill que no e s capaz de evacuar los produc tos sino de «limpiarlos» en los sectores altos y acumularlos en los bajos, modelando una rampa suave mediante la articulación de acciones de ablación y acumulación.

8.S.3. L a a c c ió n g eo m o rfo ló gica de la arro y ad a co n cen tra d a : la s cá rca v a s

La arroyada se h ace concentrada cuando —como se ha indicado— los aportes de agua alcanzan una intensidad muy elevada, la pendiente topográfica es importante y la rugosidad de la superficie no es dema siado importante, de modo que los hilos de agua incrementan su cau dal, su velocidad y turbulencia y se hacen cap aces de realizar un apreciable trabajo de incisión, modelando surcos (arroyos ) que, si adquie ren permanencia y se agrupan, adquieren el carácter de cárcavas o

barrancos. En principio, la arroyada concentrada actúa por medio de arroyos paralelos y de similar importancia cuya profundidad e s modesta; pero de inmediato se desencadena un proceso de com petencia y selección que tiene dos aspectos, uno hidrológico y otro más propiamente geo-


morfológico: los «arroyos» que por cualquier razón —mayor pendiente, menor resistencia del material, m ás amplia cuenca d e alimentación, etc.— manifiestan una mayor com petencia erosiva van ampliando su surco y captando por derram e o captura las aguas de los arroyos pró ximos, con lo qu e se va organizando una red de drenaje crecien te mente jerarquizada; este proceso, relativamente rápido aunque desarro llado de modo discontinuo, tiende a m odelar en las vertientes conjuntos o sistem as dendríticos de surcos convergentes aguas abajo qu e re ci ben el nom bre de c á rc a v as o b a d ¡ands. Teniendo en cuenta el ca rá c ter esencialmente esporádico de la escorrentía en régimen de arroyada, los surcos generados por la incisión d e los arroyos tienden a ser oblite rados por la acción de otros procesos de dinámica de vertientes (creep, deslizamientos, etc.) durante los largos periodos de inactividad hídrica; y, lógicam ente, aquellos en que la profundidad d e la incisión e s menor llegan a d esap arecer con cierta facilidad, de modo que cuando se pro duce un nuevo flujo de agua el p roceso de excavación ha de reanu darse desde el comienzo, mientras que en los surcos m ás profundos no se ha producido esta obliteración y e s posible su funcionamiento como canales de escorrentía en sucesivos episodios de actividad de las aguas corrientes. Como consecuencia de todo ello, la concentración de la arroyada y el incremento de su cap acid ad de excavación se disparan, haciendo de este tipo de dinámica de vertientes una de las m ás efica ces y agresivas que existen, ya que e s capaz no sólo d e movilizar recu brimientos detríticos o ateríticos sino también de incidir profundamente en el sustrato rocoso. D adas las condiciones que precisa, la arroyada concentrada no se da de forma natural en muchos m edios bioclim áticos aunque puede ser activada por acción antrópica en casi todos los ámbitos. Puede d ecirse que está ausente allí donde el recubrim iento vegetal e s importante y denso (y no ha sido afectado por roturaciones inadecuadas) y que alcanza su mayor nivel y amplitud de actuación en los territorios afecta dos por la aridez, prácticam ente desprovistos de vegetación, en los que afloran m ateriales arcillosos o m argosos, adecuados para la incisión y el arrastre por las aguas corrientes pero resistentes a los otros p ro ce sos de dinámica de vertientes propios de los m edios áridos. Así, las cárcavas están ausentes en todo tipo de áreas forestales, en topogra fías aplanadas y sobre m ateriales duros o dem asiado sueltos; por el contrario llegan a ser el elem ento fundamental del p aisaje morfológico en las áreas caren tes de vegetación debido a la aridez del clima o deforestadas por el hombre, afectadas por rupturas de pendiente nu m erosas (aunque no sean muy m arcadas) y en las que afloran ro cas o formaciones relativamente blandas pero dotadas de suficiente com pa cidad.


8.5.4. L as form as co m p leja s de arroyad a

Cuando la combinación de condiciones bioclimáticas, topográficas y litológicas que se a cab a de indicar se da a escala regional, y coincide con un régim en hídrico caracterizado por la discontinuidad de los apor tes y el extremo contraste temporal de la escorrentía, el desarrollo y la actividad de la arroyada concentrada adquiere dimensiones excepcio nales y llega a modelar formas que tanto dimensional como morfodinámicamente se salen del nivel de las simples cárcavas. Dichas formas pueden definirse como canales o lechos de funcionamiento temporal alimentados por las cárcavas y a través de los que las aguas y las partí culas movilizadas por la arroyada tienden a ser evacuadas a mayor o menor distancia. Ciertamente, en las regiones semiáridas densam ente incididas por la arroyada concentrada siempre existen eje s de drenaje o colectores de la escorrentía temporal (similares en cierto modo a las arterias flu viales que articulan y canalizan la escorrentía permanente), que en Geomorfología se designan con el término árabe de uadi (en singular ued = río). Estos uadi, que morfológicamente se definen como lechos esca sa o medianamente encajados, anchos y de fondo plano que —a diferencia de los verdaderos ríos— perm anecen normalmente secos, son formas de excavación realizadas por las aguas de arroyada correspondien tes a lo que podrían denominarse «arroyos centrales» de los siste mas de cárcavas; por ello presentan vertientes bien m arcadas modela das sobre los m ateriales de la estructura geológica; su fondo, sin em bargo, se desarrolla siempre sobre material detrítico de acarreo y tiene todos los caracteres de un elemento morfológico de acumulación. Esta asociación en una misma forma de elementos derivados de excavación y de acumulación se aprecia también en otros ejes de drenaje de m e nor rango subordinados a los anteriores, normalmente de mayor pro fundidad, menor amplitud y mayor pendiente longitudinal, designados con el nombre español de ram blas. Estas, al igual que los uadi a los que afluyen, reciben durante los episodios de actividad de la arroyada las aguas que circulan y actúan en las cárcavas, las cuales realizan con gran rapidez importantes acciones de arrastre, excavación y zapa, y van siendo sustituidas, al cesar el aporte de agua e ir disminuyendo los caudales circulantes, por fenómenos de acumulación de la carga detrí tica que rellenan y colmatan sus fondos. La escorrentía que circula y actúa en las ram b las y los uadi es ali mentada en agua y en carga —como se ha indicado— por los sistemas de c á rc a v as o b a d lan d s , caracterizados, cuando debido a la aridez las condiciones son particularmente favorables, por la agudeza de sus per


files, su tendencia a la ampliación y ram ificación y su rápida evolución. Y e s frecuente que la acción modeladora de las aguas canalizadas por estas red es de barrancos resulte significativamente favorecida por la colaboración de fenómenos d e arrastre subsuperñcial conocidos como p ip in g o suffusión. Resultan éstos de la penetración de una parte del agua de arroyada a través de las grietas producidas por la hidroclastia y en su circulación por debajo de la superficie generando sistem as de conductos (pipes) que con relativa rapidez se hunden; este m ecanism o acelera de forma sustancial el desarrollo de las cárcavas, al h acer posi ble una acción directa de las aguas en profundidad y la movilización en muy poco tiempo de grandes m asas de material (sumando al arras trado directamente por el flujo de los arroyos el aportado por el hundi miento del techo de los conductos de suffusión). Los volúmenes de agua y material de arrastre captados durante los episodios de actividad de la arroyada por los «bad lands», canalizados por las ram blas y encauzados por los uadi, sólo en algunos caso s son eficazmente evacuados hasta verdaderas cu en cas de sedimentación debido, por un lado, al carácter discontinuo y a v eces local de los apor tes de agua y, por otro, a la propia importancia de la carg a detrítica puesta en movimiento. Lo m ás frecuente e s que los surcos m ayores que desempeñan el papel de colectores tengan carácter endorreico, es decir sean in cap aces de evacuar fuera del área donde actúa la arro yada: las ram blas y los uadi van perdiendo nitidez formal aguas abajo y terminan en amplias áreas de acumulación a modo de grandes y apla nados conos de deyección a las que se da el nom bre de llap an as. Estas formas de acumulación resultan de la d escarg a sedim entaria masiva de los citados colectores al disminuir la pendiente y el caudal de escorrentía. De este modo, puede d ecirse que en los territorios donde la arroyada concentrada actúa como proceso fundamental de modelado (en los territorios semiáridos especialm ente) se suelen dar condiciones endorreicas tanto desde el punto de vista hidráulico com o morfogenético; unas condiciones que pueden ser reforzadas por la actuación so bre las áreas terminales de acumulación de p rocesos de disolución, haloclastia y deflacción eólica que, al movilizar y poner en condiciones de evacuación una parte del material acumulado, van confiriendo a dichas áreas una topografía suavem ente cóncava, m ás favorable aún para obstaculizar el drenaje externo de las aguas de arroyada y la eva cuación de los m ateriales que transportan (este e s el caso de las cuen ca s cerradas propias de las áreas áridas conocidas como se b ja s o

chotts).


Los cursos de agua y su acción morfogenética

9.1. La e sco rre n tía fluvial y su papel en la m orfogénesis La distinción de unos procesos elem entales de modelado, caracteri zados por desem peñar una labor extensiva sobre sectores relativa mente amplios, y unos grandes m ecanism os morfogenéticos, definidos por su com plejidad y el carácter intensivo de su trabajo centrado en franjas o líneas minoritarias del territorio, constituye uno de los funda mentos metodológicos m ás arraigados de la Geomorfología moderna. Así, ya W. M. Davis se b asa en el postulado de que la génesis del relieve terrestre resulta de la com binación de una erosión areo lar pro pia de los interñuvios, encargada del accionamiento y el desplaza miento inicial de las partículas y una erosión lineal desarrollada a lo largo de ca u ce s (o talw egs) y dedicada prioritariamente a labores de transporte y evacuación. Estos cau ces son las líneas formadas por los puntos m ás bajos del «campo geomorfológico» y, debido a la fuerza de la gravedad, tanto las aguas recibidas como las partículas producidas en la totalidad del territorio tienden a desplazarse hacia ellos y a cana lizarse conforme a su trazado. De este modo, en todas las áreas conti nentales donde los aportes de agua en estado líquido alcanzan un volumen y una continuidad suficientes, sobre los cau ces se establecen corrientes perm anentes de agua, e s decir «ríos», cuyo papel tanto en el drenaje como en la m orfogénesis e s fundamental.


Lógicamente, la acción geom orfológica de los ríos o acción fluvial se centra en los ca u ces sobre los que estos cursos de agua circulan, pero no se limita estrictam ente a ellos, ya que existe una m arcada conexión dinámica con el resto del territorio (es decir, con los interfluvios): al ser, por definición, los citados cau ces la b a se de las vertientes de sus res pectivas cuencas, cualquier variación introducida en ellos por la acción fluvial afecta a la actividad de los p rocesos que actúan sobre ellas; igualmente, como se verá, los procesos de meteorización y dinámica de vertientes desarrollados en las áreas interfluviales influyen en el m ode lado de los ca u ces al influir en la carg a sólida transportada por las aguas en movimiento.

9.2. L a in terp retació n c lá s ic a de la a cc ió n fluvial: la «erosión lineal» y su s controles Considerando que los ríos vienen a ser flujos impulsados por la g ra vedad que se desarrollan sobre una línea sólida, la Geomorfología ha entendido clásicam ente la acción fluvial com o una erosión lineal e fe c tuada por las aguas de acuerdo con las leyes de la hidrodinámica. Según dichas leyes todo fluido en movimiento dentro de un cam po gravitatorio actúa sobre cad a uno de los puntos que forman su talweg con una energía o potencia que e s proporcional a su m asa o c a u d al y a la velocidad con que fluye. Si esta potencia e s suficiente, puede traducirse en el arrancamiento y la puesta en movimiento de partículas, con lo que adquiere trascendencia geom orfológica y da lugar a un cam bio en la forma del cauce. Así, el modelado fluvial consistiría en un cam bio de la forma inicial de los ca u ces tendiendo a modificar aquellos puntos en que su configuración no e s acorde con la potencia del flujo. Hay que tener en cuenta, sin em bargo, que no toda esta energía gravitatoria de los cursos de agua puede transform arse en trabajo de modelado (es decir, en accionam iento y desplazamiento de partículas), ya que una parte de ella ha de consumirse en sobreponerse al roce sobre la línea sólida y, sobre todo, en realizar el transporte de la carg a procedente de la propia erosión fluvial o de los interfluvios; sólo la energía restante o potencia neta, si es que existe, puede dedicarse a labores erosivas. En realidad, la potencia neta de un curso de agua en un punto determinado de su ca u ce puede ser positiva, negativa o nula y ello es lo que controla el sentido de su actividad modeladora. Si la potencia neta e s positiva (es decir, si, consumida la necesaria para com pensar el ro ce y efectuar el transporte de su carga, queda aún un superávit de energía), las aguas tienden a accionar partículas, realizando una labor de excavación o incisión que h ace descen der el cau ce. Si, por el con


trario, e s negativa (es decir, si la energía absorbida en mantenimiento de flujo y transporte supera el valor de la potencia bruta derivada del caudal y la velocidad del río), las aguas fluviales efectúan una labor de d escarg a sedimentando una parte d e los m ateriales que transportan sobre el cau ce, el cual resulta levantado con respecto a su posición previa. Si, finalmente, la potencia neta e s nula (es decir, si la superación del roce y el transporte de la carg a absorben la totalidad de la energía de la corriente, sin que se den superávit ni déficit), el río no realiza tra bajo alguno de modelado sobre el punto o tramo de su cau ce en que ello ocurre, limitándose a fluir encim a de él sin cam biarlo por incisión ni por acumulación. Esta tercera situación, en la que tanto la capacidad de acciona miento com o la de sedim entación de partículas son iguales a cero y el transporte d e la carg a s e desarrolla con eficacia, constituye la referen cia final o el estado hacia el que tienden las acciones de modelado de cau ce desencad enad as por las dos situaciones anteriores: la erosión efectuada por el río allí donde la potencia neta e s positiva no e s ilimi tada, sino que se limita a lo n ecesario para reducir la pendiente del talweg (y consecuentem ente la velocidad y la potencia bruta del flujo) hasta que el excedente de energía haya desaparecido por anulación de la com binación de circunstancias que lo habían producido; igual mente, la acumulación de partículas sobre el cau ce allí donde la poten cia neta e s negativa se limita al volumen necesario para producir un incremento de la pendiente (y consecuentem ente de la velocidad y de la potencia bruta de la corriente) hasta que el déficit de energía haya sido com pensado al ce sa r las circunstancias de que derivaba. Puede decirse, en consecuencia, que la acción modeladora de los ríos sobre sus ca u ce s e s una com binación de procesos de ablación y acumulación tendente a conseguir que en todos los puntos qu e los constituyen la potencia neta sea igual a cero o, lo que e s lo mismo, a conseguir en ellos una pendiente óptima para asegurar el mantenimiento del propio flujo y la circulación sin obstáculos de las partículas recibidas de los interfluvios. Ello pone de manifiesto que la actividad geomorfológica esencial de los ríos e s la evacuación del material producido y despla zado en sus cu en cas y que sus acciones erosivas o de acumulación se limitan a lo n ecesario para que dicha actividad se desarrolle en ade cuadas condiciones, tendiendo a ce sa r en cuanto estas condiciones se hayan conseguido aceptablem ente. 9.2.1. Los c a u c e s flu v ia les y la ev o lu ció n de su p e rfil longitudinal

www.FreeLibros.org Todo talweg o cau ce fluvial se desarrolla desde el lugar en que la concentración de aportes hídricos h ace posible el comienzo del flujo 205

del curso d e agua (c a b e c e ra ) hasta el lugar en qu e dicho flujo indivi dualizado ce s a por haber alcanzado una m asa de agua o h aberse su mado a otra corriente (nivel d e b a s e ) y tiene un p erfil longitudinal y un trazado. El perfil longitudinal e s la configuración topográfica definida por los puntos que forman el cau ce; el trazado, por su parte, e s la forma planimétrica concreta que la línea de agua presenta sobre la superficie terrestre. Y lo fundamental d esd e el punto de vista dinámico e s que, igual que ocurre en las vertientes de gravedad, todos los puntos que constituyen el ca u ce están interrelacionados, de modo qu e cualquier variación registrada por uno de ellos tiende a desencad enar un re a juste de todo el conjunto: el d escen so de un punto (o de un conjunto de puntos) del cau ce por acción excavadora de la corriente da lugar a un aumento de la pendiente en el tramo situado aguas arriba, lo qu e pro voca a un incremento de la velocidad del flujo, y de la potencia erosiva del mismo, estableciéndose también sobre los puntos que lo forman las condiciones para el desarrollo de p rocesos d e excavación; e igual mente todo ascenso de un punto o tramo por acumulación de partículas de la carg a fluvial determ ina una reducción de la pendiente y, co n se cuentemente, de la velocidad y la potencia de la corriente, haciendo que las condiciones favorables a la sedim entación se transmitan aguas arriba del mismo. Puede decirse, pues, qu e el m odelado de los cau ces bajo la acción de los cursos de agua e s un p roceso en que todos los puntos que forman dichos ca u ces funcionan solidariamente y en el que los reajustes de forma (por excavación o acumulación) se propagan en sentido contrario al de la corriente, e s decir tienen carácter regresivo. D esde esta perspectiva, la acción geom orfológica de los ríos viene a consistir en el desarrollo a lo largo del tiempo de los p rocesos n e ce sarios para transformar su perfil longitudinal originario en un perfil a lo largo de todo el cual la potencia neta d e las aguas e s nula, e s decir en un perfil d e equilibrio. Y al tener —como s e acaba de señalar— este pro longado trabajo de transformación topográfica el carácter de una e ro sión regresiva, la consecución de las condiciones de equilibrio entre los parám etros hidráulicos de la corriente y el perfil del talweg comienza en los tramos bajos de éste para irse realizando después sucesiva mente en los tramos m edios y altos, hasta alcanzar finalmente la c a b e cera. D e este modo el nivel d e b a s e , al ser el punto m ás bajo del cau ce, ocupa la máxima jerarquía dinámica dentro del perfil longitudinal, ya que cualquier cam bio de altura que en él se registre desencad ena una oleada d e m o d elad o reg resiv o que afecta a la totalidad del perfil del cauce (de desem bocadura a ca b a cera ): en el ca so de un río que d e sem boca en el mar, todo d escen so en el nivel de éste produce un d e se quilibrio en el nivel de b a se que activa una «oleada» de incisión y va rebajando la altura de todos los puntos del ca u ce d esd e los m ás b a


jos hasta los m ás altos y qu e finalmente da lugar a un retro ceso d e

c a b ec e ra . El ritmo con el que se efectúan estas accio n es d e m odelado de los ca u ce s no e s igual en todos los cursos de agua, sino que la velocidad de propagación de la erosión reg resiv a depende de la resistencia del material, así com o de la velocidad y el caudal de cad a río. Dadas unas condiciones favorables a la excavación en los niveles de base, el rem o delado regresivo se rá tanto m ás rápido (y antes se producirá el retro ce so de c a b e c e ra ) cuanto m ás caudaloso y veloz se a el río y menor sea la resistencia del m aterial sobre el qu e circula. Se esta b lece así una com petencia m odeladora entre todos los ríos que com parten nivel de b a se (e s decir, d esem bocan en la misma m asa de agua), de la cual se deriva — com o se verá a continuación— una jerarquización de los mis m os traducida en im portantes cam bios en el trazado de los cauces. Y hay qu e tener en cuenta que las variables o factores que influyen en ella (caudal, velocidad, resistencia del m aterial de ca d a curso de agua) no son independientes sino que se encuentran íntimamente relaciona das entre sí y resultan decisivam ente influidas a su vez por el propio desarrollo del m odelado fluvial.

9 .2 .2 . L a ev o lu c ió n d e l tra z a d o de lo s c a u c e s : la o rg a n iz a ció n de la s red es flu v ia les

Ciertam ente, el caudal (es decir, la m asa del agua que circula por un río) e s el primer control d e la acción fluvial, ya que cuanto mayor sea su cuantía mayor será tam bién la velocidad del agua y, en conse cuencia, m ás altos serán los niveles de potencia erosiva; de este modo, partiendo de unos perfiles longitudinales originarios prácticamente idén ticos, la eficacia y rapidez del m odelado tendente a la consecución del perfil d e equilibrio se rá siem pre mayor en un curso de agua caudaloso que en otro m enos dotado de agua. Y esta mayor o menor dotación de caudal hídrico depende de la alimentación que cad a río reciba de su c u e n c a , e s decir del territorio que vierte a él, siendo normal que en dos cu en cas contiguas la captación de aguas se a mayor en la m ás extensa y m enor en la de menor amplitud espacial. Así en la com petición mode ladora establecid a entre los cursos d e agua a qu e se ha hecho referen cia tenderán de inmediato a ocupar los prim eros lugares aquellos que d esd e el com ienzo (y por la razón qu e se a ) dispongan de una cuenca vertiente m ás amplia: en un mismo intervalo d e tiempo, la distancia con resp ecto al nivel de b a s e alcanzada por la erosión regresiva (y, en su caso, la im portancia del «retroceso de ca b ecera » ) tenderán a ser mayo re s en los ca u ce s de estos ríos alim entados por un área m ás extensa.


Pero esta ventaja adquirida d esd e el comienzo de unos ríos sobre otros como consecuencia del diferente tamaño inicial de sus resp ecti vas cu encas no se m antiene en los mismos niveles —ni mucho m enos se atenúa— , sino que s e va increm entando exponencialm ente a lo largo del desarrollo de la acción fluvial. Porque la excavación efectuada por la corriente de agua sobre su lecho y el «retroceso de cab ecera» que de ella s e deriva, si la oleada de m odelado regresivo alcanza el punto inicial del perfil, van acom pañados de un incremento de la extensión de la cuenca: la excavación fluvial amplía el «surco» que vierte al curso de agua tanto en su dimensión transversal com o longitudinal. De e ste mo do, el modelado realizado por las aguas en los cau ces s e traduce en un incremento de su caudal, de su velocidad y, consecuentem ente, de la propia actividad erosiva, estableciénd ose un sistem a de «realimenta ción» según el cual la diferencia entre los ríos m ás activos y los dotados de un menor ritmo m odelador s e va haciendo cad a vez m ás m arcada tanto desde el punto de vista hidrológico com o geomorfológico. Como consecuencia del citado p roceso no sólo se produce una m arcada y progresiva jerarquización de los cursos de agua, sino tam bién un reajuste del trazado de sus cau ces tendente a hacerlos afluir a los ríos que han alcanzado mayor rango, los cuales adquieren el c a rá c ter de colectores o e je s d e drenaje de grandes extensiones de territorio al captar las aguas y la carg a de partículas sólidas de las cu en cas de las corrientes de rango menor. Esta captación puede producirse por derram e, cuando la acción m odeladora del río m ás activo lleva la divi soria de aguas de su cu en ca hasta el ca u ce de otro próximo cuya labor excavadora ha sido menor (los caudales circulantes por el cual se vier ten o derram an al primero), o por ca p tu ra, cuando la ca b ecera del río m ás activo, afectada por un retroceso m ás rápido, llega a interferir el cau ce de otro m enos importante, haciendo que, a partir del punto en que se ha producido la interferencia, sus aguas se canalicen por el pri mero (que tiene su talweg a menor altura). Así, la acción erosiva de los ríos sobre sus ca u ces tiende a organizarlos en r e d e s o sistem as fluvia les articulados en torno a los cursos que, debido a su mayor eficacia geomorfológica, han llegado a ocupar el mayor rango en la jerarquía hidrográfica. Y hay que tener en cuenta adem ás que cad a d e rra m e o cap tu ra, al incrementar la cuenca y el caudal del colector, viene a significar un reforzamiento de su rango jerárquico y su tendencia a constituirse en e je de un sistem a de corrientes cad a vez m ás amplio; un sistem a todos cuyos com ponentes realizan su labor m odeladora solidariamente bajo el control morfodinámico de la arteria central a la que afluyen. Dado que los cursos afluentes captados o capturados pasan a tener su nivel de b a se local en puntos del ca u ce de dicha arteria (y que, com o se ha


dicho, la posición de dicho nivel determina el sentido y el ritmo de modelado de todo el perfil longitudinal), la red fluvial e s funcionalmente solidaria y tiende a elaborar una serie de perfiles de equilibrio articula dos en conformidad con el nivel de b a se del eje principal y, consecuen temente, con el ritmo de su erosión remontante. Puede decirse, en consecuencia, que el carácter y el ritmo de la acción modeladora del eje de una red fluvial (determinado en último término por su nivel de b ase general) se transmite a todos los ríos que la forman; y esta trans misión o «contagio» se inicia en el punto de confluencia y se propaga en sentido remontante aguas arriba, de modo que, si el eje del sistema desarrolla una rápida labor de incisión sobre su cau ce, todos los com ponentes del mismo (a verse afectados por un d escenso sostenido de su nivel de b a se local) pasarán a realizar también una incisión en sus lechos acorde con la de dicho eje. Como consecuencia de todo ello, según la Geomorfología clásica, el territorio drenado por una red fluvial —o por varias redes que com par ten un mismo nivel de b a s e general— tenderá a lo largo del tiempo a adquirir una topografía en la que todos los cau ces jerárquicamente organizados y dinámicamente articulados tengan un perfil de equilibrio (es decir, hayan conseguido una pendiente longitudinal capaz de man tener el flujo de las aguas y de asegurar la evacuación de las partículas aportadas por los interfluvios). Esta teórica configuración final, en la que también las vertientes habrían llegado a conseguir una pendiente equilibrada, fue denominada por W. M. Davis penillanura.

9.3. L a in terp retació n a c tu a l de la a cc ió n fluvial Todos los conceptos y las interpretaciones que se acaban de expo ner a ce rca del modelado fluvial constituyen una de las construcciones teóricas m ás brillantes y coherentes de la ciencia geomorfológica. Pero, como ocurre con toda teoría, resulta de una simplificación de la reali dad y parte de unos supuestos muy generales, de modo que —man teniendo en lo fundamental su validez— s e manifiesta insuficiente para dar razón de todos los ca so s concretos, p e c a de una abstracción ex ce siva y, lo que e s m ás importante, se apoya en algunos postulados que estudios m ás recientes han venido a relativizar o incluso a considerar no del todo ciertos. Su insuficiencia en el análisis concreto deriva de que en la citada elaboración teórica se h a ce abstracción de numerosas variables que influyen en el desarrollo del modelado fluvial y que son cap aces, no sólo de modular cuantitativa o cualitativamente la sucesión teórica de procesos, sino de interferiría e incluso de bloquearla; entre estas variables, que pueden dejar el modelo clásico de la erosión flu-


Fig. 9.1. Distribución d e la s v elo cid ad es d e flujo e n d os tipos d e lecho fluvial: a ) E strecho y profundo; b) Ancho y somero.

vial en un m arco teórico sólo realizable en ca s o s sum am ente ex cep cio nales, s e encuentran las diferencias d e resisten cia de los afloramientos sobre los que se realiza la acción fluvial (algunos d e los cu ales tienen una coherencia o un calibre c a p a c e s d e soportar durante dilatadísimos intervalos de tiempo la en ergía liberada sobre ellos por la corriente de agua), los controles derivados de la disposición estructural (que modu lan o distorsionan el desarrollo del m odelado de los lechos y la estru c turación de las redes hidrográficas) y la perm anente actividad tectónica y eustática (que, al modificar el nivel de b a s e g eneral o el desnivel de las c a b e c e ra s con resp ecto a él con un ritmo notablem ente mayor — al m enos en los últimos tiem pos de la Historia G eológica— qu e el de la acción de los ríos en su elaboración de perfiles d e equilibrio, h acen de dichos perfiles así com o de la penillanura resultante de su consecución a e sca la regional una m eta teórica nunca plenam ente alcanzada, por no decir inalcanzable en la realidad).

9.3.1. C a r a c te r e s b á s ic o s d e l a e s c o r r e n tía flu v ia l y s u s c o n s e c u e n c ia s

Entre los postulados b ásico s que el avan ce de los conocim ientos a ce rca de la escorrentía d e las aguas d e los ríos y de su trabajo g eo m orfológico ha llevado a replantear, hay que d estacar el entendimiento de los cursos d e agua com o flujos lineales que realizan su acción m o deladora sobre ca u ce s (e s decir, sobre líneas) y qu e en cad a punto de


éstos registran una única velocidad y la idea de que el ro ce de dicho flujo con la superficie sólida e s sólo un factor d e consumo de su ener gía. P arece m ás acord e con la realidad concebir a los ríos como corrien tes de agua que fluyen, no sobre líneas dibujadas en la superficie só lida de los continentes (es decir, sobre cau ces o talwegs), sino sobre franjas que ocupan una cierta extensión en dicha superficie (es decir, sobre lech o s o c a n a le s ) y dentro de las cu ales existen diferencias de rugosidad ca p a ce s de incidir diferencialmente en la velocidad del flujo. Este cam bio del concepto m ás geom étrico y abstracto de «cauce» al m ás real de lech o para definir el cam po de actuación de los procesos de m odelado fluvial tiene dos consecuencias de primer orden para la comprensión de dichos procesos: en primer lugar, la inexistencia de una sola velocidad en cada lugar del curso de agua, ya que la presen cia de unas m árgenes y un fondo introducen efectos de roce o freno ca p a ce s de h a cer que el flujo hídrico se realice con un ritmo sensible mente distinto en los bordes y en el centro de la corriente, así como en el exterior, en el interior y en la b a se de la misma; y en segundo lugar, el carácter esencialm ente turbulento de la escorrentía fluvial derivado de los citados gradientes de velocidad, pues —como ocurre con todos los flujos en que la velocidad de las partículas no e s hom ogénea— con el desplazamiento general coexisten importantes movimientos helicoi dales (turbulencias o torbellinos ) de los que se deriva una importante energía susceptible de em plearse en trabajo geomorfológico. Esta ener gía derivada de la agitación de las aguas tiene en las m odernas inter pretaciones del modelado fluvial un papel fundamental, confirmando la apreciación común de que los ríos m ás ca p a ce s de erosionar no son los m ás caudalosos ni los m ás rápidos, sino los m ás turbulentos; aun que, com o se verá, el caudal y la velocidad influyen en el nivel de turbulencia. El ro ce del agua sobre la superficie del lecho, al conferir un carácter turbulento al flujo, no se limita en consecuencia a ser un factor geomorfológicamente negativo (responsable de un efecto de freno y de pér dida de energía eficaz), sino que e s también un factor que incrementa la capacidad modeladora y favorece la transmisión de la energía de la m asa fluida. Como e s bien conocido por los ingenieros, las aguas circu lan con mayor rapidez y de forma menos turbulenta en canales poco rugosos («bien calibrados») y con menor velocidad y de modo m ás tur bulento en can ales de alta rugosidad («mal calibrados»), pero realizan una acción erosiva sustancialm ente mayor en éstos que en aquéllos; no obstante, si la rugosidad del canal e s muy alta y frena de forma ex ce siva la corriente, el efecto p asa a ser negativo. Puede d ecirse en conse cuencia que la rugosidad del lecho tiene un doble efecto sobre las


aguas fluviales y su comportamiento modelador: de un lado, frena su ritmo de flujo (tendiendo a reducir su energía) y, de otro, genera movi mientos turbulentos y amplía la superficie de impacto de la corriente (tendiendo, por el contrario, a increm entar dicha energía o capacidad modeladora). Y depende de la relación que en cad a caso exista entre caudal circulante y forma del lecho la manifestación de uno u otro efecto.

9.3.2. L a co m p ete n cia flu v ial y su s fa c to re s «m orfológicos»

La corriente de agua y el lecho que la aco g e constituyen un sistema cuyos dos com ponentes interactúan dinámicamente, pudiendo deri varse de sus interacciones efectos («retroacciones») favorables o desfa vorables para el desarrollo del trabajo geomorfológico, siendo el grado de turbulencia la expresión del estado de dicho sistem a y, consecuen temente, el control básico de este trabajo. Si la velocidad de flujo de un río y la rugosidad de su lecho se increm entan coordinadamente, cre ce la turbulencia de las aguas y de ello s e deriva un aumento de su com peten cia (es decir, de su capacidad para movilizar y desplazar partícu las); si por el contrario la velocidad de la corriente disminuye al tiempo que la rugosidad del lecho s e incrementa, disminuye la turbulencia y se reduce correlativamente la com petencia erosiva fluvial (hasta hacerse negativa y dar lugar a una deposición de la carga). La capacidad o com petencia erosiva de los ríos crece, pues, en relación con el crecim iento de su turbulencia; y ésta, a su vez, se en cuentra controlada por la relación entre velocidad de flujo y ru g o sid ad de lecho. Porque, p ese a ser esta rugosidad la cau sa inmediata d e la turbulencia, el nivel que la misma alcance se encuentra decisivam ente m arcada por la velocidad de desplazamiento del agua: dada una deter minada configuración de lecho —m ás o menos rugosa— , toda acelera ción del flujo se traduce en un aumento de su turbulencia y en un incremento de la m asa o del tamaño de las partículas puestas en movi miento. Un incremento en la com petencia que no e s directamente pro porcional a la citada aceleración, sino que tiene un valor equivalente a una potencia del mismo. Es decir, según los estudios realizados, la ele vación al cuadrado de la velocidad de la corriente fluvial da lugar, no a una elevación también al cuadrado del calibre máximo de las partícu las que e s capaz de accionar, sino a la elevación casi al cubo de dicho calibre. D e ahí que se a fundamental para la compresión del modelado fluvial la toma en consideración prioritaria de los cam bios de velocidad de las aguas dentro del lecho — m ás que de los ritmos medios de flujo—, ya que ha de ser durante los intervalos de tiempo en que éstos


se produzcan cuando se realice la mayor parte del trabajo geomorfoló gico tanto de erosión com o de acumulación. La velocidad con que se desplazan las aguas de los ríos e s función de dos conjuntos de factores, unos referentes a la configuración del canal y otros relacionados con los caracteres de la escorrentía. Entre los primeros se encuentran la pendiente o inclinación del perfil longitu dinal y la forma del perfil transversal del lecho; entre los segundos el papel básico corresponde a los cam bios de caudal. Ciertamente, dado que e s la fuerza de la gravedad la que impulsa la escorrentía fluvial, la pendiente longitudinal existente entre la cabecera y el nivel de b a s e del curso de agua e s un factor esencial de su veloci dad y, en consecuencia, de su turbulencia y de su capacidad modela dora. A igualdad de caudal y sobre can ales de idéntica forma, la velo cidad, la turbulencia y la acción erosiva serán m ayores en aquellos que presenten una inclinación m ás acusada. Del mismo modo, la configuración del lecho influye de forma deci siva en la velocidad de la corriente al ofrecer mayor o menor resisten cia, según su amplitud, profundidad y rugosidad, al flujo del agua. En Geomorfología esta configuración tiene una expresión numérica, el ra dio hidráulico , resultante de dividir la superficie de la sección m ojada entre la longitud del p erím etro m ojado. Si se realiza un corte transver sal del lecho de un río, el fondo, los m árgenes hasta donde son alcanza das por el agua y la línea externa de ésta definen una superficie cuya extensión puede exp resarse en metros cuadrados; esta superficie indi cadora de la amplitud del área cubierta por el agua e s la sección m o jad a . Por su parte, el p erím etro m ojado e s la línea de contacto entre agua y lecho dentro del citado perfil transversal, viniendo a indicar la anchura y rugosidad del canal; se extiende entre los puntos hasta don de llega la corriente en una y otra m argen y sus dimensiones se pue den expresar en metros lineales. Así, en conformidad con la definición enunciada, el radio hidráulico será alto cuando la profundidad del agua sea importante (con lo que el valor de la «sección» será elevado) y tanto la anchura como la rugosidad del canal sean reducidas (con lo que la longitud del «perímetro» será limitada); y, a la inversa, el radio hidráulico será bajo cuando sea e sca sa la profundidad del agua en el lecho y é ste sea ancho y densam ente accidentado. O, dicho de otra manera, a igual sección mojada —com o consecuencia del paso de un mismo caudal hídrico— el radio hidráulico es tanto mayor cuanto m e nor se a la anchura y la rugosidad del lecho. Pues bien, en los can ales fluviales dotados de radio hidráulico alto las aguas fluyen con mayor velocidad, lo que tiende a mantener en ellas un elevado nivel de turbulencia y a dotarlas d e una alta com peten


cia geomorfológica. En los lechos dotados de un radio hidráulico bajo, por el contrario, las aguas fluyen con lentitud, de lo cual se deriva una reducción de su turbulencia y una sustancial disminución de su cap aci dad de accionamiento y transporte. D e este modo la configuración del lecho tiene una influencia decisiva en la escorrentía fluvial y en el mo delado efectuado por ella y dicha influencia no deriva sólo de la pen diente y la forma de su perfil longitudinal, sino también de la geom etría de su perfil transversal.

9.3.3. La co m p ete n cia flu v ial y su s fa c to r e s h id rá u lico s

La velocidad de los cursos de agua depende también, como es lógico en todo flujo impulsado por la gravedad, del volumen de la m asa fluida que en ellos se desplaza, e s decir de su caudal. Y la incidencia de este factor hidrológico se efectúa básicam ente a través del control que mantiene sobre el valor de los dos com ponentes del rad io h id rá u lico. Dentro de un lecho de configuración estable, todo crecim iento del caudal da lugar a un ascen so del nivel del agua del que se deriva un incremento tanto de la superficie de la sección m ojada como de la lon gitud del perímetro mojado, pero el incremento de la primera e s siem pre mayor que el de la segunda (si en un canal de 10 m de anchura con m árgenes verticales c re c e en 1 m. el nivel del agua, la sección s e incre menta en 10 m2 mientras que el perímetro sólo lo h a ce en 2 m). Así, al aumentar en mayor m edida el dividendo que el divisor, el cociente —es decir el radio hidráulico— resulta incrementado. Todo crecim iento del caudal de un río da lugar, pues, a un crecim iento correlativo del radio hidráulico de su lecho y consecuentem ente a una aceleración del flujo, de la cual s e deriva un mayor grado de turbulencia y una mayor com petencia modeladora. De ahí la decisiva importancia que en el desarro-

(Fuente: J. Tricart, 1977).

Fig. 9.2. Elem entos d e definición del Radio Hidráulico: la superficie tra

www.FreeLibros.org mada corresponde a la «sección mojada» del lecho fluvial; el segm ento dibujado en línea gruesa corresp onde al «perímetro mojado».

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lio del modelado fluvial tienen las crecid as, hasta el punto de que una proporción muy mayoritaria del trabajo erosivo de los ríos se efectúa durante los intervalos, temporalmente minoritarios, en que éstas se pro ducen. Pero hay que tener muy presente que esta norma según la que existe una relación directa entre el caudal y la velocidad de la corriente fluvial sólo se cum ple en el ca so de que las aguas se mantengan dentro de los límites del lecho, sin llegar a desbordarlos. Cuando, debido a un aumento excepcional d e los aportes hídricos, se produce un «desbor damiento» la relación entre am bas variables se invierte e igualmente cam bian de sentido sus consecuencias sobre la turbulencia y la activi dad modeladora. Al extenderse las aguas con limitada profundidad por la superficie inundable próxima, que puede tener una amplitud notable, el perímetro mojado c re c e en mayor m edida que la sección mojada y consecuentem ente el radio hidráulico disminuye (si las aguas se des bordan en un canal de 10 m de ancho y, ascendiendo 0,25 m por en cima del límite superior de sus m árgenes, se extiende por una franja prácticam ente llana de 40 m de anchura total, la sección se incrementa en 10 m2 mientras que el perímetro lo hace, al menos, en los 40 m cita dos). D e ahí que los desbordamientos, al contrario que las crecidas, hagan descen d er drásticam ente la velocidad de las aguas fluviales, así como su turbulencia y su com petencia. Esta disminución de capacidad h ace que los ríos en situación de desbordam iento no sólo dejen de ero sionar sino que se transformen en importantísimos agentes de acumu lación, depositando una parte de su carga; ello e s decisivo para el modelado de formas de relieve fluvial fuera de los límites estrictos del lecho, como es el caso de los llanos d e inundación y de las llanuras alu viales a las que m ás adelante se hará referencia. Así pues, teniendo en cuenta que —debido a su control sobre la turbulencia— la velocidad h ace variar exponencialm ente la com peten cia de los cursos de agua, la repercusión de las variaciones de caudal en el trabajo geom orfológico efectuado por ellos son enorm es, hacien do que los cam bios de intensidad y de sentido en su actividad sean extrem adam ente grandes y con frecuencia bruscos. Lejos del entendi miento clásico de los ríos com o agentes de erosión continuada y p a ciente, hoy se recon oce que el modelado de los lechos y de las restan tes formas fluviales se produce en períodos relativamente cortos, en relación con crecidas, reducciones o desbordamientos de sus aguas, desarrollándose entre ellos grandes intervalos prácticam ente «muer tos» a efectos de accionam iento y acumulación en los que la única acti vidad e s el transporte de la carga. Los ríos son, por lo tanto, agentes de incisión o de sedimentación sólo de forma temporal o circunstancial que s e limitan a realizar estas acciones cuando se rompe el equilibrio


entre la configuración del lecho y los caracteres del fujo y dejan de rea lizarlas en cuanto dicho equilibrio queda restablecido. De este modo, puede d ecirse que los cursos de agua tienden a transformar su lecho en el canal m ás acorde con parám etros hidráulicos, accionando o d e positando —en caso de que tal acuerdo no se dé— las partículas p reci sas para ello; pero lograda la adecuación de flujo y canal y mientras el caudal circulante se mantenga m ás o m enos estable en su volumen medio, su labor se limita o centra en lo que e s su función b ásica en la morfogénesis: la evacuación de las partículas producidas y desplaza das en los interfluvios. 9.4. L a a cc ió n tran sp ortad ora de los cu rs o s de agua Los cursos de agua realizan su b ásica labor transportadora de for ma selectiva y aplicando a cad a tipo de partículas una modalidad esp e cífica de desplazamiento. Al igual que el resto de los flujos de baja densidad, los ríos seleccionan para su transporte las partículas que se encuentran al alcance de su com petencia y las desplazan por medio del impulso m ecánico derivado de la escorrentía turbulenta de sus aguas. Pero no todo el transporte fluvial tiene este carácter m ecánico ni puede considerarse homólogo al efectuado por otros flujos turbulentos (como, por ejemplo, el viento), ya que el agua e s un eficaz disolvente y un medio químicamente activo y ello le da la posibilidad de asumir una parte de la ca rg a por medio de acciones definibles como quím icas o físico-químicas. Existen, pues, dos grandes m odalidades de transporte fluvial, una quím ica, que se aplica a las partículas suceptibles de disol verse (es decir, de adquirir calibre iónico o molecular en presencia del agua del río), y otra m ecán ica, que afecta a las partículas no solubles de calibre arcilla, limo, grava, canto y bloque y que presenta distintos caracteres según la categoría granulométrica a que cad a una de ellas pertenezca. 9.4.1. L as m od alid ades «qu ím icas» d el tra n sp o rte flu v ial

Los ríos reciben su carg a de m aterial en disolución ya en las aguas que los alimentan, las cuales en su recorrido superficial o subterráneo por la cuenca han podido captar diversos elementos; pero también la pueden adquirir directam ente a partir del propio lecho y de las partícu las transportadas m ecánicam ente. Dicha carg a puede alcanzar unos niveles muy variables, dependiendo de los caracteres físicos y quími co s del agua (temperatura, agitación, contenido en oxígeno y en anhí drido carbónico, presencia de ácidos orgánicos, etc.) en relación con el


tipo de elem entos solubles y el volumen de éstos con que s e llega a la saturación. Así, la caliza, presenta en num erosas rocas, formaciones superficiales y depósitos detríticos, puede ser transportada en disolución por las aguas fluviales en unos volúmenes que varían muy notable mente según la acidez y la temperatura de éstas. En este transporte químico en disolución los iones constitutivos de la fracción dispersa quedan íntimamente fijados a las m oléculas de agua y las acom pañan en su desplazamiento, de modo que no existe diferen cia alguna entre el desplazamiento del fluido y el de la carg a por él transportada. En consecuencia la amplitud y rapidez de esta modalidad de transporte e s máxima, siendo normal que mayor parte de las partí culas disueltas realicen sin interrupción todo en trayecto desde su en trada en el río hasta la desem bocadura de éste y que lo hagan a la misma velocidad con que su corriente fluye. Sólo cuando, debido a un cam bio en las condiciones del agua o a una nueva aportación de m ate rial disuelto, s e alcanza el nivel de saturación s e produce el abandono, por precipitación, d e una parte siem pre muy minoritaria de esta carga. No obstante su e sca sa importancia relativa, esta precipitación dentro del lecho o de las áreas próximas tem poralm ente alcanzadas por las aguas tiene significativas consecuencias geomorfológicas, entre las que se encuentran la formación de costras, travertinos, tobas, etc. cuya inci dencia en el ulterior desarrollo del m odelado fluvial puede ser decisiva.

9.4.2. L a s m o d alid ad es m e c á n ic a s d el tra n sp o rte flu v ial

El transporte m ecán ico efectuado por los ríos presenta diversas m odalidades según el calibre de las partículas y, como se ha dicho, muestra una b ásica homología con el realizado por el viento —al que m ás adelante s e hará referencia— , aunque la superior densidad del agua introduce algunas diferencias significativas por lo que respecta a la gam a granulométrica y a la diversidad de procesos. Los cursos flu viales pueden alcanzar una com petencia sustancialmente m ás alta, por lo que su acción transportadora e s capaz de afectar a partículas de todos los tam años hasta los bloques, no limitándose a las arcillas, limos, arenas y pequeñas gravas com o ocurre en la acción eólica. De otro lado, alguna de las m odalidades de transporte m ecánico desarrolladas por los ríos —com o la conocida como desplazam iento en m a s a —están fuera del alcan ce del viento y presentan una notable a analogía con ciertos tipos de dinámica de vertientes. Concretando, la suspensión, la saltación, el rodam iento y el citado desplazam iento en m asa son los procesos mediante los que las aguas fluviales desplazan, impulsándo las m ecánicam ente, las partículas que constituyen su carga.


El transporte en suspensión consiste en el mantenimiento dentro de la corriente de elementos pequeño calibre (arcillas, limos y arenas finas) como consecuencia de la turbulencia del agua: los torbellinos de sentido ascendente que la constituyen contrarrestan eficazmente la ten dencia a ca er de estos mínimos elementos, de modo que pueden ser impulsadas eficazmente río abajo, acompañando al agua en su flujo y confiriéndolo, si su volumen es importante, una turbidez m ás o menos marcada. Mediante este proceso s e pueden desplazar grandes canti dades de material a gran distancia, incluso directamente hasta la de sembocadura, ya que, debido al escasísim o peso de las partículas, el desplazamiento no s e interrumpe a no ser que la turbulencia se reduz ca drásticamente como consecuencia de una sustancial disminución de la velocidad de la corriente. Cuando se produce esta disminución, se decanta selectivamente una parte de la carga en suspensión com en zando por la fracción m ás gruesa de la misma: si el efecto de freno y la correlativa reducción de los movimientos turbulentos son moderados, la decantación afecta a las arenas finas; si las aguas se remansan, son los limos los que cesan en su desplazamiento y se acumulan en el fondo del lecho, mientras que las partículas de tamaño arcilla sólo se sedimentan en el caso de que se llegue a un práctico estancamiento del flujo. Y, dado que una paralización tan m arcada de la corriente flu vial no es ni mucho m enos frecuente, puede d ecirse que la práctica totalidad de la fracción arcillosa que entra en suspensión acompaña sin interrupción a las aguas de los ríos hasta su desembocadura, siendo más lento y discontinuo el desplazamiento de las fracciones algo mayo res que junto con ella constituyen la carg a transportada mediante este proceso. La saltación e s la acción m ecánica mediante la que las corrientes fluviales realizan el transporte de las partículas de tamaño arena o grava, cuyo peso e s suficientemente reducido para ser levantadas del

(Fuentes: M. A. Summerfleld, 1990).

www.FreeLibros.org F ig. 9.3. M odalidades m ecánicas de transporte fluvial.

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fondo del lecho a impulso del agua pero resulta excesivo para m ante nerse dentro del flujo un intervalo importante; de este modo su despla zamiento s e realiza «a saltos» m ás o m enos amplios separados por tiempos muertos en que la partícula se m antiene estable. S e trata, pues, de una modalidad de transporte notablem ente m enos rápida que la suspensión, debido a su esencial discontinuidad, y que adem ás precisa unas condiciones hidrodinámicas m ás favorables, no actuando si la velocidad y la turbulencia de la corriente no son importantes y si la pro fundidad del agua no alcanza un nivel suficiente. En todo caso, incluso siendo óptim as estas condiciones, la diferencia d e velocidad con que se mueven el agente de transporte y el m aterial transportado e s ya muy notable, de modo que en todo momento existe un stock de arenas y gravas tem poralm ente acum uladas en el fondo del lecho. Por otra par te, la saltación e s ya capaz, no sólo de cam biar de lugar, sino también de cam biar de forma a los elem entos som etidos a su acción: afectados por innum erables im pactos (sobre el lecho y entre sí), los pequeños fragm entos rocosos s e van d esgastando progresivam ente, perdiendo sus ángulos y aristas y tendiendo a redondearse. Las partículas de tam año canto o bloque que s e encuentran en el límite de la com petencia fluvial son desplazadas, por su parte, median te el p roceso denominado ro d am ien to , ya que, al no ser capaz de le vantarlos del fondo del lecho debido a su mayor peso, la corriente los impulsa sob re él haciéndolos rodar. Este proceso, desarrollado como los dos anteriores elem ento a elem ento, e s aún m ás lento y discontinuo que la saltación y p recisa intervalos de tiempo muy largos para trans portar cad a uno de estos fragm entos hasta la desem bocadura del río. Los tiem pos muertos son en él muy mayoritarios, pues estas partículas perm anecen quietas sobre el fondo del canal salvo en los cortos inter valos en que la corriente se intensifica, siem pre y cuando se hallen ade cuadam ente dispuestos para recibir su impulso. El efecto de ro ce deri vado de este tipo de transporte se traduce tam bién en un desgaste de los fragmentos; la forma redondeada y pulida de los can to s ro d a d o s tan característicos de los depósitos aluviales e s resultado de dicho efecto, aunque tam bién en ella tiene una influencia decisiva la abrasión produ cida por el reiterado im pacto de las aren as y gravas, movidas mediante saltación, sob re los cantos tem poralm ente estabilizados. Al contrario de la su sp en sió n , la saltación y el rodam iento, que —con las lóg icas diferencias en cuanto a la fracción granulométrica afectad a— son com unes a la acción fluvial y a la acción eólica y cuyo funcionamiento e s dim ensionalm ente selectivo partícula a partícula, el d esp lazam ien to en m a sa no puede ser realizado por el viento y e s la única modalidad de transporte desarrollada por los ríos en la que se movilizan en conjunto volúmenes de m aterial heterom étrico. Dicha mo


dalidad se activa muy excepcionalm ente com o consecuencia de pulsa ciones de com ente particularmente importantes, dando lugar a acumu laciones muy rápidas e hipertrofiadas dentro del lecho. Se puede obser var especialm ente en ríos de régim en torrencial, con importantes cam bios de caudal y fuerte turbulencia, o en episodios de crecida masiva y rápida y puede definirse com o un arrastre sobre el fondo del lecho de paquetes de material en el que van englobados elem entos de todos los tamaños (incluso grandes bloques, im posibles d e movilizar por cual quiera de los procesos antes descritos). Su carácter espasm ódico es evidente y la amplitud de los tiempos muertos e s excepcionalm ente grande, hasta el punto de que puede actuar sólo una vez cad a año o incluso hacerlo una o unas p o cas v eces a lo largo de toda la historia del curso fluvial (es decir, un volumen de material desplazado d e esta forma puede ser depositado aguas abajo y quedar inmovilizado de modo casi definitivo). El trayecto del paquete detrítico movilizado es siempre reducido —del orden d ecen as o centenares de metros como mucho— , de forma que, si el desplazamiento en m asa puede conside rarse muy eficaz teniendo en cuenta la cuantía del material movido en cada impulso y el tamaño máximo de los elem entos que e s capaz d es plazar, resulta escasam en te com petente dentro de m arcos temporales largos y, salvo en el ca so de los cursos torrenciales, su papel en el tra bajo fluvial de evacuación e s claram ente minoritario.


10 El modelado de los lechos fluviales y de las llanuras aluviales

10.1. E l m odelado de los le ch o s fluviales Como resultado de la combinación a lo largo del tiempo de los pro cesos de erosión, transporte y acumulación a que se ha hecho referen cia en el capítulo anterior se produce el modelado de los lechos fluvia les, tendiendo siem pre a la búsqueda del m ejor ajuste entre corriente y canal: Una búsqueda que en unos ca so s puede tener éxito con cierta rapidez, en otros alcanzarse con dificultad y tras un trabajo dilatado y, en otros, quedarse en una tendencia imposible de conseguir. Porque el modelado de los lechos, com o toda acción m orfogenética, es resultado de la interacción de un conjunto de p rocesos (en este caso de los pro ceso s fluviales) y un material sobre el que actúan o al que afectan: de hecho, sea cual sea la com petencia intrínseca derivada de la velocidad y turbulencia de sus aguas, los ríos sólo pueden realizar labores de accionamiento y transporte en la medida en que encuentren a su dispo sición partículas cuyo nivel de cohesión y cuyo tamaño las sitúe al alcance de dicha com petencia. Si el curso de agua circula sobre aflora mientos de ro cas fuertemente cohesionadas o actúa sobre formaciones sueltas com puestas por elem entos de muy gran calibre, su trabajo geo morfológico resulta bloqueado o sustancialmente limitado por lo que el modelado del lecho e s im perceptible o se h ace extrem adam ente lento


dada la incapacidad de la corriente para arrancar fragmentos de la m asa rocosa o para movilizar unas partículas voluminosas en exceso. Si, por el contrario, el río discurre sobre afloramientos de roquedo deleznable o actúa sobre depósitos o formaciones sueltas de granulometría media o reducida (al alcan ce en todo ca so de su energía cin é tica), sus acciones erosivas, transportadoras y de acumulación pueden con gran eficacia y relativa rapidez realizar un perm anente ajuste de la configuración del lecho a sus parám etros hidráulicos. D esd e este punto de vista es preciso distinguir dos tipos de lechos fluviales muy bien diferenciados en lo que concierne a su evolución geomorfológica: los lechos d e erosión y los lech o s móviles.

10.2. Los lech o s de erosión Reciben el nombre de lech o s d e erosión aquellos que s e desarrollan sobre material que, por la razón que sea, no e s movilizable de forma inmediata y directa por la corriente. Tam bién se los ha dado la denomi nación de «lechos rocosos», que en la actualidad se considera inade cuada dado que —com o se ha dicho— la falta de movilidad puede d eberse lo mismo a la com pacidad de una m asa rocosa que al e x c e sivo calibre de los com ponentes de un sedimento, sin olvidar que la dureza y la cohesión no son cualidades generalizables a la totalidad de las rocas. Así, desde el punto de vista morfodinámico, el lecho de un río de mediana importancia desarrollado en una m asa de grandes bloques ha de incluirse dentro del género de los lech o s d e erosión, mientras que ha de ponerse fuera de él el canal de un curso similar modelado sobre el afloramiento de estratos rocosos de arcillas, m argas, m argocalizas o incluso de pizarras (cuyos elem entos pueden ser desplazados por las aguas con relativa facilidad y rapidez). La resistencia ofrecida por los m ateriales a la actuación de los pro cesos fluviales hace, en todo caso, que el modelado realizado directa mente por el agua en movimiento sobre este tipo de lechos s e a prácti cam ente nulo, ya que el paso de la corriente por encim a de una super ficie de granito sano o de cuarcita o por encim a de un gran bloque de gneis no tiene en sí cap acidad para erosionarlos ni movilizarlos. Para que estas labores ca p a ces de hacer variar la forma del canal puedan ser llevadas a efecto en alguna medida, el flujo de agua ha de contar con la aportación de una carg a sólida com puesta por partículas resis tentes, susceptible conferirlo capacidad de abrasión, o bien con la co la boración de algún proceso de meteorización, com petente para d esco hesionar las ro cas aflorantes en el lecho o reducir el tamaño de las par tículas sueltas existentes en él.


10.2.1. L a a b ra sió n flu v ial y su s c o n s e c u e n c ia s

Ciertamente, una parte significativa de la erosión realizada por los cursos de agua en estos lechos fluviales resulta de un efecto de a b ra sión debido al roce y al impacto contra la roca de las partículas trans portadas en rodamiento y saltación. Los cantos y las gravas de cuarzo, cuarcita o arenisca silícea y sobre todo las arenas cuarzosas que llegan a la corriente procedentes de los interfluvios, dotados todos de gran resistencia m ecánica, tienen un papel de particular importancia en esta acción abrasiva, cuya similitud con la corrasión realizada por el viento cargado de arena e s muy significativa y que manifiesta también bastan tes analogías con la labor de pulido efectuada por los hielos glaciares cargados de material morrénico. Como consecuencia de dicha a b ra sión ñuvial aparecen en el lecho elem entos morfológicos muy caracte rísticos, cuyo desarrollo puede llegar a cam biar significativamente la configuración de éste siem pre y cuando las aguas reciban una alimen tación abundante de arenas y gravas; si los aportes detríticos recibidos por el río son esca so s o si, siendo voluminosos, tienen tan pequeño cali bre que pueden desplazarse en disolución o suspensión, los referidos elem entos morfológicos no existen o apenas se esbozan con indepen dencia del caudal, la velocidad y la turbulencia de la corriente. Especialm ente en los tramos donde la pendiente del lecho de ero sión increm enta la velocidad del flujo (tramos de «rápidos») la carg a de fondo actúa como un chorro d e are n a de gran eficacia que lo pule y calibre haciendo d esap arecer todos sus accidentes y rugosidades y transformándolo en un c a n al rocoso pulido. Si, debido al menor volu men d e dicha ca rg a o a la existencia de algún factor que favorezca su concentración, la circulación del chorro de arenas y gravas no e s tan generalizada sino que se centra en la franja o línea de máxima profun didad, la abrasión genera a c a n a la d u ra s en el fondo rocoso del lecho. Pero, sin duda, las formas m ás conocidas y citadas de cuantas resultan de esta acción abrasiva fluvial son las m arm itas d e g ig an te (o m arm itas torrenciales ), concavidas circulares abiertas en el fondo de ciertos tra mos de los lechos de erosión cuya escala dimensional e s normalmente decimétrica, pero que pueden alcanzar en algunos caso s 1 ó 2 m. de diámetro y 2 ó 3 m. de profundidad. Estas espectacu lares «pilas» de paredes pulidas y m ás profundas que anchas se desarrollan en secto res del curso favorables para el desarrollo de movimientos turbulentos, ca p a ce s de captar las arenas y gravas e incluso los cantos arrastrados por las aguas y de hacerlos girar en torbellino sobre el lecho rocoso. Si alguno de estos torbellinos arm ados de partículas abrasivas se estabi liza sobre un lugar determinado se d esencad ena la dinámica realimentada que modela la «marmita»: en principio, una rugosidad del canal


retiene un cierto número de gravas o cantos de tamaño próximo al umbral de com petencia de la corriente al tiempo que genera un rem o lino que mantiene a dichas partículas en perm anente rotación, hacién dolas funcionar a modo de berbiquí que com ienza a excavar una con cavidad; la aparición de ésta fija la posición del remolino y permite la captación de m ás partículas (incluidas arenas) que, al no poder salir de dicha concavidad, giran dentro de ella puliendo sus p ared es e incre mentando su profundidad y anchura al tiempo que ellas m ismas se des gastan hasta adquirir una configuración prácticam ente esférica. Las «marmitas de gigante», p e se a su espectacularidad y a representar el resultado de la modalidad m ás intensiva de la abrasión fluvial, no son dem asiado abundantes y su modelado —sumamente largo— tiene un papel limitado en la evolución m orfológica de los lechos de erosión. 10.2.2. L a in c id e n c ia de lo s p ro c e s o s d e p re p a ra c ió n d el m a teria l

Cuando los ríos no disponen de una carg a de fondo suficiente o de naturaleza adecuada o su flujo no e s capaz de impulsarla con la en er gía necesaria para dotarla de capacidad abrasiva su labor real de inci sión en este tipo de lechos resulta inapreciable. Siem pre que, dadas estas circunstancias, ap arecen form as de excavación sobre material rocoso com pacto no e s preciso un análisis muy minucioso para consta tar que coinciden con líneas de debilidad en que dicha com pacidad no existía y que derivan, m ás que de una verdadera erosión, del arrastre de m ateriales ya preparados por los esfuerzos tectónicos o, con mayor frecuencia, por la meteorización. D e modo general puede considerarse que son los procesos de preparación m eteórica del m aterial los que desem peñan el papel principal en el m odelado de los lechos fluviales de erosión: la hidroclastia, la gelifracción, la disolución, la hidratación, la hidrólisis y todas las acciones m eteóricas ligadas a la p resencia de agua o a las alternancias de hum ectación/desecación pueden desarro llar su labor de fragmentación, desagregación o descom posición den tro del ámbito de los lechos de erosión y combinarla de una u otra forma con el trabajo de la corriente. Al descohesionar o romper la roca in situ y h acer disminuir el calibre de las form aciones sedimentarias, estos procesos —que pueden desarrollarse de forma sincrónica con la acción fluvial propiamente dicha o, en la mayor parte de los casos, de forma sucesiva o alternante con ella— producen partículas que ya se encuentran al alcance de capacidad transportadora de la corriente de agua y en consecuencia son desplazadas conforme a los parám etros hidráulicos de la misma. De este modo la configuración del lecho pue de ir cam biando y evolucionar eficazm ente en su acom odación a los caracteres del flujo; y el ritmo con que dicho cam bio y ajuste se realice


depende de la com petencia y la continuidad de las acciones meteóricas desarrolladas dentro de dicho lecho, en mucha mayor medida que de la energía intrínseca de las aguas en él canalizadas. Teniendo en cuenta que la mayor parte de los procesos de meteori zación quedan bloqueados o muy limitados bajo un recubrimiento per manente de agua, la liberación de partículas movilizables en los lechos d e erosión e s sumamente reducida cuando de forma continuada la corriente los ocupa en su práctica totalidad. Por el contrario, cuando el régimen de los ríos se caracteriza por cam bios importantes y frecuen tes en el volumen de agua circulante, en relación con los cuales una parte importante de sus can ales queda al descubierto temporalmente de forma reiterada, la preparación m eteórica del material s e h ace in tensa y eficaz. En consecuencia, com o se ha podido comprobar, el modelado d e los lechos de erosión es particularmente activo bajo con diciones clim ático-hidrológicas propicias a los cam bios sensibles y fre cuentes del caudal de los ríos, mientras que se encuentra práctica mente paralizado cuando dichas condiciones favorecen el manteni miento del caudal en unos niveles estables. Ello explica que, sobre el mismo tipo de afloramientos rocosos de gran resistencia, los ríos de las regiones periglaciares o semiáridas (que, por distintas razones, regis tran fuertes «estiajes» durante los cu ales pueden actuar competentes procesos m eteóricos) manifiesten una capacidad de incisión muy supe rior a la de los cursos de agua tropicales, normalmente m ás caudalosos pero de régim en mucho m ás regular. Así pues, en realidad los ríos o los tram os fluviales que fluyen sobre lechos de roca resistente o de material rocoso de gran calibre no ac túan como agentes de erosión, sino com o agentes de arrastre de partí culas que les son proporcionados por otros m ecanism os actuantes tam bién dentro de dichos lechos. Es por ello por lo que, a pesar de que las leyes que rigen la dinámica fluvial tienen carácter general y son inde pendientes del clima, el m odelado efectuado por los ríos cam bia de forma muy significativa de un medio climático a otro, siem pre y cuando su com petencia sea insuficiente para permitir la puesta en movimiento de los m ateriales sin preparación previa. Cuando, debido a la deleznabilidad de las ro cas o al relativamente bajo calibre de los depósitos sobre los que circula la corriente, dicha com petencia sí e s suficiente para movilizarlos se entra en el cam po del otro gran género de lechos fluviales, el de los lec h o s móviles. 10.3. Los lech o s m óviles

www.FreeLibros.org D esde el punto de vista morfodinámico, lechos m óviles son aquéllos cuyo modelado se desarrolla directamente en función de las leyes de la 225

dinámica fluvial y que, en consecuencia, muestran una morfología y una evolución básicam ente análogas en cualquiera de los m edios climáti co s donde se encuentren. R eciben el calificativo de «móviles» porque s e modifican con rapidez tendiendo eficazm ente a adaptar su g eo metría a los siem pre variables parám etros hidráulicos. En ellos un au mento de caudal (es decir, una c re c id a ) se traduce, no sólo en un incremento de la velocidad y de la turbulencia de la corriente, sino tam bién en la inmediata realización por parte de ésta de accio n es d e e x ca vación, tendentes a profundizar el canal, y de zapa, tendentes por su parte a ampliarlo, dándole así la cap acidad n ecesaria para el tránsito de un mayor volumen hídrico; y, a la inversa, una disminución d e cau dal produce en ellos la inmediata activación de fenóm enos de acumula ción que tienden a reducir su cap acidad a los niveles p reciso s para canalizar un menor volumen de agua. Por m edio de esta perm anente actividad m odeladora —tanto m ás evidente cuanto m ás importantes sean los «impactos» hidráulicos— los lec h o s m óviles y los ríos que en ellos circulan funcionan com o verdaderos sistem as interrelacionados, en los que el mutuo ajuste entre canal y flujo no se queda en m era ten dencia o en m eta de difícil y lenta aproximación, sino en objetivo de posible y relativamente rápida consecución. Y e s precisam ente la e s c a sa resistencia y la movilidad del material, com puesto por partículas al alcance de la com petencia de la corriente, la que posibilita este ajuste, el cual puede, según, los caso s, implicar sólo cam bios en la configura ción del fondo del lecho (que no trascienden en el trazado del curso de agua) o involucrar también a las m árgenes del mismo (de modo que, al hacerlas cam biar de posición, va acom pañado de variaciones m ás o menos m arcad a en el propio trazado fluvial). Teniendo en cuenta la existencia o no de m odificaciones significati vas de trazado y el sentido de dichas m odificaciones cuando existen, se suelen distinguir tres grandes tipos de lechos o can ales móviles: los lech o s calib rad o s, los lec h o s m ean d rifo rm es y los lec h o s tren zad o s (o an asto m o sad o s ). C ada uno de ellos presenta una configuración morfo lógica claram ente diferenciable y registra una morfodinámica peculiar, determinada por el régim en de la corriente fluvial así com o por el volu men y los ca ra cteres de la carg a desplazada por ella.

10.3.1. Los le c h o s «calibrad o s»

Los lech o s calib rad o s se caracterizan por tener unas m árgenes y, en general, una configuración externa prácticam ente estables debido a que la adecuación a las condiciones hidráulicas puede realizarse en ellos mediante acciones de excavación o acumulación básicam ente


limitadas al fondo del canal y que en ningún caso llegan a producir cam bios de trazado. Están ausentes en su modelado las acciones de zapa de m árgenes y de sedimentación lateral, por lo que —como s e ha dicho— no se ven afectados por cam bios ap reciables de trazado. Las corrientes de agua que circulan por ellos y que mantienen este tipo de dinámica geomorfológica se caracterizan por tener un régim en relativamente regular sin cam bios ca p a ce s de forzar, por su importancia o su dura ción, sus límites normales de adaptación y por transportar una carga de mediano volumen y tamaño, mayoritariamente en suspensión y sal tación. Una parte variable de esta carg a tapiza el fondo del lecho, dis poniéndose en ondulaciones de pequeño tamaño (rip p les ) o en su cesiones de b a n c o s y su rc o s de m ediana envergadura afectados todos por una perm anente movilidad; y e s esta movilidad de fondo el m eca nismo mediante el que perm anentem ente el lecho se adapta a las va riaciones de la corriente fluvial. Si el caudal y la velocidad del agua se incrementan (y consecuentem ente c re c e la turbulencia del flujo), el relieve y el número de bancos o de «ripples» disminuye por arrastre de una parte de las partículas que los forman, con lo que se amplía la capacidad y se reduce la rugosidad del canal en la medida precisa para ad ecu arse a los nuevos parám etros hidráulicos; si, por el contra rio, bajan el caudal y la velocidad, los «ripples» y ban cos crecen en nú mero y en volumen (sin llegar, no obstante, a em erger) debido a la deposición de partículas en transporte, como consecuencia de lo cual la capacidad disminuye y la rugosidad aumenta igualmente en la medi da p recisa para adecuar el canal a una escorrentía menos voluminosa y rápida. Para que puedan com pensarse de este modo tan sencillo y eficaz e s evidente que los im pactos hidráulicos han de ser —según se ha indicado— de intensidad limitada y afectar de forma relativamente hom ogénea al lecho (es decir, no centrarse preferentem ente en algún sector determinado del mismo).

10.3.2. L o s le c h o s m ean d riform es: c a r a c t e r e s g e n era les

Los lech o s m eandriform es son can ales fluviales móviles caracteriza dos por la p resencia y el desarrollo en su trazado de curvas alternantes más o m enos regulares, a las que se da el nombre de m eandros. Di chas curvas, cuya aparición significa un alargam iento del curso de agua y una disminución de su pendiente longitudinal, son el resultado de la adaptación a un flujo relativamente rápido y activo, afectado por una turbulencia notable y medianamente cargado de partículas de cali bre medio-alto (gravas, cantos) desplazadas mediante saltación y roda miento. El ameandramiento del lecho no e s pues propio —como se ha


Fig. 10.1. Evolución teórica d e un tram o fluvial meandriforme.

solido entender comunmente— de corrientes «perezosas» y tranquilas, incapaces de incisión, que divagan sobre grandes m asas de aluviones que ellas m ismas van depositando, sino que se registra siem pre en ríos o tramos que inciden netamente en el terreno y cuya actividad erosiva e s equivalente o incluso ligeram ente superior a la de acumulación. Puede d ecirse en este sentido que los m eandros son form as derivadas de una com binación muy precisa y equilibrada de acciones erosivas y sedim entadoras desarrolladas de modo simultáneo y coordinado den tro del lecho. En concreto, los m eandros son ondulaciones —que mien tras se encuentran en actividad raram ente ap arecen aisladas, sino aso ciadas en series o tren es —cuyo m odelado se realiza por m edio d e la combinación sistemática, y alternante a lo largo del lecho, de acciones de zapa en una m argen (la m arg en có n cav a ) y de acumulación en la otra (la «margen convexa»). En todo curso de agua puede distinguirse una lám ina d e m áxima velocidad donde el flujo registra su ritmo m ás elevado, la cual e s poco apreciadle y se sitúa en el centro d e la corriente cuando la velocidad global, y la turbulencia son escasas; pero cuando la escorrentía fluvial p asa a ser m ás rápida y agitada, la citada «lámina» se h a ce m arcada


(e incluso apreciable a simple vista) y adquiere un trazado ondulante que la lleva a aproxim arse alternantemente a una y otra margen, llegando a im pactar en determinados puntos de las mismas si la rapidez de la corriente alcanza un nivel suficiente. Bajo condiciones hidráulicas favo rables para el mantenimiento d e una velocidad y una turbulencia muy altas, dicho impacto sobre las m árgenes e s perm anente pero difuso (es decir, la lám ina d e m áxim a velocidad afectada por numerosas y rápi das ondulaciones alcanza continuamente las orillas del canal pero no lo hace siem pre en los mismos puntos), realizando una labor de zapa generalizada de la que puede derivarse un ensanchamiento del lecho, pero no la aparición de ondulaciones en el trazado del mismo. Si el régimen fluvial favorece el mantenimiento del flujo en unos niveles de velocidad y turbulencia medios, el impacto de la lámina m ás rápida de la corriente sobre las m árgenes p asa a ser, por el contrario, temporal pero concentrado (es decir, la citada «lámina» afectada por m ás am plias y m enos num erosas ondulaciones no llega siem pre a alcanzar las orillas, pero cuando lo h ace tiende a im pactar sistemáticamente en los mismos puntos); e s bajo estas condiciones hidráulicas bajo las que se produce la aparición de los meandros, cuyo desarrollo resulta realimentado por el propio cam bio en la configuración y el trazado del lecho que de ella se deriva.

10.3.3. G é n e sis y ev o lu ció n de lo s m eand ros

D adas las condiciones indicadas en un lecho móvil, la corriente re a liza una apreciable labor de zapa en los p u n to s d e im pacto de las már genes, accionando y arrastrando en ellos volúmenes m ás o menos im portantes de material, y concentra su acción excavadora en los secto res del fondo próximos a ellos; mientras, en la m argen opuesta, frente a dichos puntos de impacto, la relativamente menor velocidad del flujo y el sentido desfavorable de éste h ace que, no sólo estén ausentes los fenómenos de zapa y excavación, sino que s e produzcan acciones de acumulación marginal ca p a ce s de generar bancos em ergidos de mate rial aluvial cuyo volumen no difiere significativamente del arrastrado en la orilla de enfrente. De este modo, por crecim iento en un lado y reduc ción equivalente en otro, el lecho tiende a incurvarse sin cam biar de anchura esbozándose en su trazado inflexiones separadas entre sí por intervalos sensiblem ente regulares (correspondientes a la longitud de onda de las ondulaciones de la «lámina de máxima velocidad» en el canal inicial). La aparición de estos m eandros incipientes, en los que ya se diferencian una m arg en cóncava o de erosión y una m arg en con vexa o d e acumulación, consolida y fija la dinámica interna ondulante


de la corriente, haciendo que las incurvaciones se vayan haciendo c a da vez m ás m arcadas tendiendo a conferir el canal en su conjunto un trazado lo m ás acord e posible con el de la lámina de agua m ás rápida, y geom orfológicam ente m ás activa, existente en ella. E s así com o el lecho adquiere ca rácter sinuoso o meandriforme y s e ve afectado por un activo desarrollo d e tre n e s de ondas, que c e s a en el momento en que el acuerdo entre los dos trazados indicados e s conseguido: cuando la acción de zapa ha conferido a las «m árgenes cóncavas» una incurvación suficientemente m arcada la corriente deja de h acer im pacto en ellas y simplemente las contornea, con lo que su acción erosiva lateral —verdadero motor del modelado de los m eandros— queda p ráctica mente paralizada y el trazado del lecho se estabiliza. En el ca so de que, llegada la evolución del lecho meandriforme a la situación de equilibrio indicada, el régim en fluvial s e ca racterice por su regularidad, los m eandros pasan a ser elem entos estables del lecho (el cual adquiere una morfodinámica propia de lech o calibrado)', por el contrario, en el caso de que el curso de agua se vea afectado por cre c i das importantes y reiteradas, los m eandros mantienen su actividad y movilidad exagerando progresivam ente su curvatura, ya que durante éstas, al increm entarse la velocidad y la turbulencia, la situación de equilibrio se rom pe y las aguas vuelven a im pactar en la m argen cón cava, reactivándose en ella la acción de zapa y correlativam ente la labor de acumulación en la m argen convexa. D e e ste modo la sinuosi dad del trazado del lecho alcanza un grado muy alto (excesivo incluso cuando el río se encuentra en aguas m edia o bajas) hasta el punto de que los m eandros sucesivos van aproxim ándose para finalmente —destruido por zapa el terreno que los sep ara— co a lescer o enlazar, con lo que las curvas van siendo abandonadas por la corriente, la cual va así recuperando un trazado m enos sinuoso. Este fenómeno de rectificación y acortam iento de trazado por estrangulam iento de m eandros tiene com o consecuencia el abandono de tramos de canal —los m e a n d ro s a b a n d o n a d o s — y se desarrolla de forma progresiva com enzando por la parte alta (o trasera) de los «tre nes»: el m eandro situado m ás aguas arriba, cuya evolución comenzó antes, e s el primero que sufre el estrangulamiento y queda abando nado, sucediéndole en ello los que le siguen conform e al sentido g en e ral de la corriente. Y lo normal en e ste tipo de lechos móviles e s que, debido al «decalage» evolutivo existente entre los extrem os de los «tre nes» de m eandros, la desaparición por estrangulamiento del situado en cola coincida con la consolidación m orfológica del situado en cabeza; e s por ello por lo que en Geomorfología se d ice que los tre n e s de meandros, sustituyendo uno a uno sus com ponentes viejos por com po nentes nuevos, se desplazan aguas abajo sin cam biar numéricamente


su com posición. Cuando el régim en fluvial incluye aumentos de caudal ca p a ce s de traducirse en desbordam ientos, el modo de evolución mor fológica indicado resulta sustancialm ente alterado, ya que las aguas desbord adas pueden producir el estrangulamiento simultáneo de va rios m eandros independientemente de su posición e incluso dar lugar a la rectificación de todo un tramo de lecho meandriforme.

10.3.4. L a s co n d icio n e s d el am eand ram ien to

D esde el punto de vista de la naturaleza del material constitutivo del lecho, las condiciones m ás favorables para el ameandramiento se dan cuando dicho material está compuesto por partículas relativamente grue sa s cuyo calibre las sitúa en el límite mismo de la com petencia del curso fluvial y que, en consecuencia, sólo pueden ser eficazmente movi lizadas por la lámina de agua m ás rápida y activa d e la corriente. Teniendo en cuenta que para el desarrollo de los meandros e s precisa no sólo la zapa de una m argen del lecho sino también la acumulación junto a la otra, unas partículas en e x ce so finas y móviles serían arrastra das por el agua y no se sedimentarían bajo las condiciones de veloci dad y turbulencia propias de los tramos meandriformes, mientras que si tienen el calibre crítico antes indicado pueden ser arrancadas de la «margen cóncava» pero el transporte de una parte significativa de ellas concluye en la «m argen convexa» situada inmediatamente aguas abajo, alimentando con su deposición el avance de ésta y manteniendo así la actividad del meandro. Y s e da la circunstancia de que son los propios depósitos fluviales de tamaño m edio (los aluviones ) los que reúnen en mayor m edida los caracteres precisos de tamaño y movilidad, por lo que en la mayor parte de los ca so s los lechos meandriformes se en m arcan en unidades geom orfológicas construidas por la sedimentación de los ríos, sobre todo en las denom inadas llan u ras aluviales (a las que m ás adelante s e hará referencia). El relativamente e sca so espesor que con frecuencia tienen estos recubrimientos de material detrítico favora ble a la formación de m eandros, junto con la ya rem arcada tendencia a la incisión de los cursos que los modelan, hacen que el lecho meandri forme pueda alcanzar el sustrato recubierto por ellos; si éste está for mado por ro ca masiva, los m eandros cesa n en su evolución normal y se imprimen en él, pasando a ser m e a n d ro s e n c aja d o s (cuyo significado e s ya el de formas heredadas propias de lec h o s d e erosión ), depen diendo su ulterior evolución m orfológica de los m ecanism os propios de éstos. Así pues, los lechos meandriformes, en los que la dinámica fluvial no sólo cam bia el trazado sino tam bién el perfil trasversal —que se hace


Fig. 10.2. Tram o fluvial con m eandros encajados.

m arcadam ente disimétrico, con un m argen de acumulación suave y tendida y otra de zapa con pendiente m ás m arcad a— p recisan para su desarrollo completo el mantenimiento de una com binación muy estricta de condiciones hidráulicas y litológico-sedim entológicas, la d esapari ción de la cual conduce, según los caso s, a la paralización, la deform a ción o el abandono masivo de los m eandros. En todo caso, estas c a racterísticas incurvaciones de los lechos fluviales tienen, individual m ente consideradas y cuando pueden desarrollarse librem ente, una duración limitada debido que el final de su evolución m orfológica e s el estrangulam iento y el c e s e de su funcionamiento com o elem entos de canalización de las aguas de los ríos.

10.3.5. L o s le c h o s tren zad o s o an asto m o sad o s

Los lec h o s tren zad o s o a n a sto m o sa d o s se caracterizan porque den tro de ellos las aguas fluviales circulan en b razo s o c a n a le s elem en tales m ás o m enos num erosos separados entre sí por ban cos voluminosos y em ergidos de material aluvial; dichos b razo s, muy activos y de posición cam biante, registran frecuentes confluencias y difluencias conformando una red a modo de trenza, de la que deriva su denominación. A diferen cia de los lechos calibrados y meandriformes, en los que la b á sica uni dad y concentración de la corriente perm ite apreciar con claridad los límites del canal, en estos com plejos y cam biantes eje s de drenaje dichos límites son con frecuencia difusos y se encuentran afectados


también por una particular movilidad espacial. Su modelado es propio de ríos o de tramos fluviales caracterizados, se a cual sea su caudal, por unos bajos niveles de velocidad y turbulencia y sobre todo por una superabundancia de carg a aluvial de fondo. Bajo estas condiciones, propias de sectores con pendiente longitudinal im perceptible próximos al nivel de b a se general (en las que el impulso gravitatorio del flujo hídrico se va reduciendo al mínimo), grandes volúmenes de cantos, gravas y aren as son dificultosamente desplazados por. el lecho, consti tuyendo —com o en los lechos calibrados— b a n c o s aluviales que en este caso em ergen sobre el nivel de agua, haciendo que la corriente pierda su continuidad y se canalice a través de los «surcos» que sep a ran los citados bancos. Y, dado que éstos cam bian de número, exten sión y posición en relación con las variaciones de los parám etros hi dráulicos y del volumen de material detrítico transportado, los cambios en el número, la amplitud y la localización de los brazos ocupados por el agua son importantes y frecuentes incluso en intervalos temporales muy cortos. Puede considerarse, pues, que los lechos trenzados son los más móviles de los lechos fluviales y también los que registran un mayor predominio de la actividad sedimentadora. Como consecuencia de ello su desarrollo morfológico se constituye en un eficacísim o mecanismo mediante el que los ríos pueden extender su carg a sobre superficies relativamente amplias cuando su com petencia se ve drásticamente re ducida por la e sca se z de la pendiente, evitando así que la descarga masiva llegue a construir formas de acumulación local ca p a ces de impedir el propio flujo de las aguas: si no se diese este fenómenos de anastom osis (es decir, de división de la corriente en un haz trenzado y amplio de canales), la acumulación dentro de un canal único de gran des volúmenes de carg a aluvial conduciría a un rápido cegam iento del mismo y a la formación de un muro detrítico que impediría el paso de la corriente. La diferenciación de líneas de flujo m enores, cap aces de sortear los obstáculos generados por la sedim entación canalizándose por los bordes de los ban cos aluviales o por surcos existentes entre ellos, posibilita el mantenimiento de la escorrentía y el tránsito de la carga, haciendo que la deposición de ésta se fectúe de forma dispersa y sucesiva dentro de una franja territorial de cierta amplitud. La anchu ra de los lechos trenzados, definida por la distancia existente entre los dos can ales m ás alejados que forman parte de él, e s siem pre grande y, mientras las condiciones de sobrecarga y e sca sa velocidad se manten gan, tiende a increm entarse (reduciéndose y volviendo a concentrarse la escorrentía en un canal único cuándo y dónde dichas condiciones dejan de darse). Dentro de ellos los can ales elem entales s e ven afecta dos por continuos cam bios de posición, que los desplazan de los luga


res ya colm atados por la sedim entación aluvial a aquéllos en los que ésta no ha alcanzado aún un nivel tan alto, dirigiendo hacia ellos la acti vidad acumuladora hasta rellenarlos y verse obligados a bu scar nuevos trazados; de este modo — com o se ha indicado— la d escarg a sedim en taria no tiene ca rá cter concentrado y perm anente sino que s e va d e sa rrollando de forma sucesiva y limitada tem poralm ente dentro d e los amplios límites del lecho. D adas las condiciones generales de pendiente, velocidad y carg a p recisas para su aparición, el desarrollo m orfológico de los le c h o s tren zad o s se ve especialm ente favorecido por los regím enes fluviales que incluyen crecid as de caudal importantes y relativam ente frecuentes. Estas variaciones en el volumen hídrico circulante producen aguas arri b a acciones de zapa y excavación c a p a c e s d e poner en circulación grandes m asas de m aterial detrítico y de realim entar con ellas la activi dad sedimentadora, al tiempo qu e confieren a los can ales una cierta com petencia para rem over los b an co s aluviales y abrirse nuevos cam i nos entre ellos; con frecuencia una crecid a importante e s cap az de cam biar sustancialm ente la configuración interna de estos lechos, qu e dando renovada tras ella la distribución de las área s em ergidas y de los canales activos. Las excep cio n ales crecid as propias de los ríos de régimen torrencial son particularmente favorables desde este punto de vista, ya que permiten en intervalos tem porales muy reducidos una remoción generalizada del m aterial aluvial y una reordenación com pleta de la red d e can ales anastom osados. Es por ello por lo que los cursos torrenciales presentan en su tramo inferior, donde la disminu ción de la pendiente fuerza la deposición o deyección de su voluminosa carga, un típico asp ecto de lech o trenzado.

10.4. Los lech o s to rren ciales Adem ás de los lech o s d e erosión y de los lec h o s m óviles , a cuyos diversos tipos se a c a b a de h acer referencia, los geom orfólogos suelen señalar la existencia de un tercer género de can ales fluviales, los le ch o s torrenciales , en los que se com binan caracteres m orfológicos y dinámicos propios de los dos anteriores con aspectos derivados de la particular hidrodinámica qu e en ellos se registra. S e trata de can ales que, por definición, tienen una fuerte pendiente longitudinal y en los que la profundidad del agua e s e sca sa y las pulsaciones d e corriente particularmente num erosas e importantes; la configuración de su perfil transversal e s muy variable, careciendo por com pleto de hom ogenei dad a lo largo del trazado, en el cual alternan ensancham ientos y estre chamientos. La naturaleza del m aterial sobre el que se desarrollan


e s tam bién básicam ente heterogénea, alternando afloramientos de ro c a coherente con acum ulaciones deleznables y form aciones d e gran des blogues, cuya sucesión s e m anifiesta en la existencia de muy frecuentes rupturas de pendiente en su perfil longitudinal; y e s p recisa m ente esta heterogeneidad la que no perm ite encuadrar los c a n a le s d e d e s a g ü e d e los torrentes ni en los «lechos de erosión» ni en los «lechos móviles». Pero lo fundamental para su diferenciación d esd e el punto de vista morfodinámico e s que en ellos el trabajo de m odelado, esencial m ente discontinuo y estrictam ente limitado a los episodios de crecida, e s efectuado no por una corriente de agua propiam ente dicha (es d e cir, por un flujo hídrico cuya ca rg a de partículas sólidas no ha determi nado un aumento significativo de densidad), sino por la escorrentía de un caudal que ha alcanzado una consistencia fangosa, cuya mayor den sidad lo confiere una com petencia cap az de movilizar bloques y m asas detríticas d e mayor volumen que en condiciones normales. Como e s conocido, el régim en de los torrentes s e caracteriza por su contraste e irregularidad y e s fácil apreciar cómo, en situación de aguas m edias o b ajas, la corriente ap en as e s cap az de afectar a un lecho en que la intensa dinám ica de vertientes concentra depósitos detríticos de gran calibre, sobre los cu ales la s agu as sólo pueden realizar una lenta labor de lavado de matriz fina o de arrastre d e partículas de tamaño aren a o grava. Sólo cuando la pendiente longitudinal e s particular m ente m arcad a y la ca rg a de estas partículas desplazadas en suspen sión y rodam iento alcanza una cierta abundancia los torrentes pueden realizar entre crecid a s un cierto trabajo de abrasión sobre los bloques acum ulados en el lecho o so b re el fondo rocoso del mismo (donde se pueden m odelar típicas m arm itas to rren ciales ). Pero, com o ya se ha indicado, e s en situación de crecid a cuando se produce la p ráctica totalidad d e la actividad m odeladora en los lechos torrenciales. Al c re c e r el caudal, el flujo se h a ce extrem adam ente tur bulento debido tanto a la aceleració n propiciada por la pendiente como a la fortísima rugosidad del canal. D e e ste modo la corriente se carga con gran rapidez y se pone en condiciones d e movilizar los grandes bloques — sin desplazarlos norm alm ente a larga distancia— , tras lo cual incide con gran eficacia en los m ateriales ro co so s o detríticos m ás deleznables protegidos por ellos. Se producen así rápidas variaciones en la forma y en la propia b a s e m aterial del lecho cuya importancia supera lo previsible teniendo en cuenta la cuantía del caudal circulante; unas variaciones que consisten m ás en cam bios de perfil transversal que en reajustes re g re siv o s del perfil longitudinal y que derivan de una removilización generalizada de la partículas m ás que de un desplaza miento amplio d e las mismas. En relación con esta particular hidrodinámica d e crecid a se d esa


rrolla un fenómeno muy característico del m odelado torrencial, que es la denominada sustitución d e c a rg a , consistente en la deposición del material accionado inmediatamente aguas arriba y su reem plazo por un nuevo stock detrítico de volumen equivalente, el cual tras recorrer un cierto trecho e s igualmente depositado y sustituido por otro; y así sucesivamente, de modo que el desplazamiento de partículas (y el co rrelativo cam bio de forma) se produce a lo largo de todo el lecho aun que —como ya se ha señalado— el trayecto recorrido por ellas sea notablemente limitado. Estos procesos de sustitución de carg a pueden ser observados directamente en los canales torrenciales durante los períodos de aguas altas y com probados mediante el control de posi ción de elem entos de gran calibre (si se m arca un bloque situado den tro del lecho de un torrente, se puede apreciar como después de cada crecida su posición ha cam biado pero no se encuentra muy lejos de su ubicación anterior). Cuando, normalmente al final de su recorrido, los cursos torrencia les alcanzan áreas de menor pendiente, en las que ya no se encuentran enmarcados por vertientes de fuerte inclinación y morfodinámicamente muy activas, disminuyen de velocidad y descargan masivamente los materiales desplazados. Esta com binación de d escarg a sedim entaria y deceleración de flujo tiene com o inmediata consecuencia la transfor mación de los canales torrenciales en típicos lechos anastomosados, cuyos brazos se abren en abanico distribuyendo los depósitos en forma de conos d e deyección, dentro de los cuales la progresiva reducción de la com petencia de las aguas (que en parte se infiltran en la propia acumulación detrítica) h ace que las partículas de mayor calibre se estabilicen en el áp ice superior y la granulometría vaya siendo cada vez m ás fina aguas abajo de él. Dichos conos, en relación con la c a ra c terística hidrodinámica torrencial, muestran una práctica estabilidad durante los períodos de aguas m edias o b ajas y registran la práctica totalidad de su actividad geomorfológica durante los intensos y eficaces episodios de crecida.

10.5. L a s llan u ras aluviales Sea cual sea el género o tipo de lecho por el que fluyan y la energía con que actúen sobre él, los ríos son ante todo —com o repetidamente se ha dicho— agentes de desplazamiento que canalizan el traslado de las partículas de las partes altas a las bajas. G racias a su organización en sistem as o re d e s articuladas en torno a arterias fluviales de gran caudal y capacidad, una proporción globalm ente mayoritaria de dichas partículas e s arrastrada hasta las áreas oceán icas o hasta los m árge


nes continentales cubiertas por las aguas marinas; la proporción mino ritaria restante queda en los continentes rellenando las áreas relativa m ente deprimidas generad as en ellos por la tectónica y, en menor medida, por la acción d e otros agentes erosivos. Como e s lógico te niendo en cuenta su mayor movilidad y la gran eficacia de los m ecanis mos de disolución y suspensión que los transportan, las partículas de pequeño calibre (iones solubles, arcillas y limos) predominan amplia mente en la ca rg a evacuada hasta las cu en cas marítimas, mientras que las partículas de tamaño m edio o grueso (arenas, gravas, cantos y blo ques), cuyo transporte en saltación y rodamiento resulta mucho más trabajoso, son globalm ente predom inantes en la carg a fluvial sedimen tada en las áreas continentales; hablando en sentido estricto, el término aluvión h a ce referencia sólo a estos depósitos fluviales constituidos por partículas d esgastad as de calibre m ediano o grueso y ubicados dentro del ámbito de los continentes. La deposición de estos aluviones y su extensión o distribución por esp acio s relativamente amplios, posibili tada por la movilidad de los lechos establecidos sobre ellos (especial mente de los tren zad o s ), tiene como consecuencia el modelado de formas de relieve que trascienden de los límites presentes de los can a les por donde fluyen los ríos. Las m ás importantes de ellas son las denom inadas llan u ras aluviales.

10.5.1. L a s co n d icio n e s m o rfo g e n é tica s d e la s lla n u ra s a lu v ia les

Las llan u ras aluviales son franjas de topografía plana o escalonada que, con una anchura de esca la kilométrica o decam étrica, enmarcan en algunos de sus tramos los cursos fluviales, manteniendo una suave inclinación acord e en sentido y grado con la pendiente del perfil longi tudinal de éstos; se desarrollan sobre aluviones depositados por dichos cursos fluviales a lo largo de intervalos relativamente largos como res puesta a p rocesos de retención del flujo tem poralm ente dilatados y de esca la regional. La práctica totalidad de estas grandes formas de cons trucción aluvial se localizan o enm arcan dentro de unidades estructura les que están o han estado afectadas por una tendencia tectónica subsidente sostenida pero no dem asiado intensa (sineclises, depresiones periféricas). La existencia d e una tendencia tectónica al hundimiento d esencad ena d e modo inmediato la deposición de la carg a transpor tada por las corrientes de agua, al reducir e incluso invertir sectorial m ente las pendientes por donde fluyen y, en consecuencia, h acer caer fuertemente su velocidad y su com petencia. Y cuanto mayor sea la tectodinámica subsidente, tanto m ás m arcado será el efecto de freno y tanto m ás amplia será la d escarg a sedimentaria.


(Fuente; W. D. Thombury, 19S4). F ig . 10.3. Llanuras aluviales con terrazas.

Si la tectodinám ica subsidente e s muy intensa en relación con la capacidad sedim entadora d e los cursos fluviales, la escorrentía de é s tos junto con la totalidad de la carga, cualquiera que se a su calibre, queda retenida dentro de cu betas lacustres; en esta situación de déficit sed im en tad o (en la que los ríos no pueden asegurar el mantenimiento de su flujo a través de la unidad subsidente ni siquiera aportando todo el volumen detrítico que transportan) los sedim entos fluviales quedan cubiertos por las aguas y no dan lugar a la aparición de forma de relieve alguna, sino que participan en la génesis de com plejos sed i mentarios estratificados d e facies continental. Si el ritmo del d escenso tectónico y el de relleno detrítico fluvial son aproxim adam ente iguales, los cursos de agua pueden atravesar lo unidad subsidente a costa de dejar en ella toda su carg a transportada m ecánicam ente e incluso p ar te de su caudal; bajo estas condiciones de equilibrio sed im en tario la decantación de los limos y arcillas se traduce en la aparición áreas pantanosas o palustres parcialm ente sum ergidas en las que la p resen cia de los aluviones propiam ente dichos e s e s c a sa y marginal. Si, final mente, la subsidencia e s menor qu e la cap acidad sedim entadora total


de los ríos, el flujo hídrico puede, m ediante la deposición de una parte de su carg a, levantar su lecho lo n ecesario para atravesar la unidad subsidente sin detrimento significativo de su caudal y conservando una parte del volumen de partículas que desplaza; e s en esta situación de e x c ed e n te se d im e n ta d o en la que se produce el modelado de las llanu ras aluviales. Establecida esta última relación entre d escen so tectónico y aporte sólido fluvial, ciertam ente el flujo resulta frenado y adquiere carácter trenzado pero, aunque como consecuencia de ello e s depositada y extendida una parte m ás o m enos importante de la carg a fluvial, otra parte significativa de la misma consigue seguir su camino hacia las cu en cas marítimas. Así el tránsito sedimentario no resulta interrumpido, sino sólo parcialm ente interceptado; y, com o e s lógico, esta intercep ción no afecta por igual a todos los elem entos transportados por las aguas: los m ás finos y móviles (iones disueltos, arcillas, limos, arenas de bajo calibre) pueden franquear el área subsidente al m antener una actividad suficiente los p rocesos que los desplazan, mientras que los m ás gruesos (arenas de calibre alto, gravas, cantos, etc.), e s decir los aluviones propiam ente dichos, quedan retenidos en ella. Esta masa detrítica granulom étricam ente seleccionada, com puesta por partículas desgastad as por el rodamiento y la saltación y perm anentem ente realimentada e s distribuida con gran eficacia gracias a la anastomosis de los lechos conformando las amplias franjas de topografía aplanada conocidas com o llan u ras aluviales. Cuando las condiciones de «excedente sedimentario» permanecen en unos niveles básicam ente estables a lo largo del tiempo como con secuencia del mantenimiento tanto del ritmo d e subsidencia tectónica como de la cantidad (y la com posición) de los arrastres fluviales, el desarrollo geom orfológico de las llanuras aluviales se afectúa con nor malidad bajo el impulso de cursos trenzados dotados de gran movili dad lateral y caren tes de cap acidad de incisión. Pero con mucha fre cuencia las citadas condiciones varían (es decir, el superávit de sedi mentos se reduce o se increm enta) debido a cam bios en el ritmo de d escenso tectónico, en la velocidad y el caudal de los cursos de agua, en el volumen total d e la carg a fluvial o en la proporción que dentro de ella corresponde a los aluviones, haciendo que la m orfogénesis se vea alterada e incluso cam bie temporalmente de sentido. Si los cambios tectónicos, hidráulicos o morfodinámicas determinan un aumento del volumen sedimentario depositado, el modelado de las llanuras aluvia les se h ace m ás amplio y rápido; así, la com binación de un incremento de la subsidencia con una reducción del caudal de los ríos y un aumen to del volumen de elem entos detríticos gruesos aportados por sus cu en cas resulta favorable p ara el desarrollo de estas llanuras. Por el


contrario, si dichos cam bios conducen a una reducción del excedente sedimentario e incluso a una situación próxima al equilibrio, ce s a la anastomosis y los ríos inciden sobre el recubrimiento modelando le chos calibrados o meandriformes, con lo que no sólo se interrumpe la construcción de las llanuras sino que se produce la erosión de una parte de ellas; p a rece claro en este sentido que, si la subsidencia se atenúa o detiene al tiempo qu e aumenta el caudal y disminuye la c a r g a ' de los ríos, éstos se encontrarán con energía disponible para efectuar un trabajo de incisión sobre la planicie aluvial, modelando lechos en ca jados varios metros o varias d ecen as de metros por debajo de la super ficie de ésta, la cual en consecuencia queda «colgada» por encim a del nivel d^ d? las corrientes fluviales han pasado a desarrollar su trabajo.

10.5.2. L a s te rra z a s flu v ia les y su in te rp re ta ció n g eo m o rfo ló g ica

La alternancia a lo largo de su evolución geom orfológica de perío dos en que el balance sedimentario favorece la acumulación y períodos en que dicho balan ce propicia la incisión h ace que las llanuras aluvia les adquieran una configuración escalonad a y que se definan com o sis temas o conjuntos de superficies planas, situadas a distintas alturas sobre los can ales activos y sep arad as entre sí por escalones m ás o menos marcados; dichas superficies aluviales colgadas reciben en Geo morfología el nombre de terrazas. D esde un punto de vista descriptivo estas terrazas son plataformas m ás o m enos extensas y continuas cuya culminación plana, desarrollada sobre aluviones fluviales, mantiene un desnivel de valor constante con resp ecto a los lechos (se habla así de «terraza de + 4 0 m.» o de «terraza de + 1 1 0 m.»), el cual desnivel es máximo en las localizadas en los m árgenes de la llanura aluvial y va descendiendo según disminuye su distancia al curso de los ríos. Desde un punto de vista morfogenético, s e trata de formas de relieve tabular cuya superficie plana culminante corresponde a recubrimientos aluvia les modelados en relación con fases de acumulación y anastom osis y cuya vertiente externa corresponde, por su parte, a las m árgenes de los surcos abiertos en ellos durante fases de incisión y am eandramiento. La presencia de un número significativo de terrazas atestigua pues la existencia de cam bios frecuentes (y de duración relativamente corta) en los parám etros que controlan la actividad fluvial, ca p a ce s de invertir varias v e ces el sentido de su actividad modeladora en la llanura aluvial. Para dar razón del desarrollo de los sistem as de terrazas, que enmarcan los cursos de numerosísimos ríos de rango mediano o ele vado, los geomorfólogos han dado prioridad, según los casos, a los fac tores eustáticos, tectónicos e hidrológico-climáticos.


Para los partidarios de un control eustático, son las variaciones del nivel del m ar (es decir, del nivel d e b a se general de los sistem as fluvia les) las que determinan y controlan el modelado de las terrazas al desencadenar reajustes de perñl longitudinal que implican, depen diendo del sentido de las mismas, la prioridad d e las acciones acumu ladoras o bien de las acciones erosivas: todo ascenso o transgresión de las aguas implicaría una disminución de la pendiente longitudinal de los ca u ce s y en consecuencia una reducción de la velocidad, de la tur bulencia y de la com petencia de las corrientes fluviales, a la que éstas responderían con una fase de aluvionamiento para adaptarse a una posición m ás elevada de su nivel de base; todo d escenso posterior del nivel oceánico o reg resió n tendría, por el contrario, como consecuencia un incremento de la pendiente de los lechos, del que s e derivaría una aceleración del flujo de las aguas canalizadas en ellos, de la cual resul taría un predominio del trabajo de incisión durante el tiempo necesario para ajustar el perfil a un nivel de b a s e m ás bajo. D esde esta perspec tiva, la superficie de cad a terraza corresponde a una pulsación transgresiva del nivel del m ar y cad a uno de los escalones que las separan corresponde a una pulsación regresiva de dicho nivel. Para quienes dan prioridad al factor tectónico son los cam bios de ritmo en la subsidencia de las sineclises el factor determinante del modelado de las terrazas aluviales, al controlar el volumen de carga que los ríos han de depositar para m antener la pendiente necesaria para el flujo de sus aguas. Así, durante los períodos caracterizados por un relativo incremento de la dinámica regional subsidente la descarga aluvial se haría muy voluminosa y la dinámica fluvial generaría amplias superficies de acumulación detrítica, sobre las cu ales se encajarían los cursos de agua al p asarse a una fase de ralentización o estabilización de la tectónica de hundimiento (o incluso registrarse una pulsación ascendente), durante la cual el efecto de retención y freno de la esco rrentía se reduciría, llegando incluso a d esap arecer. Según esta inter pretación las terrazas son resultado de la sucesión alternante de fases de activación de la subsidencia (responsables del modelado de sus superficies aluviales) y fases de estabilización o ascenso (responsables de la disección de dichas superficies y de la aparición de los escalones que las separan). Aunque en teoría las citadas alternancias eustáticas (transgresiónregresión) o tectónicas (activación-paralización de subsidencia) pue den estab lecer condiciones favorables el aterrazamiento de las llanuras aluviales, en la práctica resultan inadecuadas para explicar la génesis de los sistem as de terrazas que se asocian a los ríos actuales; unos sis tem as cuyo m odelado corresponde a los últimos dos millones de años (es decir, a la era Cuaternaria) y que están com puestos por un número


notable de superficies de aluvionamiento —entre 4 y 10— cuyo desnivel sobre los lechos oscila entre la d ecen a y algo m ás del centenar de metros. Ciertamente a lo largo del Cuaternario se han registrado varias regresiones del nivel del m ar com o consecuencia de la retención del agua dentro de grandes casqu etes de hielo, durante fases de clima frío o glaciaciones, y varias transgresiones de dicho nivel resultantes de la fusión masiva de estos casquetes, durante fases de clim a m ás cálido o interglaciares , pero la duración de cad a una de ellas resulta del todo insuficiente para que las o le a d a s reg re siv a s de incisión o acumulación activadas por el d escenso o ascenso de nivel de b a se tengan tiempo de penetrar hasta tram os fluviales situados a centenares de kilómetros de la desem bocadura y realizar en ellos un trabajo de erosión o de cons trucción detrítica de tanta importancia y perfección (recientes estudios han demostrado que las m ás recientes variaciones del nivel del mar han tenido unas consecuencias geom orfológicas que aún no pasan de los estuarios o de los tramos inmediatos a la costa y que no pueden asi m ilarse al modelado de verdaderas terrazas). Por lo que resp ecta a la interpretación fundada en la tectónica, no entra dentro de lo normal en la geodinámica propia de las áreas subsidentes intracontinentales la existencia de cam bios de ritmo o de sentido tan frecuentes com o sería necesario para dar razón del número d e niveles que constituyen los sis temas de terrazas cuaternarios hoy observables; y lo m ás difícil de con cebir e s que dichos cam bios se hubiesen dado de forma prácticam ente simultánea y con análoga intensidad en sineclisas diferentes m ás o menos próximas, teniendo en cuenta que el número de terrazas y el desnivel de sus escalones no difieren apreciablem ente en las llanuras aluviales ubicadas dentro de una misma área clim ática aunque se en marquen en unidades tectónicas distintas. En la actualidad la mayor parte de los geomorfólogos se inclinan por una interpretación de la génesis de las terrazas fundada en facto res climáticos, ca p a ce s de variar el caudal y la carg a que los ríos reci ben de sus cuencas. D esde este punto de vista, el establecim iento de balances m orfogenéticos favorables a la acumulación y a la construc ción de superficies de aluvionamiento deriva de cam bios climáticos hacia condiciones que restringen la alimentación hídrica de los cursos de agua al tiempo que favorecen la actividad de los procesos de m e teorización y de dinámica de vertientes que vierten en ellos sus produc tos; al acusarse el desequilibrio entre la capacidad de evacuación de los ejes de drenaje y los voluminosos aportes detríticos de los interfluvios, se desarrolla la construcción d e superficies de relleno aluvial en las partes bajas de las cuencas, sobre las que los ríos dibujan lechos trenzados sin efectuar trabajo alguno de excavación. El establecimiento de balances ca p aces de dotar a los cursos fluviales de una cierta capa-


F ig . 10.4. Principales tipos d e terrazas. A: T errazas en cajad as (d esarrolladas sólo sobre material aluvial); B: T errazas escalon ad as (con afloramiento d el substrato en los escalones).

cidad de incisión deriva, por su parte, de cam bios hacia condiciones clim áticas bajo las cu ales la alimentación hídrica de dichos cursos se h ace m ás abundante al tiempo que se reduce la actividad de los proce sos intefluviales responsables del aporte de partículas sólidas hasta sus lechos; al h acerse de este modo mayor la com petencia transportadora y menor la carg a a transportar, la d escarg a sedimentaria s e reduce o ce s a y los ríos, concentrando su caudal en lechos calibrados o meandriformes, inciden sobre las superficies de relleno aluvial preexistentes (las cu ales quedan fragm entadas y colgadas sobre dichos lechos, es decir transform adas en terrazas). Dependiendo del volumen de material depositado durante las fases de sedim entación y de la cap acidad excavadora de los cursos durante las fases de incisión, las terrazas pueden encontrarse encajadas (cuan do tanto las superficies aluviales com o los escalones que las separan se desarrollan sobre depósitos fluviales) o bien escalonad as (cuando en dichos escalones aflora la roca in situ). Igualmente pueden constituir sistem as simétricos, si todos los niveles se conservan con extensión similar a am bos lados del río, o sistem as disimétricos, si estos muestran un grado de conservación muy diferente a uno y otro lado del trazado fluvial (llegando incluso a faltar en alguno de ellos).


11_________ Los glaciares y su acción morfogenética

11.1. C ondiciones y ámbito de actu a ció n de lo s g laciares En las regiones de alta latitud o elevada altura, donde, debido a un balance de radiación fuertemente deficitario, el calor no e s suficiente para provocar la fusión com pleta de los aportes pluviométricos recibi dos en forma de nieve, la evacuación de los excedentes hídricos y de las partículas sólidas producidas y movilizadas por los procesos de modelado corre a carg o de corrientes de hielo, m ás o menos canaliza das, que reciben el nombre de glaciares. Dotados de una capacidad morfogenética importante —aunque no fácil de evaluar en sus justos términos— efectúan adem ás de su prioritario trabajo de transporte sig nificativas labores de erosión y acumulación, de las que se deriva una morfología muy original y bien diferenciada (gran parte de la cual no puede ser observada hasta que s e produce la desaparición de los pro pios cursos de hielo que la han generado). La existencia de glaciares precisa, adem ás de unas condiciones tér m icas caracterizadas por la intensidad y la duración del frío, una ali mentación nival suficiente y una topografía favorable para la acumula ción de la nieve y su ulterior transformación en hielo. Sólo si de forma perm anente el balan ce entre innivación y fusión e s favorable a la pri m era puede desarrollarse el proceso de d iag én esis que convierte la


m asa nival, ligera y porosa, en hielo com pacto y pesado susceptible de fluir bajo la acción de la gravedad. Dicho proceso, que muestra b a s tante analogía con la transformación de un sedimento en una ro ca sedi mentaria tiene dos fases: la primera consiste en la soldadura de los cristales de nieve y el cierre progresivo de los huecos existentes entre ellos, e s decir la conversión bajo su propio p eso del exced en te nival en nevé o neviza (nom bres con qu e los glaciólogos designan la nieve cuyos cristales han perdido su forma y diferenciación originales y que tiene ya una porosidad apreciablem ente reducida); la segunda fase consiste en la com pactación de la neviza bajo el peso de nuevas cap as nivales hasta alcanzar la contextura de una m asa d e hielo. Cuando esta d iag én esis g laciar se ha desarrollado hasta el final sobre un caudal suficientemente voluminoso de agua en estado sólido comienza —p ese a su básica rigidez— la lenta escorrentía del hielo, cuyo mantenimiento depende de la persistencia del balan ce nival excedentario ya sea en la totalidad de su recorrido ya sea en una parte de él capaz de captar una alimentación suficiente. Y hay que tener en cuenta que dicho balance favorable a la actividad glaciar puede resultar tanto de la combinación de un régim en térm ico sumamente frío y una innivación reducida, en la que dicha actividad resulta m ás de la ausencia d e pérdidas por fusión que de la importancia de las entradas nivométricas, com o de la com binación de una termometría no dem asiado baja (incluso estacio nalmente templada) y una voluminosa innivación, en la que el gla ciarismo deriva ante todo de la abundancia de la alimentación capaz de sobrepasar las pérdidas, también abundantes, producidas por la fusión.

11.1.1. G la c ia re s re g io n a le s y g la c ia r e s lo c a le s

En las áreas continentales de alta latitud de am bos hemisferios la presencia y la actividad de los glaciares se relaciona con el primer tipo de combinación indicado (es decir, se registra un glaciarism o «de ori gen térmico»); en la alta montaña de todas las zonas de la superficie terrestre la acción glaciar deriva básicam ente d e la segunda de dichas com binaciones (se desarrolla, pues, un glaciarism o «de origen nivométrico»). Puede d ecirse en consecuencia que existen dos géneros de gla ciares muy bien diferenciados por su génesis y su dinámica y también —como se verá enseguida— por sus dimensiones y su configuración: los glaciares reg io n ales o inlandsis y los g laciares lo cales o g laciares

d e m ontaña. Los glaciares regionales relacionados con las condiciones de extre mo frío y sequía de los territorios polares y subpolares se caracterizan


en principio y ante todo por sus enorm es dimensiones y por su forma externa en «casquete» independiente de la configuración de la superfi cie que aco je sus hielos. En la actualidad sólo existen dos, los inlandsis de la Antártida y de Groenlandia, que suman el 97 % de la superfi cie afectada por la acción glaciar e incluyen el 99 % de la m asa de agua en estado sólido existente hoy en el planeta. El inlandsis Antártico ocupa una extensión superior a los 13.000.000 de km2, y sus hielos, de 2.500 m de esp esor medio, cubren la práctica totalidad del continente del mismo nombre; el de Groenlandia, por su parte, tiene 1.700.000 km2, de extensión y 1.500 m de esp esor medio, ocupando sólo parcialmente la gran isla ártica. H ace 20.000 años existieron en las áreas septentrio nales de Eurasia y de Am érica otros dos casqu etes cuyas dimensiones —deducidas con b a se en sus huellas m orfológicas— eran aún mayores que las del actual inlandsis Antártico. D esde el punto de vista físico estos glaciares de esca la regional se caracterizan por la bajísima tem peratura del hielo que los constituye, entre los -2 0 .° y los -4 0 .° , lo que junto con el constante frío del medio atmosférico determina una prác tica ausencia de pérdidas por fusión (sólo en presencia de vientos muy fuertes se registran algunas pérdidas superficiales por sublimación); en estas condiciones la totalidad de los aportes nivales, p ese a ser muy poco frecuentes y de reducidísimo volumen, se acumulan y pueden ali mentar la m asa glaciar. S e caracterizan también porque es en los nive les m ás profundos de dicha m asa de agua congelada donde la tem pe ratura e s m ás baja, aumentando progresivam ente ésta —dentro de los m árgenes indicados— según se asciende hacia la superficie externa del casquete; ello atestigua que los dos glaciares regionales hoy exis tentes no d eb en su existencia, aunque sí su supervivencia, a la dureza del clima polar actual, sino que son herencia de las condiciones climáti cas frías aún m ás rigurosas que reinaron en las áreas de alta latitud hace dos d ecen as de m iles de años (puede d ecirse que los inlandsis de la Antártida y de Groenlandia enfrían el aire de la b a se de la atmós fera m ás que son enfriados por él). Los glaciares locales, por su parte, son numerosos, de extensión limitada, mucho m enos esp eso s y s e distribuyen por las áreas de mon taña de todas las latitudes y continentes (excepto Australia), adaptando su forma a la configuración del relieve en que se acogen. La extensión que cad a uno de ellos ocupa e s en la mayor parte de los caso s del orden de unos kilómetros cuadrados o unas d ecen as de km2, siendo excep cionales los que recubren áreas de centenares de km2 y aún más los que superan el millar de km2; se calcula que suman en conjunto 450.000 km2, lo que sólo significa el 3 % de la superficie glaciada. Resul tantes —com o se ha dicho— m ás de la abundancia de los aportes niva les que de la persistencia de tem peraturas del aire extremadamente


bajas, estos glaciares de montaña tienen esp eso res de hielo de d e c e nas o centenares de m etros y registran en su m asa tem peraturas n eg a tivas poco alejadas de los 0.°, que tienen sus valores m ás b ajos cerca de la superficie externa y sus valores relativamente m ás .altos en los niveles profundos próximos al lecho rocoso; y a diferencia de lo que ocurre en los inlandsis, se ven afectados por importantes fenómenos de fusión que mantienen una escorrentía líquida intraglaciar y subglaciar cuya trascend encia en el m odelado e s muy notable. Además, con mu cha frecuencia la alimentación no se realiza en toda la extensión del glaciar, sino que la acumulación perm anente de nieve y la «diagénesis» de ésta s e produce solamente en un sector especialm ente favorecido para ello por la altura, la orientación y la topografía, quedando el resto fuera del límite estricto de las n iev es p e rp e tu a s. Así pues, frente al carácter «frío» y «seco» y a la indiferenciación funcional de los grandes casqu etes polares, estos aparatos glaciares locales pueden definirse com o «templados», «húmedos» y dotados de una m ás o m enos m ar cada diferenciación funcional interna (entre un órgano colector o de ali mentación y un órgano difusor o d e flujo).

11.1.2. T ip o s de g la c ia r e s lo c a le s : lo s elem en to s d el a p a ra to g la c ia r

Dada su adaptación a la orografía de las m ás diversas áreas de montaña, los glaciares locales presentan tipos morfológicos muy diver sos, que van d esde casqu etes que repiten a pequeña escala sobre las cum bres la configuración de los inlandsis hasta «placas» acogidas en accidentes de las p ared es montanas, pasando por «ríos de hielo» que ocupan altos valles en la s cordilleras. Aunque se han hecho otras pro puestas para ordenar esta diversidad ya e s clásica en Geomorfología su clasificación en tres grandes géneros: los glaciares de tipo e sc a n d i navo, los glaciares de tipo alpino y los glaciares de tipo p irenaico. Los glaciares de tipo escandinavo, también conocidos com o g lacia re s d e plataform a o g laciares d e fjell, ocupan superficies culminantes de topografía plana situadas por encim a del nivel de las nieves p erpe tuas mostrando, p ese a que su extensión nunca p asa de unas d ecen as de km2, un aspecto de casqu ete suavemente convexo análogo al de los inlandsis. Estos caparazones de cum bre desem peñan una eficaz labor de captación y diagénesis, pudiendo alimentar len g u a s de hielo que se canalizan por los valles y descienden hasta alturas relativamente bajas. Se trata de aparatos adaptados a área s de montaña caracterizadas por el arrasamiento de sus cum bres y por una innivación relativamente abundante y, sobre todo, regular (es decir, por un régim en nivométrico de estacionalidad poco m arcada).


1 . G la c ia r

1. 2. 3. 4. 5.

C irc o . A re a d e alim entación. Le ng ua . Frente. M o rre n a s lateral y frontal. D e p ó s ito s fluvio-glaciares.

2 . M o d e la d o g la c ia r 1 . C irco .

2 . H o m b re ra . 3. 4. 5. 6. 7. 8.

(Fuente: E. Martínez d e Pisón, 1990).

www.FreeLibros.org F ig . 11.1. G laciar d e valle d e tipo alpino y elem entos m orfológicos generados p or su acción modeladora.

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Los glaciares de tipo alpino o g lac iare s d e valle son, sin duda, los m ás conocidos y estudiados, hasta el punto de que sus cara cteres m or fológicos y dinám icos se han generalizado injustificadamente al con junto de los glaciares de montaña. Se trata de aparatos de forma alarga da acogidos en valles —o en tram os altos de valle— de las grandes montañas en los qu e s e afianza la diferenciación entre un órgano co le c tor o circo y un órgano difusor o lengua. Con asp ecto d e «ríos de hielo», que pueden organizarse en sistem as o red es afluentes a e je s principa les, su longitud s e mide en kilómetros o d ecen as de kilómetros (sólo unos pocos llegan a superar los 100 km) y su p resen cia deriva de una voluminosa e incluso sobreabundante alimentación nival en los secto res m ás elevados, de una organización topográfica favorable a la con centración de la nieve en área s particularm ente favorables y de un régim en termo-nivométrico m arcado por la estacionalidad en el que los fenómenos de fusión son de gran importancia. Como se verá m ás ad e lante, estos g laciares alpinos p recisan la existencia previa de los valles o surcos por donde se canalizan sus hielos y la p resencia de extensas vertientes situadas sobre ellos, por encim a del nivel de las nieves per petuas, ca p a ce s de captar y verter los cau dales de nieve hacia sus áreas de alimentación. D esd e el punto de vista glaciológico, el circo e s el área de ca b e c e ra del glaciar de montaña canalizado que desem peña la función de re ce p ción y acumulación de neviza. Acogido en topografías cón cavas enm ar cad as por la s m ás altas alineaciones o cordales, actúa com o una fá brica de hielo a partir de la nieve y la neviza que en él se concentran con particular abundancia. Dado el bajo nivel térm ico que, debido a la altura y a los efectos orográficos, en ellos se registra, los p ro ceso s de fusión son relativam ente poco importantes en los circo s alpinos y casi siem pre tienen carácter marginal y temporal; con frecuencia existe una separación o rim aya de cierta anchura entre la ro ca y la acumulación de hielo y nieve, resultante de la fusión producida por el calor emitido por la primera, la cual se ensancha durante la estación m ás cálida y se estrecha hasta cerrarse durante la estación m ás fría. La le n g u a , por su parte, e s el curso por donde s e desplaza valle abajo el hielo producido en el circo, desem peñando la función de can a lización y evacuación de dicho hielo hasta el nivel altitudinal en que la fusión s e h ace m asiva y sobrep asa la cap acid ad de alimentación. Ocu pa, según los caso s, la totalidad o sólo una parte del desarrollo longitu dinal del valle que la acoge, pudiendo llegar a colm atarlo o bien relle narlo parcialm ente (quedando en este ca so sobre el hielo una parte importante de las vertientes). A diferencia del circo, que siem pre se ubica por encim a del límite altitudinal de las nieves perpetuas y que presenta su superficie glaciar —suavem ente cóncava en la mayoría de


los ca so s— cubierta por cap as de neviza y de nieve (de modo que no llega a verse el hielo propiam ente dicho), la lengua de los aparatos de tipo alpino se desarrolla en una parte significativa por debajo del citado límite y en su superficie externa — suavem ente convexa— aflora casi sin recubrimiento el rígido hielo glaciar. Debido a esta localización fuera del ámbito en que e s posible la alimentación mediante la diagé nesis in situ de los aportes nivales, la fusión e s muy importante y afecta con mayor o menor continuidad a toda la m asa del glaciar. Existe así una escorrentía de aguas de fusión, que se canaliza sobre la masa helada a través de surcos o b e d ié re s y penetra en ella a través de sumideros o m olinos , manteniendo una activa circulación líquida a tra vés de conductos intraglaciares y subglaciares cuyos caudales termi nan por aflorar en el frente de la lengua. Debido a su relativa rigidez y al movimiento de flujo valle abajo por el que — como se verá— e s afectado, el hielo de la lengua de los gla ciares alpinos ap arece roto y deformado. Las rupturas o «grietas» son resultado de esfuerzos m ecánicos de distensión o com presión deriva dos de la adaptación a las irregularidades del lecho rocoso o de cam bios bruscos en la velocidad de desplazamiento que superan la plasti cidad de la m asa helada; aunque su disposición puede p arecer caótica, muestran una clara concentración allí donde la lengua pasa por encima de una ruptura de pendiente o escalón rocoso. Las deformaciones, por su parte, son resultado de la adaptación del hielo a los esfuerzos com presivos resultantes del desarrollo normal del flujo del glaciar dentro del valle: el efecto de freno producido por el ro ce sobre el lecho rocoso hace que la superficie de la lengua s e deforma en ondulaciones trans versales, las cuales, como consecuencia de que el desplazamiento es algo m ás rápido en el centro que en los bordes de ésta, se arquean dando como resultado la aparición de las típicas ojivas d e flujo de los aparatos de tipo alpino. Los glaciares locales de tipo pirenaico, también conocidos como glaciares d e c irc o , se caracterizan ante todo por su pequeño tamaño y por la inexistencia o el muy escaso desarrollo del órgano de evacua ción. Puede d ecirse que son glaciares de valle atrofiados como co n se cuencia de una alimentación nival escasa, en los que la producción de hielo sólo e s suficiente para el mantenimiento del propio circo en que se ha realizado su d iagénesis o, en todo caso, para su prolongación en una lengua corta y de reducido espesor. S e alojan en enclaves localiza dos en el borde del límite altitudinal de las nieves perpetuas donde la topografía local y las condiciones m icroclim áticas hacen posible la per sistencia de los nevés; unos enclaves colgados a gran altura que pue den ser c a b e c e ra s o tramos altos de valles secundarios o bien rellanos en paredes favorablem ente orientadas y expuestas. Así, dentro del tipo


pirenaico se incluyen aparatos que repiten en pequeño la organización de los glaciares alpinos (aunque con una desproporción m arcada a favor del circo), aparatos que constan sólo de un circo bien confor mado y aparatos mínimos que se reducen a p lacas o lentejones de hielo cuya forma se adapta en todo a la de la cavidad en que se aco gen. Muchos de éstos son relictos del hielo de glaciares m ayores que, tras el cam bio climático responsable de su fusión prácticam ente total, han sobrevivido en emplazamientos especialm ente propicios para limi tar la fusión y para cap tar los aportes nivales.

11.2. Los c a r a c te r e s de la e sco rre n tía g la cia r Sean cu ales sean sus dim ensiones y el tipo al que pertenezcan, los glaciares son m asas de hielo en movimiento y e s su movilidad la que los confiere su capacidad modeladora. Pero a diferencia del caudal líquido de los ríos, que fluye con rapidez y adquiere enseguida carácter turbulento, la m asa congelada se desplaza con gran lentitud y sin tur bulencia; según los especialistas, el flujo glaciar presenta m ayores ana logías cuantitativas y cualitativas con ciertos desplazam ientos tectóni co s de volúmenes de roquedo sedimentario que con la escorrentía de los cursos de agua. Salvo excep ciones el flujo glaciar e s tan lento que resulta im perceptible directamente, pero s e h ace evidente a una obser vación cuidadosa y mínimamente dilatada y su existencia resulta, en todo caso, confirmada por fenómenos que sólo de él pueden derivar (como la presencia de las ya citadas «grietas» y «ojivas de flujo»). M e diante diversas técnicas, que van desde el control de la posición de bloques situados sobre el hielo y el establecim iento de sistem as de balizas hasta el registro por fotogrametría y teledetección, hoy e s posi ble conocer que la velocidad m edia de desplazamiento de los glaciares e s del orden de las d ecen as de metros por año, siendo excepcionales los caso s en que este ritmo medio sobrep asa los 150 m / año; pero tam bién se ha podido constatar que dicha velocidad presenta importantes variaciones dependiendo de las condiciones termonivométricas, por lo que los valores medios resultan de unos valores anuales muy disper sos. En los grandes casqu etes de hielo de las altas latitudes se ha ap re ciado un movimiento centrífugo, muy lento y difuso en el interior y pro gresivamente m ás rápido y definido en los m árgenes de la gran m asa glaciar. Tanto en la Antártida com o en Groenlandia el flujo arranca de las áreas centrales del inlandsis y se dirige hacia la costa y lo h a ce con velocidades bastante regulares de unos metros por año (o incluso de m enos de 1 m / año); sólo en las zonas próximas al litoral el despla


zamiento se acelera apreciablem ente —pasando a varias decenas de m / año por término medio— al tiempo que se produce una cierta diferen ciación de líneas de escorrentía, conocidas como corrientes d e hielo o icestrom . Es en estas corrientes m arginales, que al alcanzar el mar se fragmentan en «icebergs», en las que es tam bién mayor la irregulari dad del flujo, el cual puede durante intervalos tem porales cortos sufrir aceleraciones hasta velocidades equivalentes a 5 ó 6 km / año. En todo caso, el ritmo medio de desplazamiento e s tan bajo que los hielos que en la actualidad están alcanzando la costa antártica se debieron formar en el interior del continente h a ce alrededor de 30.000 años, e s decir durante la última glaciación (Wíirm), lo cual viene a confirmar el carác ter heredado de los casqu etes glaciares que hoy perviven. Por lo que se refiere a los glaciares locales, tanto en los aparatos de tipo escandinavo como en los de tipo alpino se registran velocidades m edias de flujo próximas o ligeram ente superiores a los 100 m / a ñ o ; pero, m ientras en los primeros existe una notable regularidad de des plazamiento, en los segundos el régim en puede alcanzar un alto nivel de irregularidad, alternando años de práctica paralización (durante los que se reduce la longitud de la len g u a ) y años de verdadera crecida en los que los hielos fluyen varios kilómetros (y el propio frente de la len gua avanza de forma apreciable). Los aparatos d e tipo pirenaico, por su parte, presentan una movilidad limitada y su estancam iento e s tanto m ás m arcado cuanto m ás evidente e s su carácter residual; esta movili dad tiene adem ás con frecuencia un desarrollo esporádico, con episo dios de activación que hacen salir el hielo del ámbito del circo (en forma de c a sc a d a d e s é ra c s o de pequeña lengua) y fases de paraliza ción en que la m asa helada s e retrae e incluso se fragmenta dentro del enclave d e alimentación. Así pues, los glaciares de montaña presentan regím enes de flujo muy diferentes significativamente controlados por las variaciones en el balan ce alimentación-fusión, pudiendo diferen ciarse en el conjunto de ellos aparatos «activos», bien alimentados, rápidos y con gran capacidad de evacuación y avance, aparatos «pasi vos», poco voluminosos, relativamente lentos y escasam en te evacuadores, e incluso aparatos «moribundos», deficientem ente alimentados, e s tancados la mayor parte del tiempo e in cap aces de sacar del circo su m asa y su carga.

11.3. L a a cc ió n ero siv a de los g la cia re s y su interpretación Como consecuencia del desplazamiento sobre la superficie rocosa de las m asas de hielo que los constituyen, los glaciares desarrollan una peculiar actividad geomorfológica, que incluye procesos de acciona


miento, de transporte y de acumulación, la com petencia de los cuales muestra una evidente —aunque no siem pre sencilla— relación con la intensidad de su dinamismo. La cap acid ad modeladora global de todos ellos y, en concreto, la de los responsables de las acciones erosivas no es fácil de controlar y evaluar, debido a que tienen lugar mayoritariamente bajo un material sólido y opaco y a que son efectuados por una escorrentía sumamente lenta (el control de cuyas consecuencias exigi ría en muchos ca so s registros durante intervalos de esca la secular). Ello explica que hayan existido entre los geomorfólogos posturas muy diversas a ce rca de la importancia e incluso de la naturaleza del m ode lado realizado por los glaciares, basad as gran parte de ellas m ás en el análisis de las muy abundantes formas de relieve glaciares here dadas de los recientes periodos fríos del Pleistoceno (ya descubiertos tras la fusión de los hielos) que en la observación sistem ática de la acti vidad morfodinámica de los m enos numerosos y extensos aparatos fun cionales en la actualidad. Se habla así de posturas o interpretaciones ultraglaciaristas , según las que los glaciares son com petentes para abrir y modelar por sí mismos los lechos por los que fluyen, glaciaristas, para las que los glaciares se acogen siempre en formas previas favorables (replanos o rellanos estructurales, cu en cas torrenciales, va lles fluviales, etc.) pero son ca p a ce s de rem odelarlos sustancialmente por medio de la acción directa del hielo en movimiento, y antiglaciaristas, conforme a las cu ales la acción glaciar se limita a un rem odelado ligero o parcial de relieves previos en el que resulta fundamental la colaboración de p rocesos no estrictam ente glaciares. Las investigacio nes m ás recientes han afianzado las interpretaciones glaciaristas o mo deradamente antiglaciaristas y conforme a ellas se va a tratar aquí de los p rocesos de modelado glaciar y de sus consecuencias geom or fológicas.

11.3.1. A b ra sió n y so b re e x c a v a c ió n g la cia r

La acción erosiva de los glaciares sobre los lechos por los que dis curren e s realizada por dos procesos de muy desigual com petencia pero de cuya combinación resulta una morfología particularmente bien diferenciada: la abrasión y la sobreexcavación. La abrasión g laciar es la acción de d esgaste o pulido realizada por el paso del hielo sobre su b ase rocosa; aunque puede ser efectuada directam ente por la m asa glaciar, sólo alcanza verdadera trascendencia cuando ésta va cargada en su fondo de partículas sólidas previamente accionadas por el propio flujo helado o recibida por éste desde el exterior. Como consecuencia de ella tanto el fondo como los m árgenes (si existen) del lecho de los gla


ciares resultan significativamente pulidos, adquiriendo el roquedo aflo rante en ellos una superficie externa limpia y lisa con perfiles suavemen te convexos (ro ca a b o rre g a d a ), sobre la que el paso de fragmentos o bloques particularmente duros pueden haber m arcado «estrías» de an chura milimétrica o abierto a c a n a la d u ra s de varios decím etros de am plitud y profundidad. Cuando ya se ha producido la fusión o la retirada de los hielos, la presencia de estas configuraciones superficiales puli das o a b o rre g a d a s permiten recon ocer el ámbito que llegó a estar sometido a la acción de los glaciares y la disposición de las estrías y acanaladuras h acen posible apreciar los caracteres y el sentido de su flujo. Todo p a rece indicar que esta abrasión glaciar e s un proceso que actúa de forma perm anente, aunque su intensidad no e s homogénea: adem ás de increm entarse en relación con el aumento de la carg a grue sa de fondo, dicha intensidad se h a ce notablemente mayor en los s e c tores donde el fondo del lecho se dispone a contrapendiente ( um bra le s ) y ofrece una mayor resistencia al paso del hielo, reduciéndose al mínimo en los sectores donde la fuerte pendiente «hielos abajo» facilita el desplazamiento de la m asa helada. En todo caso su acción se limita a una erosión superficial de las ro cas y su capacidad para la excava ción y la incisión e s prácticam ente nula. La so b reexcavación, por su parte, e s la acción de movilización y desalojo de fragm entos de medio o gran calibre que las corrientes gla ciares realizan sob re su lecho, tendiendo a profundizarlo en la medida que la naturaleza y el estado del roquedo y los caracteres del flujo lo permiten. Este proceso, a diferencia de la acción erosiva fluvial, no

www.FreeLibros.org (Fuente: P. Birot, 1959; inspirado e n J. F. Flint).

Fig. 11.2. A ccion es erosivas d e una lengua glaciar so b re un umbral rocoso.

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tiende a atenuar las irregularidades del perfil longitudinal de los lechos ni a anular las rupturas de pendiente que en él pueden existir; su activi dad, por el contrario, lleva a un incremento del vigor de los accidentes y a una creciente puesta en relieve de las diferencias de resistencia del material afectado. En los sectores donde la mayor deleznabilidad —estructural o adquirida— de dicho material h a ce posible un eficaz desalojo de fragmentos trabaja con gran intensidad, generando profun das c u b e ta s , mientras que en los sectores donde la masividad de los afloramientos dificulta la movilización de clastos o bloques su labor es mínima, haciendo que dichos sectores adquieran el carácter de u m b ra le s o cerrojos entre las citadas cubetas. Junto con el pulido o «aborre gado» del roquedo, esta organización topográfica en cubetas escalo nadas cerrad as por resaltes rocosos (que tras la retirada de los hielos suelen acoger conjuntos de lagos, lagunas o turberas) se ha conside rado como típicamente glaciar y se ha utilizado com o criterio para determinar el límite del glaciarism o en las fases frías del Pleistoceno.

11.3.2. L a activ id ad so b re e x ca v a d o ra de lo s g la c ia r e s y su in terp reta ció n

Para la Geomorfología clásica la «sobreexcavación glaciar» e s un proceso erosivo de elevada com petencia y de funcionamiento perm a nente, la importancia de cuya actividad se encuentra significativamente controlada — al igual que la de la acción fluvial— por el caudal de la corriente puesta en movimiento por la gravedad: según las interpreta ciones m arcadam ente glaciaristas o ultraglaciaristas vigentes hasta mediados de siglo los hielos en movimiento serían cap aces, mediante la aplicación de la energía m ecánica derivada de su peso y de su flujo, de sobreexcavar directa y continuadamente su lecho rocoso y lo harían con una intensidad directam ente proporcional a su m asa (es decir, a su peso) y a su ritmo de desplazamiento, sin que para el ejercicio de dicha capacidad fuesen p recisas acciones previas de preparación ni condi ciones estructurales especialm ente favorables. D esde esta perspectiva, la progresiva concentración de la labor de desalojo en las áreas m ode ladas en c u b e ta , aunque iniciada como consecuencia de una posible menor resistencia superficial del roquedo, s e debería ante todo al m a yor —y creciente— esp esor alcanzado en ellas por la m asa glaciar. Sin em bargo las observaciones y análisis realizados en aparatos glaciares activos a partir de los años sesenta no han venido a confirmar estas ideas; antes bien han llevado a conclusiones mucho menos optimistas acerca de la capacidad directa de excavación del hielo en movimiento. Según dichas conclusiones la sobreexcavación ha de interpretarse como una acción de desalojo por el flujo de hielo de fragmentos roco


sos ya descohesionados por la actividad —previa o sincrónica al glacia rismo— de otros p rocesos o, en todo caso, de bloques o lajas separa dos por planos de discontinuidad estructural (diaclasas, esquistosidad, fracturas, etc.); una acción caracterizada adem ás por muy m arcadas variaciones de intensidad en el espacio y en el tiempo. La com petencia sobreexcavadora de los glaciares p arece limitadísima (por no decir nula) sobre roquedo masivo no fragm entado por la meteorización, con independencia de su esp esor o peso, mientras que resulta notable so bre afloramientos densam ente Asurados o meteorizados, aunque la po tencia del hielo no sea muy grande. P arece igualmente que este proce so de desalojo concentra la mayor parte de su trabajo en los momentos iniciales de la glaciación —e s decir, durante el avance de los glaciares sobre lo que va a ser su lecho— y en general en los episodios de re a vance de los hielos, teniendo una actividad muy m oderada en los lar gos intervalos temporales de estabilidad espacial de los aparatos regio nales o locales; el avance de los casqu etes o las lenguas glaciares sobre unas áreas p e ríg lac iare s intensamente afectadas por la meteori zación m ecánica (de forma tanto m ás m arcada cuanto mayor sea su fisuración estructural) tiene lo que los especialistas denominan un «efec to de bulldozer», e s decir un efecto de movilización y desalojo por empuje de todo el material fragmentado o descohesionado que encuen tra por delante, similar al que las máquinas de este nombre desem pe ñan en las obras de movimiento de tierras. Una vez recubiertos los lechos por las m asas de hielo en movimiento, la actividad sobreexcava dora cam bia de modalidad —p asa a ser un desalojo por tracción— y disminuye drásticam ente de com petencia, centrándose su lento trabajo en los sectores donde la fracturación, el diaclasado, la esquistosidad o la densidad de planos de discontinuidad estructurales proporcionan un material fuerte y profundamente descohesionado (sobre los que va rem arcando la topografía cóncava en c u b e ta ).

11.4. El m odelado de erosión g la cia r: el lech o g la cia r y su s elem entos Como consecuencia de la acción com binada d e los p rocesos des critos y de la evacuación d e la carg a accionada por ellos los glaciares esculpen sus lechos, de configuración frecuentem ente escalonada y accidentada por contrapendientes y en los que el roquedo aparece pulido o a b o rre g a d o . En el caso de los inlandsis y, en cierto modo, en el de los glaciares de plataforma o fejell estos lechos no tienen el carácter de canales por donde se conduce la corriente de hielo y muestran una básica hom ogeneidad; por el contrario, en la mayor parte de los glacia


res de montaña los lechos son verdaderos can ales en los que se apre cia una diferenciación m orfológica clara en dos partes: el circo y la

artesa.

11.4.1. E l c ir c o g la c ia r y s u s tipos

D esde el punto de vista geomorfológico, el circo e s el ámbito topo gráfico en que se aco g e el órgano colector del aparato glaciar (es decir, e s la parte del lecho coincidente con el «circo» en sentido glaciológico). Se define genéricam ente como una depresión m ás o menos semicircular o sem ielíptica enm arcada por vertientes vigorosas, situada en ca b e ce ra y ocupada —en la actualidad o en el pasado— por impor tantes volúmenes de nieve y de neviza en trance de d iag é n e sis adem ás d e por hielo ya consolidado. Resultado del rem odelado por los proce sos glaciares de formas preexistentes bien dotadas para la acumula ción y la perm anencia de la nieve —escalo n es o surcos estructurales, cu en cas de recepción torrenciales, ca b e c e ra s fluviales, depresiones kársticas, etc.— , los circos presentan tam años y configuraciones b a s tante diversas, apreciándose siem pre en ellos la huella inequívoca de la abrasión y, con mayor o menor evidencia según los casos, la de la sobreexcavación. Se pueden así encontrar desde circos simples cuya anchura no pasa de unos centenares o d ecen as de metros y que sólo significan un accidente dentro d e una ladera hasta enorm es y com ple jos circos de dimensiones kilométricas que abarcan amplios tramos superiores de valle. Teniendo en cuenta su tamaño y la configuración de su fondo los geom orfólogos suelen distinguir cinco tipos principales de circos: los circo s d e p a re d , los circos en em budo, los circos en cu b eta (o en van), los circos d e c a b e c e ra y los circos d e tram o alto. Como su nom bre indica, los circos d e p a r e d se sitúan en las e s c a r padas vertientes de los m acizos de alta montaña y, dentro de ellas, se hallan em plazados allí donde existen pequeñas rupturas de pendiente o confluyen vías de desplazamiento nival (ca n ale s d e a lu d e s ); nunca alcanzan dim ensiones superiores a unas d ecen as o algún centenar de metros y su fondo e s una cavidad poco m arcada abierta h acia la parte baja de la pared (es decir, carente de cierre o um bral d e salid a). Los circos en em budo se sitúan en la proximidad de las líneas de cum bres y su forma es la de un sem icono invertido, similar a la de una cuenca de recepción torrencial algo m ás m arcada y rehundida de lo normal; de tamaño pequeño o mediano, ca re ce n de un fondo propiam ente di cho y no tienen un límite inferior topográficam ente m arcado. Los circos en cu b eta o en van, por su parte, com binan unas dim ensiones reduci das o m oderadas con una forma m ás acorde con la im agen m ás común


o frecuente de estos relieves glaciares: su fondo, enm arcado por pare des escarpadas, ap arece bien definido por su topografía plana o sua vemente cóncava y queda claram ente limitado «hielos abajo» por una contrapendiente rocosa, a la que se da el nombre de c ie rre o umbral d e sa lid a ; se configuran así com o cu betas o «cucharadas» que muer den con nitidez las altas laderas y en las que, concluida la glaciación, pueden a co g erse lagunas o turberas. Estos tres tipos corresponden a aparatos de e sca so desarrollo, caren tes de órgano difusor propio o dotados de una lengua de reducidas dimensiones, diferenciándose en tre sí d esd e el punto de vista morfodinámico por la importancia del volumen de hielo activo acogido en ca d a uno de ellos (que en el citado en último lugar puede ser ya considerable). Reciben el nom bre de circos d e c a b e c e ra aquellos que, modelados por glaciares alpinos bien desarrollados, ocupan el arranque de un valle rem odelado por el hielo. Su forma e s la de grandes «fondos de saco» o hem iciclos de escala kilométrica cerrados en sus tres cuartas partes por vigorosas paredes, cuyo amplio fondo rocoso muestra una m arcada impronta de la abrasión glaciar, pero no ap arece sobreexcavado con intensidad. Esculpidos sobre m aterial relativamente com pacto aprovechando la ca b ecera de surcos fluviales preglaciares, ac túan al concluir la glaciación com o áreas de confluencia de la escorren tía torrencial a partir de las que se vuelve a organizar el flujo de las aguas dentro del valle, no siendo frecuentes en ellos las lagunas o tur beras debido a la ausencia de un umbral de salida m arcado capaz de retener volúmenes hídricos importantes. Finalmente, los llamados cir cos d e tram o alto presentan tam bién grandes dimensiones y se relacio nan con aparatos glaciares importantes de tipo alpino, pero —a dife rencia d e los anteriores— abarcan el tramo superior de los valles (y no estrictam ente la c a b e c e ra de los mismos) y tienen un fondo m arcada mente rehundido por la sobreexcavación. Su forma e s pues la de gran des y elevadas cubetas, abiertas en roquedo fisurado con cierta den sidad, enm arcadas por laderas verticalizadas y cerrad as en su salida por un umbral rocoso bien definido. Debido a su configuración m arca damente cóncava y a la existencia d e este elemento a contrapendiente, los circos de este género suelen acog er —tras la fusión de los h ie lo s lagos o lagunas de notable extensión y profundidad. Tanto en ellos como en los «de cab ecera» e s normal que el modelado glaciar afecte a las pared es hasta una altura importante sobre el fondo, pero sin llegar hasta las líneas de cum bres; el límite entre el tramo afectado por el gla ciarismo y las áreas culminantes que quedaron por encim a de los hie los suele quedar m arcado por una ruptura de pendiente en forma de replano, a la que se da el nom bre de h o m b rera glaciar. Cuando y donde las condiciones clim áticas y orográficas son muy


favorables a la acumulación de nevés, los circos, cualquiera que sea el tipo al que pertenezcan, dejan de ser formas elem entales aisladas y pasan a organizarse en conjuntos o sistem as articulados que ocupan una parte mayoritaria del espacio de alta montaña, confiriendo a éste el aspecto multicóncavo y agudo que se co n oce comúnmente com o m or fología alpina. La acción glaciar, al increm entar la amplitud de cada uno de los circos, h a ce retroceder y verticaliza las p ared es que los cir cundan con lo que las alineaciones y cordales que los separan s e con vierten en aristas y los picos adquieren la forma de aguas pirámides o

horn.

11.4.2. L a a r te s a g la c ia r

Si los aparatos glaciares son o fueron pequeños, o bien las condicio nes topográficas y topoclim áticas son desfavorables para que los hielos acumulados en las áreas de alimentación trasciendan los límites de éstas, la impronta geom orfológica del glaciarism o local se limita a los circos, dentro de los que se encuentran rocas «aborregadas», acan ala duras, estrías, cubetas de sobreexcavación, umbrales, etc. Si, por el contrario, los aparatos alcanzan dimensiones importantes y la organiza ción orográfica e s propicia para la canalización y evacuación a m edia o larga distancia de los hielos, el lecho glaciar adquiere una forma clara mente alargada e incluye un nuevo y significativo elemento: la artesa glaciar. El término «artesa» viene a ser sinónimo de valle con perfil transversal en forma de U. Es clásico en Geomorfología considerar que este perfil constituye el rasgo básico que permite diferenciar los can a les por los que discurren (o han discurrido) las lenguas glaciares de los valles fluviales, que tendrían un perfil en forma de V. Aunque genérica mente esta apreciación es acertada, no puede entenderse com o una norma válida en todos los casos, ya que hay valles en U resultantes de procesos de alteración, kársticos o periglaciares y lechos de glaciares de montaña donde esta configuración transversal no está, ni mucho menos, bien desarrollada. Existen, sin em bargo, algunos criterios fisionómicos y morfodinámicos que permiten distinguir las artesas m odela das por los glaciares; entre ellos están — adem ás, lógicam ente, de las huellas de la abrasión y de la sobreexcavación— el grado de inclina ción de las vertientes, el modo de enlace de éstas con el fondo y la forma de confluencia de los canales secundarios. Las artesas glaciares típicas tienen unas vertientes que a lo largo de la casi totalidad de su desarrollo presentan una pendiente muy m arcada y un enlace corto y relativamente brusco con el fondo cóncavo, termi nando con nitidez en su parte superior (donde puede ap arecer un cam


bio de morfología o incluso una ruptura de pendiente en hom brera). Cuando, com o e s frecuente, existen confluencias, éstas s e realizan con un claro desnivel sobre el citado fondo, de modo que puede decirse que los valles afluentes quedan colgados sobre el principal, vertiendo sus hielos encim a de los de este último, cuando el glaciarism o se en cuentra en actividad, y sus aguas a las del curso canalizado en él mediante ca sca d a s que salvan el um bral d e conOuencia, cuando ya se ha producido la deglaciación. Junto con estos rasg o s referentes al perfil transversal, las artesas glaciares muestran en la mayor parte de los caso s com o carácter definitorio un perfil longitudinal escalonado, en el que c u b e ta s de sobreexcavación y u m b rales (o «cerrojos») se suceden valle abajo; esta peculiar organización del fondo del lecho glaciar es particularmente m arcada y reiterada cuando el roquedo aflorante en él e s heterogéneo en cuanto a resistencia (debido a factores litológicos o técnicos) y la lengua alcanza un esp esor apreciadle, mientras que se encuentra sustancialm ente atenuada cuando dicho roquedo es homo géneam ente resistente frente a la sobreexcavación y la m asa helada es relativamente delgada. Concluida la glaciación, las cubetas acogen rosarios de lagos y lagunas, cuya p resencia — a v eces en muy alto número y con elevada densidad— constituye uno de los caracteres típi cos de las áreas afectadas por la actividad glaciar pleistocena. Según las vigentes interpretaciones geom orfológicas, para el mode lado de estas características a rte s a s e s decisiva la topografía preglaciar, ya que, sólo en el caso de que los hielos puedan acog erse en un canal suficientemente m arcado y profundo, llegan a alcanzar el espesor preciso para que sus acciones erosivas sean ca p a ce s de efectuar un trabajo importante tanto en sus m árgenes com o en su fondo. Existe un punto crítico en el esp esor de la lengua glaciar a partir del cual el valle previo evoluciona a a rte sa y que, si no es alcanzado (aunque la masa de hielo tenga un volumen considerable), limita la incidencia morfoge nética del glaciarism o a una transformación m enos definida y de menor intensidad. Superado el citado nivel crítico de canalización, capaz de hacer qu e el esp esor del curso glaciar iguale o sobrep ase su anchura, los hielos acumulados y constantem ente realimentados en el circo flu yen a lo largo del valle con una velocidad relativamente elevada, reali zando una labor de abrasión intensificada por la presencia de una carga sólida de fondo progresivam ente m ás abundante y una sobreex cavación facilitada por la actividad de las aguas de fusión subglaciares y por las frecuentes pulsaciones (retrocesos y reavances) del frente de la lengua glaciar. E s de esta com binación de procesos, ya actuantes en los circos pero con su com petencia increm entada por efecto la canali zación, de la que deriva el modelado de las artesas.


1 1 .5 . L a a c c i ó n t r a n s p o r t a d o r a y a c u m u la d o r a d e l o s g l a c i a r e s

Pese a la importancia y a la trascendencia morfológica que puede alcanzar su actividad erosiva, la función b ásica de los glaciares es —como se dijo al comienzo— el transporte, y la evacuación en la m edi da de lo posible, de las partículas accionadas por ellos mismos y reci bidas de las áreas que los enm arcan o dominan. Es tradicional en Geomorfología designar con el término m orrena al conjunto del m ate rial detrítico transportado, y depositado llegado el caso, por los glacia res; también se utiliza el término till para denominar a esta carg a gla ciar cuando aún está siendo transportada o cuando su deposición ha sido relativamente reciente y se mantienen sus caracteres y su disposi ción originarias y la palabra tillita para referirse a dicha carg a cuando ya ha sido h ace tiempo abandonada y sus caracteres muestran ya algún grado de diagénesis. Por su parte, los relieves elem entales g en e rados por la acumulación, temporal o definitiva, de estos m ateriales reciben el nombre de form as m o rrén icas y constituyen un conjunto de fundamental trascendencia en el p aisaje morfológico elaborado por el glaciarismo.

11.5.1. L a c a r g a m o rré n ica y su d istrib u ció n

Los glaciares reciben su carg a sólida tanto de su lecho com o del exterior y la transportan sobre los hielos que los constituyen, en el inte rior de la m asa de éstos y en la b a se de dicha m asa. S e habla así en Glaciología de tres tipos o fracciones de morrena: la m o rrena externa o superficial, la m orrena interna y la m o rrena de fondo. La m orrena externa está com puesta en su mayor parte por fragmen tos procedentes de las áreas de topografía vigorosa que quedan por encima de la superficie externa de los casquetes, los circos y las len guas, cuyo accionamiento y transporte inicial ha corrido a carg o de los procesos de meteorización m ecánica y de dinámica de vertientes que en ellos actúan; estos fragmentos, cuyo volumen se encuentra en rela ción directa con la extensión y la actividad morfodinámica de las cita das áreas supraglaciares, se distribuyen encim a de los hielos dispo niéndose conforme a la configuración y al movimiento de los mismos. En el caso de los glaciares locales canalizados, la carg a morrénica superficial se acumula en los m árgenes de la lengua, constituyendo la m orrena lateral que sigue el contacto exterior del flujo de hielo con su lecho rocoso, y en el extremo o terminación de ésta, configurando la m orrena frontal adaptada a la forma de dicha terminación y a las pulsa ciones que la afectan. Cuando s e produce la confluencia de dos len


guas, la unión de la carg a lateral de am bas da lugar a la aparición de una franja detrítica en el interior de la corriente de hielo a la que se da el nom bre de m o rrena m edia. Adem ás de estas acum ulaciones priori tarias el material m orrénico ap arece de forma difusa, y con mayor o menor densidad, sob re el conjunto de la superficie glaciar, donde su distribución se ve influida por las «ojivas de flujo». La m o rrena interna está com puesta por los m ateriales detríticos que son transportados dentro de la m asa de hielo en movimiento. En su mayor parte dichos m ateriales son de procedencia externa y han sido recibidos por el glaciar en su área de alimentación, donde se han visto recubiertos por siem pre renovadas cap as de neviza quedando inclui dos en los volúmenes helados com pactos resultantes de la diagénesis de éstas; tam bién proceden en parte de la m o rrena superficial propia mente dicha, algunos de cuyos com ponentes por efecto de su peso y de su mayor cap acid ad para captar energía calorífica de la radiación solar llegan a penetrar m ás o menos profundamente en el hielo. Con frecuencia esta fracción m orrénica ap arece dispuesta en lechos b as tante bien diferenciados alternantes con cap as «limpias» en los tramos altos de los aparatos glaciares, para dispersarse de forma progresiva mente desorganizada en los tramos medios y bajos de éstos. La m o rrena d e fondo, por su parte, com prende la carg a sólida que los glaciares arrastran en su base, e s decir en el contacto del flujo de hielo con el fondo de su lecho. En ella van incluidas las partículas accionadas en éste por los p rocesos de erosión propios de la acción glaciar (clastos y bloques desalojados por la sobreexcavación y harina glaciar producida por la abrasión), junto con elem entos de procedencia externa que han llegado a atravesar el esp esor completo de los hielos. Además de resultado de la actividad de los citados procesos, esta morrena constituye un agente básico para que éstos desarrollen su tra bajo geom orfológico y, en consecuencia, su volumen y su composición desem peñan un control muy significativo en la com petencia m odela dora de los glaciares sobre sus lechos.

11.5.2. L a sed im en tació n g la c ia r

D esde el punto de vista sedimentológico, el material que compone la morrena glaciar en su conjunto se caracteriza por la falta de selección granulométrica, por la importancia de la fracción de tamaño bloque y por el e sca so o nulo d esgaste que el desplazamiento produce en las partículas. Su abundancia difiere sensiblem ente de unos aparatos a otros y no lo h ace en relación directa con su extensión o importancia. Teniendo en cuenta que una parte sustancial de los aportes proceden


de las áreas supraglaciares, la carga morrénica tiende a ser mayor en los pequeños glaciares locales enmarcados por una amplia y activa área de alimentación detrítica que los aparatos voluminosos y extensos sobre cuya superficie apenas quedan afloramientos de roquedo descu bierto. Así, los glaciólogos diferencian glaciares blancos, caracteriza dos por la escasez de su carga morrénica en relación con sus impor tantes dimensiones (entre los que se encuentran los grandes casquetes regionales sobre cuyos hielos sólo em ergen unas pocas puntas rocosas o nunataks), y glaciares negros, cargados y recubiertos de unos volú menes detríticos muy grandes en comparación con la reducida impor tancia de su caudal; incluso se habla de glaciares rocosos con refe rencia a pequeños aparatos residuales en los que los hielos no llegan a aflorar bajo un masivo recubrimiento morrénico, el cual mantiene su existencia y su actividad al protegerlos de la fusión.

11.6. El modelado de acum ulación g laciar: las form as m orrénicas La sedimentación de las diversas fracciones o componentes de la morrena, al reducirse o cesar la competencia transportadora de los

www.FreeLibros.org Fig. 11.3. Formas características de margen glaciar, con indicación d e su origen.

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glaciares, tiene com o consecuencia la génesis de formas de acumula ción muy características la configuración geom orfológica de cad a una de las cu ales traduce con gran fidelidad la posición que durante la gla ciación ocupaban los m ateriales que las constituyen, así com o la proce dencia de éstos. Cuando, a lo largo de un periodo que siempre es relativamente dilatado y en el que se dan avances, retrocesos y estabili zaciones, un aparato glaciar se va fundiendo hasta desaparecer, va depositando sucesivam ente los m ateriales que había empujado hasta el límite de su flujo (es decir, hasta el m argen externo de su casquete, el frente de su lengua o la salida d e su circo), los m ateriales que había transportado en sus m árgenes laterales y, por fin, los m ateriales des plazados en el interior de la corriente helada. Los elem entos geomorfo lógicos resultantes de estas tres fases de deposición reciben respecti vam ente los nom bres d e a rc o s m o rrénicos frontales , co rd o n es morrénicos la te ra le s y reliev es m orrénicos d e ablación.

11.6.1. L a s fo rm as de acu m u la ció n fro n ta l: lo s a r c o s m o rrén ico s

Los a rc o s m orrénicos frontales se localizan en la terminación o el borde externo de las áreas afectadas por el glaciarism o y, en el caso de corresponder a aparatos canalizados en artesas, suelen tener un dibujo muy neto y característico. Su trazado en planta se puede definir como sem icircular o semioval, e s decir en «arco» con la clave apun tando aguas abajo, y su anchura —com o en una m edia luna— e s má xima en el centro reduciéndose progresivam ente hacia los extremos (donde suele enlazar sin solución de continuidad con los acúmulos morrénicos laterales). D e perfil transversal claram ente disimétrico, e s tos relieves de acumulación constan de una vertiente interna relativa m ente escarp ad a y otra extem a de pendiente m ás suave, apareciendo como muros de em balse que, al obstaculizar el drenaje de las aguas, acogen en las cu betas terminales importantes lagos o áreas lagunares. La com posición litológica y granulométrica de los depósitos detríticos que los constituyen se caracteriza por la com binación de elementos accionados por el hielo en todo el lecho glaciar y elem entos proceden tes en principio de la dinámica periglaciar, todos ellos escasam ente desgastados y caren tes de estructura y de selección dimensional, aun que la fracción fina suele ser claram ente minoritaria en relación con la gruesa y en ésta suelen abundar las partículas de tamaño bloque. Con frecuencia en relación con un mismo y determinado aparato glaciar no existe un sólo arco morrénico, sino varios que pueden estar m ás o m enos separados entre sí e incluso yuxtapuestos o superpuestos. En el caso de que su proximidad se a muy m arcada, hasta el punto de


que configuren en conjunto un arco m orrénico complejo, reciben el nombre de vallums (entre los que aparecen surcos intram orrénicos, que a veces acogen lagunas o turberas). Tradicionalmente se conside raba que cada arco morrénico elemental o vallum —con independencia de la amplitud y la naturaleza geomorfológica del espacio que lo sep a rase de otro— venía a ser el testigo de la línea alcanzada por el avance de los hielos en una glaciación; de este modo el número de arcos morrénicos indicaba el número de glaciaciones, correspondiendo el más externo a la m ás antigua de ellas y el m ás interno a la m ás re ciente. En la Geomorfología actual esta correlación m ecánica entre mo delado de arco frontal y establecimiento o reestablecimiento de la a c tividad glaciar ha sido desechada, ya que durante una sola fase de funcionamiento los aparatos pueden construir varios de estos relieves mo rrénicos. Incluso en los episodios de estabilidad el frente de los glacia res registra frecuentes pulsaciones (es decir, avances y retrocesos de reducida amplitud) en relación con las cuales se generan vallums muy próximos, cuyo número solamente indica el carácter m ás o menos pul sador del aparato. De otro lado, a lo largo del proceso de deglaciación mediante el que los hielos van retrocediendo hasta desaparecer se registran episodios de estabilización temporal acom pañados de leves reavances, cap aces de modelar formas de acumulación morrénica en «arco» la distancia entre las cuales puede ser considerable. Es así fre cuente que en el m arco del lecho de un glaciar de tipo alpino pleistoceno —ya abandonado por los hielos— se encuentren un arco com ple jo externo, correspondiente a la fase álgida de estabilidad, y varios arcos internos, correspondientes a pulsaciones de reavance dentro de la fase de retroceso. Para que dos o m ás de estas lomas morrénicas puedan ser atribuidas a otras tantas glaciaciones diferentes e s preciso, además de que su separación sea importante, que su nivel de conser vación y el grado de remodelado postglaciar de los sectores situados entre ellos sean marcadam ente distintos. Dada su posición en la salida natural de las aguas de fusión y a su relativa deleznabilidad (propia de una acumulación de partículas suel tas sin estructura ni cementación), las morrenas frontales tienden a ser formas relativamente efímeras desmanteladas con rapidez por los pro cesos erosivos fini o postglaciares; de ahí que normalmente al iniciarse una glaciación, tras un dilatado periodo interglaciar, ya no existan o se encuentren muy desnaturalizados los arcos morrénicos correspondien tes a la glaciación anterior. En general, estos relieves de acumulación glaciar se conservan mejor y mantienen m ás tiempo su configuración originaria cuanto mayor e s el calibre y la resistencia intrínseca de los elementos que los forman, así como cuanto m ás pequeño y «cargado» es el aparato que los ha generado; de este modo puede darse la cir-


cunstancia, aparentem ente contradictoria, d e qu e en la terminación de grandes y típicas artesas m odeladas sobre esquistos o pizarras por g laciares alpinos de importante esp eso r no se encuentren arcos morrénicos bien definidos, mientras qu e a la salida de m odestos circos abier tos en m aterial granítico o gneísico por aparatos de tipo pirenaico apa rezcan vallums bien desarrollados y conservados.

11.6.2. L a s fo rm a s de a cu m u la ció n la te r a l y de fondo

Los c o rd o n e s m o rrén ico s laterales, por su parte, sólo aparecen en relación con glaciares lo cales canalizados que estuvieron dotados de le n g u a , faltando com o tales en los grandes casqu etes y en los peque ños aparatos de circo. S e trata de acum ulaciones lineales desarrolladas a lo largo del límite superior de am bas vertientes de las artesas, que pueden ir desd e la salida del área de alimentación hasta el comienzo del arco frontal —con cuyos extrem os enlazan, com o se ha dicho, sin solución de continuidad— ; están constituidas por material detrítico mo vilizado por los hielos p ero mayoritariamente de procedencia externa y conforman una ruptura de pendiente (o incluso una contrapendiente) capaz d e obstaculizar durante algún tiempo el drenaje de las aguas y el desplazam iento de los derrubios ladera abajo. Al igual que los arcos m orrénicos, estos cordones pueden no ser únicos en el ámbito de un organism o glaciar sino ap arecer a diversas alturas en las laderas del lecho m arcando la altura del curso de hielo en sucesivos episodios de estabilización, aunque normalmente su número e s m ás reducido debi do en gran parte a la facilidad con que son desm antelados por los pro ce so s de dinámica de vertiente postglaciares. Ciertamente, estos cor dones detríticos postizos, pegad os a las laderas de valles muy vigoro sos, son muy susceptibles de arrastre o removilización, lo que, junto con su m enor esp eso r sedimentario, los h a ce unas form as de relieve aún m ás frágiles y potencialm ente efím eras que los arco s frontales; de ahí que con mucha frecuencia dentro de lo que fue el lecho de un glaciar de tipo alpino se puedan recon ocer varios arco s y se a difícil encontrar un verdadero cordón m orrénico lateral. Cuando el valle preglaciar por donde se canalizó la lengua de hielo tiene en su tramo m edio o inferior, fuera ya del límite de las «nieves perpetuas», valles o barrancos afluentes, el cordón morrénico cierra la salida d e éstos configurándose localm ente com o una loma exenta de planta arqueada, similar a un arco frontal en posición invertida, a la que s e da el nom bre de m o rrena d e obturación. Tanto durante la glaciación com o en los tiempos inm ediatam ente posteriores a la retirada de los hielos estos relieves constituidos por la carg a lateral del glaciar actúan


como elem entos de retención de la escorrentía hídrica y de los arras tres sólidos, en relación con los cu ales se desarrollan áreas lagunares colgadas (conocidas com o b a rc o s o barquillos ) o elevados replanos de relleno (a los que se denomina terrazas d e obturación o terrazas d e kam e). No obstante, con relativa rapidez estos cierres de material morrénico lateral, lo mismo que los arcos frontales, son rotos por las aguas corrientes que abren en ellos b o q u e te s d e evacuación por donde una parte de los caudales puede salir y fluir valle abajo. Reciben, finalmente, el nom bre de m o rren as d e ablación las acumu laciones sedim entarias dejadas sobre el fondo de su lecho por los apa ratos glaciares al producirse su fusión. S e trata por lo normal de cu biertas detríticas heterogéneas y aparentem ente caóticas resultantes de la deposición de la carg a transportada por los hielos en el interior de su m asa y sobre su superficie no marginal, las cu ales no presentan una configuración genérica determinada y tienen un desarrollo y una amplitud muy diferentes según los casos. La fusión de glaciares «blan cos», particularmente poco cargados de material morrénico, genera morrenas de ablación extrem adam ente laxas limitadas a un recubri miento de b lo q u es errático s salpicados sobre el antiguo lecho, mientras que los glaciares «negros», dotados de una carg a m ás abundante, de jan en éste grandes m asas m orrénicas cap aces de rellenar parcial mente algunas de las cu betas de sobreexcavación. Pero e s en los gla ciares «rocosos», inundados o enterrados por el material detrítico apor tado por las vertientes que los rodean, donde el volumen y la definición morfológica de estas acum ulaciones alcanza su máximo grado: la fu sión de los hielos de este tipo de aparatos genera recubrim ientos m asi vos que ocultan la totalidad del lecho rocoso y en los que se conservan las estructuras introducidas en el material detrítico por el flujo glaciar (ondulaciones m orrénicas arqueadas correspondientes a las «ojivas de flujo», cordones longitudinales internos correspondientes a «morrenas medias», etc.). En todo caso, la pervivencia y el mantenimiento de los caracteres geom orfológicos originarios de las m orrenas de ablación son difíciles, dependiendo — adem ás de la proximidad cronológica de la deglaciación— de la densidad, la naturaleza litológica y la granulometría del depósito.

11.7. M orfodinám ica de m argen y form as p ro g laciares Los m árgenes de los glaciares —y en esp ecial el m argen frontal— se caracterizan por un cam bio notable en la dinámica geomorfológica. Aunque dicha dinámica sigue dependiendo de la p resencia del hielo en movimiento, en ella desem peñan ya un papel decisivo las aguas de


fusión, cuya acción m odeladora se com bina primero y va sustituyendo después progresivam ente a la del flujo glaciar. Las formas de relieve que se desarrollan en este ámbito marginal bajo condiciones morfodinám icas mixtas reciben el calificativo de p ro g la c ia re s y tienen su más amplia y variada representación en el área frontal de los actuales gla ciares locales «templados» y en lo que fue el m argen de los grandes casqu etes continentales cuaternarios, incluyendo tanto las modeladas en la zona d e fusión , donde aún existe hielo, com o por delante de ésta —e s decir, en la zona p ro g la c ia r p ro p iam en te d ich a —, donde ya las aguas liberadas por el hielo fundente son prácticam ente el único agente. Dentro de la zona d e fusión ap arecen formas de acumulación y de excavación cuya configuración y disposición todavía se encuentran bá sicam ente controlados por la forma y el sentido del flujo glaciar, así como por la organización de los can ales o conductos por donde, bajo el hielo, se realiza la evacuación de las abundantes aguas de fusión; entre estas formas son de destacar los drum lins, los esk er, los urstrom taler y los lag o s y lag u n a s d e m arg en . Los drum lins son cerros de planta ovoide alineados en el sentido que tuvo el flujo glaciar que están com puestos por un núcleo de ro ca in situ y un acúmulo de depósitos de ori gen morrénico pero m ás desgastados de lo normal; generados aún bajo el hielo glaciar, resultan del efecto d e retención de carg a produ cido por obstáculos rocosos sobre una escorrentía subglaciar de fondo que se ha hecho caudalosa y generalizada. Los e s k e r (también conoci dos como o e s a r ) son, por su parte, lomas de longitud kilométrica y tra zado ondulado dispuestas tam bién conforme al sentido del flujo glaciar que están constituidas exclusivam ente por material morrénico apreciablem ente seleccionado y desgastado (y dispuesto a v eces en lechos); se interpretan com o resultado de la puesta al descubierto al final de la glaciación del relleno detrítico de can ales subglaciares de drenaje que han alcanzado en la zona de fusión unas dim ensiones y una estabilidad espacial importantes. Los urstrom taler son can ales de drenaje dispues tos en el sentido de la escorrentía glaciar, que resultan de la incisión efectuada sobre roquedo blando por los torrentes subglaciares o inme diatamente proglaciares alimentados por las aguas de fusión en el área frontal de los aparatos locales o de los inlandsis pleistocenos. Final mente, los lag o s y lag u n a s d e m arg en son cubetas de planta alargada que acogen m asas de agua de fusión poco profundas enm arcadas por eskers o drumlins y resultantes a v eces de la fusión masiva de lentejones de hielo aislados al final de la glaciación. En el área situada inmediatamente por delante del frente de los hie los o zona p ro g la c ia r p ro p iam en te dicha las aguas de fusión, ya no limi tadas ni condicionadas por la presencia del hielo, desarrollan una acción más amplia y difusa modelando superficies planas y suavem ente incli


nadas, de aspecto similar a los glacis, a las que —dependiendo de su configuración concreta y d e los caracteres de los depósitos que las forman— s e da el nom bre de k a m e s o san d u r. Los k a m e s son más pequeños y mejor definidos, teniendo una forma asim ilable a un a b a nico o cono de deyección muy aplanado, cuyo ápice s e encuentra en la salida de un conducto sublgaciar estable; el material que los forma incluye una alta proporción de elem entos gruesos con un notable grado de desgaste. Los sa n d u r , por su parte, tienen una mayor extensión y presentan el aspecto de am plias llanuras pantanosas recorridas por hilos o surcos de agua muy numerosos y divagantes; construidos por una liberación masiva y difusa de aguas de fusión en el frente glaciar que realiza una labor de arrastre similar al de la arroyada laminar, están constituidos por m ateriales de calibre fino o medio y en sus s e c tores pantanosos se pueden acumular recubrimientos de turba.


12______________ La acción modeladora del viento y de las aguas marinas

12.1. L a a cc ió n m orfogen ética del viento: c a r a c te r e s y controles Al igual que los flujos de agua líquida o de hielo impulsados por la gravedad, el flujo superficial de aire generado por los gradientes de radiación —e s decir, el viento— está dotado de energía capaz de des plazar partículas sólidas y, consecuentem ente, d e efectuar un apreciable trabajo de modelado. Dado que este trabajo incluye acciones de transporte a larga distancia y no se desarrolla conforme al sentido de las pendientes topográficas locales, el viento suele ser incluido por los geomorfólogos dentro del género de los grandes agentes de evacua ción, p ese a no constituir una escorrentía canalizada en lechos m ás o menos estables y a actuar de modo extensivo en las áreas interfluviales (efectuando también desplazamientos cortos, lo mismo que diversas modalidades de dinámica de vertientes). Es precisam ente la amplitud de su área, que ab arca la práctica totalidad de la superficie terrestre, y no la intensidad o la concentración espacial de su labor morfogenética la que confiere este rango a la acción eólica, cuya com petencia intrín seca ha de calificarse de moderada.


12.1.1. L a co m p ete n cia d el flu jo eó lico

Debido a la baja densidad y a la nula viscosidad del aire, el viento sólo es com petente para mover partículas sueltas de pequeño calibre y sufre una disminución drástica de su capacidad modeladora en cuanto existe algún factor estructural, climático o biótico que de cohesión al material o ha de competir con agentes ligados a la escorrentía de flui dos m ás densos. Así, p ese a estar presente en todos los ámbitos, sólo llega a m arcar su impronta prioritaria en el relieve de las áreas donde afloran rocas o form aciones sedim entarias deleznables de granulometría fina o bien otros procesos aseguran una producción abundante de elementos sueltos de tamaño arena o limo. Es por ello por lo que la morfología eólica alcanza su m ás significativo desarrollo en los m árge nes litorales, en las áreas continentales donde existen acumulaciones de sedimentos finos o donde s e registra una activa desagregación gra nular y, desde luego, en las regiones áridas en las que las acciones hídricas se encuentran prácticam ente ausentes. Por otro lado, el flujo superficial de aire se ve significativamente afectado en su eficacia geom orfológica por la presencia de obstáculos cap aces de interferirlo o de distorsionarlo, entre los que son de desta car los órganos áereo s de las plantas. Estos órganos se comportan como un factor de incremento de la rugosidad que frena y «peina» el viento y lo h ace en tanta mayor medida cuanto mayor e s su densidad o tasa de recubrimiento. Así, una cubierta vegetal continua, aunque sea de talla baja, e s capaz de reducir la velocidad del ñujo eólico a ras de suelo hasta reducir al mínimo el volumen de partículas desplazadas por éste. Pero, aunque no sea tan evidente, tam bién este arrastre de partí culas puede ser limitado de forma apreciadle por la cubierta edáfica, ya que el humus y otros com ponentes arcillosos presentes en los suelos son ca p a ce s de aglutinar las partículas m ás pequeñas en «agregados» cuyo peso sobrep asa ya la com petencia del viento. De este modo, la acción eólica tiene su eficacia fuertemente controlada por la cubierta biótica, la desaparición o desestructuración de la cual h a ce que el viento recupere su capacidad y pueda tener en poco tiempo importan tes consecuencias geomorfológicas. Consecuentemente, donde el viento alcanza mayor trascendencia como agente de modelado e s en las superficies que, adem ás de contar con afloramientos de material adecuado, se encuentran desnudas o poco dotadas de recubrimiento vegetal y donde —com o consecuencia en parte de lo anterior— no existen suelos bien estructurados (es decir, compuestos por agregados cohesionados por com puestos húmicos); y se da la circunstancia de que esta desnudez superficial se da también en las regiones áridas y en los «desiertos fríos», así como en determina


das áreas litorales. El desarrollado y activo modelado eólico que en di chas áreas se registra no se d eb e a que en ellas los vientos sean más rápidos o constantes que en otras, sino a que los flujos aéreos no sufren en ellas la acción de freno de la vegetación ni su com petencia se en cuentra contrarrestada por una edafogénesis capaz de transformar los afloramientos de material suelto en suelos estructurados.

12.1.2. L o s c a r a c te r e s d el flu jo e ó lic o y e l tr a b a jo m od elador del viento

El flujo del aire presenta unos caracteres básicam ente idénticos a los de la escorrentía hídrica: al igual que en las corrientes de agua, en el viento se com bina un movimiento lineal paralelo a la superficie con movimientos helicoidales de e je vertical u oblicuo a ésta, definiendo lo que s e denomina un flujo turbulento. La diferencia e s de naturaleza cuantitativa y se d eb e a la ya señalada diferencia de densidad entre el fluido líquido y el gaseoso; al ser este último m ás ligero, su turbulencia e s potencialm ente mayor y puede ser generada por un mayor número de factores. Por de pronto, para que aparezcan y alcancen suficiente densidad las turbulencias no e s preciso que la velocidad del flujo sea alta ni que la rugosidad de la superficie sea m arcada. De otro lado, el calentamiento del aire al desplazarse sobre el suelo es una fuente suple mentaria de turbulencia que puede afectar a importantes espesores de atmósfera. Sin em bargo, esta mayor y m ás continuada agitación, deri vada tanto de diferencias en el efecto de freno superficial como de desigualdades térm icas, resulta sustancialm ente contrarrestada a efec tos geom orfológicos por la reducida viscosidad del aire, que no puede adherirse a las partículas sólidas con suficiente fuerza como para le vantarlas y arrastrarlas con facilidad, salvo en el caso de que su ta maño s e a muy pequeño. Con mayor velocidad y turbulencia, el viento resulta pues genéricam ente m enos eficaz que las corrientes de agua. B aja densidad y baja viscosidad s e combinan para limitar la com pe tencia de la acción eólica a las partículas m ás finas y para que gran parte de ellas se mantenga en movimiento durante intervalos cortos. Pero la diferencia con las acciones hídricas no se limita a estos asp ec tos cuantitativos d e carácter m ecánico: el agua e s un medio activo que permite que volúmenes importantes de material entren en la carga movilizada mediante procesos físico-químicos com o la disolución, pu diendo sufrir transform aciones durante el transporte; el aire, por el con trario, es un medio m ás «inerte» dotado sólo de capacidad de impulso m ecánico e incapaz de introducir cam bios en la naturaleza de los ele mentos sólidos que desplaza. Como consecuencia de ello, la carga impulsada m ecánicam ente por el viento, siendo relativamente menos


voluminosa, presenta sin em bargo una mayor riqueza mineralógica. Cristales de sal o yeso, polvos calcáreos, arcillas muy finas u otras par tículas de m inerales «frágiles», que no se encuentran com o tales partí culas sólidas en el material transportado por las corrientes de agua (al disolverse molecular o coloidalmente en ella), pueden ap arecer en can tidades relativamente importantes dentro de la carg a movida por el viento o en los depósitos generados por él. Los elem entos salinos de origen evaporítico, en particular, se caracterizan por un tamaño y un peso muy reducidos y son especialm ente aptos para el desplazamiento por las corrientes de aire; y adem ás la precipitación y el crecim iento de los cristales de este tipo de m inerales (muy activo en las áreas litorales y áridas) e s un m ecanism o de gran eficacia para preparar el material, reduciéndolo al calibre alcanzable por la com petencia eólica. E s por ello por lo que la actividad erosiva directa del viento alcanza su mayor intensidad y tiene sus m ás amplias consecuencias morfológicas en las cubetas salinas de ciertas regiones m arcadas por la aridez. Al igual que ocurre con los ñujos hídricos, la turbulencia y, conse cuentemente, la com petencia geom orfológica del viento c re c e en rela ción con su velocidad, pudiendo d ecirse que cuando ésta es reducida la citada com petencia se mantiene en niveles inapreciables. Sólo los vientos rápidos y fuertemente turbulentos, aunque se trate de ra c h a s de corta duración, están dotados de verdadera eficacia modeladora, por lo que el sentido de desplazamiento de la ca rg a eólica (o al m enos de la parte de ésta que s e mueve ce rc a de la superficie) no coincide con la dirección del viento dominante sino con la de los vientos m ás violen tos, que pueden ser efímeros y limitarse a determinados tipos de tiem po perturbado. Por otra parte, al contrario que en los flujos de agua impulsados por la gravedad, la dirección de estas corrientes de aire geomorfológicamente eficaces no e s única ni constante, por lo cual el trabajo geomorfológico realizado por ellas puede no tener un efecto acumulativo sino dispersivo o, incluso, contradictorio (las partículas des plazadas por una racha de viento en un sentido pueden ser impulsadas oblicuamente o movidas en sentido contrario por otra); de ahí que con frecuencia las arenas eólicas no se trasladen de un punto a otro «por el camino m ás corto» sino describiendo trayectorias o circulaciones com plejas en las que no faltan los «pasos atrás». Finalmente, hay que tener en cuenta que el viento e s un flujo de espesor kilométrico, cuya velocidad y turbulencia son muy diferentes en su base, afectada por el contacto o la proximidad del suelo, y en sus niveles superiores, m ás alejados de éste. Debido a ello, el modo y la velocidad con que son desplazadas las partículas m ás pequeñas, lleva das a centenares de metros de altura por las turbulencias mayores de origen térmico, son fundamentalmente diferentes de la modalidad y el


ritmo con que se mueven los elem entos d e mayor calibre que apenas pueden ser levantados unos decím etros por encim a de la superficie sometida a la acción del viento. Puede d ecirse que en la acción eólica coexisten dos flujos superpuestos a cad a uno de los cu ales le compete el desplazamiento de una fracción de la carg a sólida: un flujo superior, m ás rápido y lineal, que desplaza sólo carg a arcillo-limosa en suspen sión; y un flujo inferior, m ás lento y com plejo, que realiza el «transporte a ras de suelo» de ca rg a mayoritariamente arenosa en saltación o roda miento (o incluso, eventualmente, en suspensión corta). El tran sp o rte en altura está alimentado por las turbulencias ascen dentes, que aspiran las partículas superficiales y las mantienen en el aire contrarrestando su tendencia a la caida. Las relativamente más pesad as de éstas (arenas finas, agregados y algunos limos arcillosos) sólo alcanzan algún metro de altura y caen o se decantan tras un reco rrido limitado, m anteniéndose en la carg a inferior de la corriente eólica, mientras que las m ás ligeras (limos, arcillas sueltas, cristales de sal, etc.) pueden llegar a miles de metros de altura, siendo desplazadas a distancias del orden de centenares o miles de kilómetros en recorridos que pueden durar varios años. D e este modo el viento e s capaz de re a lizar el transporte a larga distancia de unos volúmenes de material cuyo monto es, según las m ás recientes investigaciones, de m ás importancia de lo que se creía. El tran sp o rte «a ra s d e su elo » resulta de la acción directa de la corriente y de las turbulencias de todo tipo sobre las partículas que los torbellinos ascendentes no pueden levantar por encim a del nivel basal del flujo eólico. Afecta por lo tanto a una cierta proporción de limos, que son desplazados en suspensión a distancias relativamente cortas (y de cuya decantación derivan los depósitos conocidos como íoess), y sobre todo a arenas m edias o finas en cuyo desplazamiento se com bi nan —como en el de la c a rg a d e fondo de los ríos— el rodamiento y la saltación. Esta forma de transporte, lenta debido a la amplitud de los «tiempos muertos» entre las sucesivas movilizaciones, h ace que los gra nos de arena vayan cam biando d e configuración y adquiriendo forma redondeada al tiempo que su superficie, lacerada por los impactos, se torna mate. Los saltos de las arenas m ás finas pueden alcanzar los 3 m de altura durante situaciones atm osféricas fuertemente perturbadas, pero lo normal e s qu e la carg a arenosa circule en el primer metro por encim a de la superficie topográfica, siendo utilizada por la propia co rriente eólica como instrumento para realizar labores de arrancamiento y abrasión sobre el roquedo com pacto que, si dicha carg a es abun dante y mineralógicamente adecuada, pueden tener consecuencias mor fológicas significativas.


1 2 .2 . L a a b l a c i ó n y l a e r o s i ó n e ó l i c a

Actuando de forma directa o utilizando com o arma la carg a sólida previamente adquirida, el viento e s capaz, cuando su violencia e s sufi ciente, de accionar partículas finas a partir de form aciones sueltas o de afloramientos rocosos blandos y de erosionar ro cas de mayor resisten cia.

{Fuente: M. J. Selby, 1990).

www.FreeLibros.org F ig. 12.1. Desarrollo d e yardangs aprovechando las lin eas d e debilidad del roquedo.

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12.2.1. L a d efla c ió n y su s c o n s e c u e n c ia s g eo m o rfo ló g ica s

R ecibe el nom bre de deflación la ablación y evacuación de partícu las de bajo calibre realizada por el viento. Cuando el material aflorante tiene una granulometría heterométrica, este proceso tiene un c a rácter m arcadam ente selectivo y consiste en el arrastre de la fracción m ás fina —al alcance de la com petencia eólica— , dejando in situ los com ponentes de mayor tamaño. Su actividad tiende a transformar las áreas en que esto ocurre en verdaderos p edregales (o p a v e se s), a los que en Geomorfología se da el nom bre de reg, cuyos elementos de tamaño canto o bloque resultan también afectados por la acción del viento, no en su posición sino en su forma. El paso sobre ellos de las arenas eólicas los pule con gran perfección y llega a esculpir en su superficie facetas aerodinámicas, dándolos un aspecto muy caracterís tico que permite distinguir bien los can to s eolizados (o ventifactos ) —prism áticos y brillantes— de los cantos desgastados por otros proce sos que implican su movilización —redondeados y m ates— . Cuando el material expuesto a la deflación está compuesto sólo por partículas sueltas de bajo calibre, ya sea por sus caracteres litológicos originarios o por la actividad perm anente y eficaz de procesos meteórico s ca p ace s de pulverizarlo superficialmente, la com petencia de este tipo de accionam iento eólico alcanza su máximo nivel. Es en este caso en el que el viento puede m odelar formas deprimidas de dimensiones importantes coincidentes con afloramientos de sedimentos particular mente finos y deleznables o, sobre todo, en áreas intensamente afecta das por la precipitación de sales, la haloclastia y la hidroclastia; las se b ja s y los chotis , característicos de las regiones áridas y situados en las áreas donde se pierden y evaporan los esporádicos caudales hídrico s que en ellas circulan, se encuentran entre las m ás características de estas depresiones o cubetas eólicas generadas por la deflación.

12.2.2. L a co rra sió n y su s c o n s e c u e n c ia s g eo m o rfo ló g ica s

La corrasión o abrasión eólica es la segunda modalidad de acciona miento efectuada por el viento y consiste en la erosión del roquedo in situ —se a cual se a su dureza— mediante el impacto reiterado de las partículas desplazadas a ras de suelo, siem pre y cuando dichas partí culas sean granos de cuarzo o fragmentos de otra litología rica en sílice de similar dureza. El rodamiento y la saltación de éstos sobre aflora mientos poco com pactos (m argas, arcillas, margocalizas, etc.) es capaz de abrir surcos dispuestos conforme a la dirección eficaz del flujo de aire, que dejan entre sí montículos de planta aerodinámica conocidos


en Geomorfología como y a id a n g s y que sólo se dan si el material lítico, adem ás de relativamente blando, e s hom ogéneo y masivo. En el caso de que existan diferencias estructurales que afecten al nivel de deleznabilidad, esta modalidad de erosión eólica tiende a ponerlas de mani fiesto en el relieve, adaptando a ellas la posición de surcos y lomas. Sobre rocas duras, la corrasión tiene el carácter de una verdadera acción abrasiva que pule los afloramientos y desgasta la b ase d e los resaltes. Si el material e s masivo y homogéneo, dicha acción genera superficies lisas y satinadas y form as ro co sas estrechas en su parte inferior (ro c a s cham piñón ), mientras que, si la composición mineraló gica presenta variaciones que afectan a la resistencia, produce oque dades o estrías aprovechando los puntos o zonas relativamente m ás deleznables. Sin em bargo, no todos los alveolos laterales o las concavi dades básales abiertas en las superficies rocosas pueden atribuirse —como se ha tendido a h acer— a la acción erosiva del viento, ya que muchas de estas formas de detalle, como los taffoni, derivan prioritaria mente de procesos de desagregación granular y en su génesis la a c ción eólica tiene un papel limitado a la evacuación de los productos de éstos.

12.3. L a acu m ulación eó lica: la s dunas La acumulación, efímera o relativamente estable, de la carg a are nosa e s sin duda el proceso de mayor eficacia m orfogenética de cuán tos se relacionan con la acción del viento, derivándose de ella los relie ves elem entales y los paisajes morfológicos m ás típicamente eólicos: las d u n as y los com plejos d u n a re s o erg s. Dicha acumulación afecta a las partículas transportadas mediante rodamiento o saltación al c e s a r o ralentizarse su movimiento como consecuencia de varios factores, entre los que s e encuentran la disminución de la velocidad del flujo a valores inferiores al límite necesario para impulsar elem entos del calibre ci tado, la llegada de éstos a emplazamientos a cubierto del viento o su intercepción por obstáculos dispuestos transversalm ente al sentido de la corriente de aire. Producida la deposición, no termina la movilidad de los granos de arena sino que se modifica de acuerdo con la configu ración de la acumulación generada por ella; de otro lado, al d esap are cer o ser superados los factores responsables de retención, el despla zamiento de las partículas puede reanudarse y d esap arecer o d egra darse el relieve de acumulación, salvo en el ca so de que haya sido fijada por la acción de otros p rocesos geom orfológicos o bióticos. Reciben el nom bre de duna todos los relieves convexos, m ás o m e nos destacados, construidos por arenas eólicas, cuya disposición y for-


ma se acom odan a los caracteres del viento. Presentan numerosas variantes m orfológicas debido a las diversas com binaciones de m ate rial, modo de flujo y factor de retención qu e las pueden generar; desde el punto de vista sedimentológico, sin em bargo, muestran una gran hom ogeneidad, estando todas formadas por arenas muy bien seleccio nadas granulométricamente, redondeadas y de superficie mate, dis puestas en lechos cruzados. Objeto de diversas clasificaciones y tipolo gías fundadas en diferentes criterios, las dunas pueden agruparse en dos géneros fundamentales según su posición con respecto al viento responsable de su desarrollo: el de las d u n a s longitudinales y el de las

d u n as transversales.

12.3.1. L a s d unas lo n g itu d in ales

Las dunas longitudinales son construcciones eólicas alargadas con forme a la dirección del viento, que se desarrollan en superficies de topografía plana afectadas por un tránsito de arena rápido aprove chando el efecto de d escarg a a sotavento de obstáculos locales (que pueden ser d esd e pequeñas m atas hasta resaltes rocosos o relieves dunares previos). La presencia de arbustos u otros accidentes de baja talla genera dentro de estas áreas eficazm ente barridas por la defla ción amontonamientos de arena que arrancan del propio obstáculo y se alargan, disminuyendo de anchura y volumen, en el sentido del flujo eólico; estas micro-dunas longitudinales, con frecuencia efímeras y que no pasan de la e sca la decim étrica, reciben el nom bre de reb d u y pue den salpicar en gran número las superficies eolizadas donde existe una vegetación subarbustiva abierta. Cuando el obstáculo vegetal o topo gráfico e s algo m ás importante la duna adquiere mayor envergadura (1 ó 2 m de altura por 4 ó 5 m de longitud), correspondiendo ya al tipo conocido com o nebja, cuya variabilidad morfológica y fragilidad siguen siendo muy grandes (ya que su propio crecim iento provoca la muerte y desaparición del arbusto que hizo posible su existencia). Pero las construcciones dunares longitudinales de mayor enverga dura son las conocidas como sif , propias de las áreas m arginales de los desiertos arenosos o de áreas en que la deflación tiene su origen en emplazamientos locales particularmente bien abastecidos de arena. Se trata de lenguas de material eólico de d ecen as de kilómetros de longi tud y hasta un centenar de metros de anchura, con perfil transversal bastante aplanado y trazado suavem ente ondulante, que arrancan de acum ulaciones de arena espacialm ente circunscritas (bordes de playa, sotavento de relieves, dunas antiguas' m arginales o aisladas) o de em plazamientos donde la topografía fuerza una concentración del flujo


cargado de arena (collados, pasillos, valles angostos) y s e alargan den tro de territorios en los que son esca sa s las partículas susceptibles de ser movilizadas por el viento. Lo normal e s que estas dunas dispuestas conforme a la dirección de la corriente eólica com petente se encuen tren relativamente alejadas entre sí; no obstante, en algunos ca so s pue den encontrarse próximas quedando entre ellas surcos igualmente alar gados que reciben el nom bre de gurds.

12.3.2. L a s d unas tr a n sv e rsa le s

Las d u n as tran sv ersales son form as de construcción eólica cuyo eje topográfico mayor se dispone perpendicularmente al sentido del vien to. Mucho más abundantes que las longitudinales anteriormente descritas, se desarrollan en áreas muy ricas o bien abastecidas de material arenoso fino o medio, afectadas por una deflación m oderadam ente rápida y dotadas de una rugosidad superficial o de una pendiente topográfica susceptibles de ejercer un efecto de freno en el tránsito de las arenas transportadas en rodamiento o saltación. No derivan pues de fenóme nos de descarg a local, sino de acumulación provocada por una acción no puntual y m oderada de freno de la superficie sobre el transporte de partículas arenosas; esta acción e s básicam ente idéntica a la produ cida por el fondo del canal fluvial sobre el desplazamiento de la carga de los ríos (responsable de la aparición de b a n c o s aluviales ) o a la re a lizada por la parte sumergida de las playas sobre el desplazamiento de arenas y gravas impulsado por el oleaje (de la que se deriva la forma ción de rip p les o de b a n c o s litorales). Cuando, dadas las indicadas condiciones de abundancia de m ate rial arenoso disponible y configuración superficial capaz de frenar el desplazamiento de éste, el transporte se realiza mayoritariamente m e diante rodamiento (debido al calibre relativamente m ás grueso de las partículas o a la limitada energía del viento), aparecen ondulaciones muy numerosas pero de pequeñas dimensiones a las que se da el nom b re de rip p les eólicos. Estas ondas de arena de sólo unos decím etros de ancho y de altura presentan un perfil claram ente disimétrico —con el flanco de barlovento m ás tendido que el de sotavento— y se alargan en sentido transversal al del viento con un trazado sinuoso qu e puede alcanzar varios metros. Constituyen siem pre conjuntos im bricados de gran movilidad en los que se suceden c re sta s y su rc o s con un ritmo m ás o m enos corto. D esd e el punto de vista sedimentológico, estas micro-dunas organizadas en com plejos dinámicamente articulados se caracterizan por su granulometría relativamente gruesa. Como co n se cuencia de la caida gravitatoria de los granos que alcanzan la parte


alta de las crestas hacia el flanco de sotavento, los ripples — al igual que los relieves dunares transversales m ayores— tienden a despla zarse avanzando en la misma dirección hacia donde fluye la corriente eólica. Sin duda las dunas m ás características y estudiadas son los relieves de acumulación en forma de «media luna» conocidos com o barjanas. Su relativa abundancia, su vigor topográfico y su movilidad (excepcio nal para formas de su volumen) las ha hecho objeto de un interés parti cularmente intenso y sostenido por parte de los geomorfólogos, hasta el punto de que sus ca ra cteres morfológicos y dinámicos han sido g en e ralizados —impropiamente— al conjunto de los relieves dunares; con frecuencia para referirse a este tipo se utiliza simplemente el término «duna» o, al tratar genéricam ente de las dunas, se h a ce referencia sólo a éstas. En sentido estricto las b arja n as constituyen un tipo de dunas transversales generad as por un efecto moderado de freno sobre co rrientes de aire carg ad as de material arenoso abundante y fino, sus ceptible de ser transportado en saltación, presentando una forma y una dinámica muy características. La barjana puede definirse como una loma arenosa de perfil trans versal disimétrico y planta curva a modo de «media luna». Los «cuer nos» de ésta apuntan siempre en el sentido hacia donde fluye el viento geom orfológicam ente eficaz, definiendo una vertiente cóncava a sota vento —el frente d u n ar— y otra convexa a barlovento —el dorso dunar—. Ambas vertientes enlazan en la cresta d u n a r o línea de máxima altura de la forma de acumulación y presentan una extensión y una inclina ción muy diferentes: mientras que el frente e s corto y de muy fuerte inclinación, el dorso e s extenso y tendido, com o consecuencia de lo cual la cresta siem pre se encuentra claram ente desplazada hacia el primero poniendo de manifiesto la ya indicada disimetría de la duna. Originada, lo mismo que los bancos aluviales, por un efecto moderado de retención en un sector de la superficie sometida al flujo eólico (de bido a una rugosidad algo mayor o a una pendiente m enos favorable), la barjana com ienza siendo una pequeña ondulación arenosa transver sal que afecta al tránsito de la carg a eólica en suspensión y roda miento, reteniendo una parte de la misma —con lo que se incrementa su tam año— y forzando a otra parte a contornearla y a acumularse lon gitudinalmente al abrigo de sus extrem os —con lo que se van desarro llando los «cuernos» y adquiriendo su forma característica— . Una vez conseguidos sus ca ra cteres morfológicos, este tipo de dunas se ca ra c terizan por una gran movilidad, que las h ace desplazarse, sin variar sustancialmente dichos caracteres, de su área originaria y avanzar dis tancias importantes en el sentido del viento. Esta movilidad, tan m arcada a esca la temporal humana que las bar-


(Fuente: M ac Cullagh, 1978). Fig. 12.2. C aracteres y elem entos d e las dunas transversales d e tipo barjana (en perfil y en planta).

janas han de considerarse m ás como formas de transporte activo de carga que como verdaderas formas de sedimentación o abandono de material eólico, es resultado de una activa y eficaz combinación de pro cesos de desplazamiento de partículas arenosas sueltas en el dorso y el frente de la duna. En el dorso, los granos de arena fina transportados en saltación ven reducida su velocidad de desplazamiento al acced er a una pendiente opuesta al viento y pasan a desplazarse mediante un rodamiento relativamente lento de la parte baja a la alta del citado dorso; este rodamiento a contrapendiente suele generar ríp p les muy activos que accidentan la vertiente de la duna expuesta al viento. Al alcanzar la cresta dunar, los granos de arena caen por el frente bajo la acción de la gravedad acumulándose por delante de él, a cubierto de la acción eólica. Este traslado de material de uno a otro extremo de su perfil transversal, desde el arranque de la vertiente de barlovento hasta el pie de la de sotavento, hace que —como se ha dicho— la barjana avance en el mismo sentido del viento durante el tiempo en que se mantiene en actividad. Cuando, por alguna razón, los procesos eólicos y gravitatorios pierden capacidad o quedan bloqueados, la duna queda «fijada» o «muerta» pasando a ser una verdadera forma de acumula ción, que, debido a la deleznabilidad del material que la constituye, puede ser rápidamente desmantelada. Aunque puedan encontrarse ejem plares mayores, las barjanas son dunas de tamaño medio cuya altura no suele sobrepasar los 5 ó 6 m y cuyo ancho es del orden de 2 ó 3 decenas de metros. Su ritmo de avance es muy desigual, pudiendo llegar a valores medios de varios metros / año, y su desplazamiento se realiza con frecuencia en sentido contrario a la pendiente topográfica (es decir, tiene carácter ram pante). Son particularmente desarrolladas y activas en las áreas en que los vientos con capacidad transportadora tienen siempre la misma direc ción; cuando esta constancia no se da, pierden en mayor o menor medida su configuración típica y su avance pierde linealidad y ritmo.


12.3.3. L o s co m p lejo s chinares

Las barjanas y en general todas las dunas propias de áreas muy ricas en material arenoso suelto pueden llegar a enlazar configurando relieves com plejos de trazado casi siem pre ondulante que reciben el nom bre de co rd o n es d u n a re s , los cu ales pueden a su vez asociarse en conjuntos m ayores de dimensión regional a los que se designa con el término saharaui de erg . Un e rg e s un área recubierta de forma conti nua por volúmenes importantes de arena en la que el relive puede defi nirse com o un com plejo de dunas m ás o m enos sistemáticamente organizadas. Según la geom etría y la densidad espacial de sus com po nentes se suelen distinguir e rg s ab ierto s y e rg s com pactos. En los pri m eros las dunas se disponen con un ritmo esp acial bastante regular dando lugar a una alternancia de grandes cordones o cad en as (draa) y largos surcos interdunares (g a s si ); en los segundos los edificios dunares se apoyan unos en otros cerrando los surcos intermedios, que se reducen a alveolos discontinuos e irregulares, y configurando un «mar de arena» de disposición confusa. La génesis de estos grandes com ple jos dunares, cuya extensión puede m edirse en d ecen as de miles de km2, plantea importantes problem as en relación con el origen de los m ateriales movilizados por el viento, con el tiempo necesario para su modelado y con su dependencia de las acciones eólicas actuales. La interpretación m ás convincente apunta hacia un desplazamiento limi tado de los m ateriales, inicialmente acumulados por grandes arrastres hídricos en las áreas, hoy hiperáridas, donde se encuentran los «ergs», una formación en principio de barjanas —de cuya progresiva combina ción resultan los conjuntos— y un desarrollo temporal muy largo, hasta el punto de que las acciones eólicas actuales sólo modifican superfi cialm ente y mantienen en limitada actividad a unos sistem as dunares básicam ente heredados.

12.4. L a a cc ió n m o rfo g en ética de la s a g u as m arin as y su ámbito En el m argen litoral de los continentes el modelado del relieve pre senta unos ca ra cteres muy bien diferenciados debido a la presencia de un agente m orfogenético específico: el agua oceánica. Esta enorme m asa líquida, dotada de gran cap acidad físico-química y bioquímica y perm anentem ente afectada por movimientos ondulatorios y de flujo, efectúa importantes trabajos de accionamiento, transporte y sedimenta ción, pero su actividad geom orfológica se circunscribe y concentra estrictam ente en la franja costera; una franja cuyos límites no son fáci les de estab lecer con precisión y que incluye el sector del borde conti


nental directa o prioritariamente afectado por la actuación de las aguas (zona intertidal o e strá n ), el sector hasta donde llegan las aguas aun que su actuación s e a temporal o rítmica (zona litoral o c o sta ) y el sector que —sin ser alcanzado directam ente por ellas— s e encuentra signifi cativamente influido por la proximidad inmediata de dichas aguas (zo na prelitoral o an teco sta). En todo caso, la anchura de este ámbito m arcado en su configuración y en su dinámica geom orfológica por el contacto del m ar con la tierra em ergida es muy reducida —unos pocos kilómetros como máximo— , com o consecuencia de lo cual el área so metida en mayor o menor m edida a la acción modeladora marina sólo representa en torno al 0,1 % de la superficie continental. En dicha área, caracterizada por una actividad m orfogenética de excepcional continuidad y ritmo, las aguas m arinas movilizan, despla zan y acumulan partículas utilizando para ello el impulso m ecánico derivado de sus movimientos o su condición de eficaz disolvente y de medio químicamente activo. A diferencia de las corrientes de agua o de hielo, que obtienen su energía de la gravedad terrestre, y de los flu jos eólicos, que tienen su fuente energética en los gradiantes térmicos, las aguas océan icas mantienen su trabajo m ecánico en parte con en er gía de origen indirectamente térm ico (ya que unos de sus m ás eficaces movimientos, las olas, proceden de la acción del viento sobre la super ficie del mar) y en parte con energía de origen gravitacional (es decir, procedente de la atracción de la Luna y el Sol que da lugar a las m areas), quedando la energía gravitatoria en un lugar subordinado y secundario.

12.5. L a s a cc io n e s m e cá n ica s en el m odelado litoral Por la extensión y la importancia de sus consecuencias, así como por la intensidad y la continuidad de sus actuaciones, los procesos de erosión m ecánica ocupan un lugar preem inente en el m odelado litoral, no limitándose a la fragmentación o a la desagregación del material rocoso aflorante sino incluyendo importantísimas labores de transporte y acumulación. Las olas y las co rrien tes c o ste ra s son los movimientos de las aguas marinas responsables de la mayor parte de dichas labo res.

12.5.1. L as o la s y su a c c ió n m o rfo g en é tica

Las olas son deform aciones ondulatorias de las superficies o ceán i ca s resultantes del impacto sobre ellas de los flujos atmosféricos. Se


forman y se propagan conform e a las leyes d e la dinámica ondulatoria y constan de c re s ta s y senos, definiéndose y diferenciándose por su longitud d e onda, por su altura y por su período. Mientras son libres — e s decir, no son interferidas en su funcionamiento y en su propaga ción— , las olas no implican un desplazam iento horizontal de agua y no liberan energía cinética en una cuantía significativa. Es cuando sufren e ste tipo de interferencias, lo qu e ocurre al alcanzar la coste o sus cer canías, cuando su enorm e energía se libera y p u ede realizar un trabajo geom orfológico importante. D ichas interferencias, definibles en térmi nos físicos com o reflexiones, refraccion es y difracciones, dan lugar en principio a una reducción d el «periodo» y a una disminución de su lon gitud d e onda que abo can a la transform ación del movimiento ondula torio en un movimiento d e traslación del agua, la cual resulta lanzada sob re la franja litoral. La acción de estas olas d e traslación, constituvas del oleaje, e s siem pre importante pero sus m odalidades y la cuantía de sus con secu en cias geom orfológicas difieren según los caracteres de dicha franja. Cuando existe un e strá n extenso y poco inclinado, el agua del mar s e ve impulsada por el o leaje h acia el continente, avanzando sobre la zona de costa a modo d e flujo d e gran turbulencia. Este movimiento de avance alterna rítmicamente conform e al periodo de las olas con otro flujo de d escen so, igualm ente turbulento, al que se da el nombre de r e s a c a m ediante el cual la gravedad h ace retornr las aguas hacia el mar. Una dinám ica tan com pleja de flujos en sentido alternante es c a paz de arrancar partículas y movilizar derrubios, de transportarlos se lectivam ente m ediante rodamiento, saltación o suspensión y de acumu larlos tanto en el e strá n com o en la costa, construyendo relieves muy característicos. Cuando, por el contrario, existen profundidades importantes junto a la línea de costa (y el estrán e s estrecho y de fuerte pendiente), la acción geom orfológica del oleaje consiste básicam ente en un impacto directo del agua contra las rocas, la cual re cib e en su superficie la des ca rg a de enorm es presiones (del orden de d ecen as de toneladas / m2), al tiempo que el interior de la m asa rocosa se ve afectado por impor tantes esfuerzos m ecánicos derivados de la violenta penetración del agua por las fisuras y poros y d e la com presión del aire contenido en estos huecos estructurales. Esta dinámica com presiva no e s continua, sino qu e alterna d e acuerdo con el ritmo de las olas con fenómenos de distensión —e incluso de «succión»— en la m asa rocosa, al refluir las aguas entre los «golpes d e mar». La eficacia intrínseca de esta acción resulta adem ás increm entada por el hecho d e qu e las partículas accio nadas son utilizadas como «metralla» o instrumento de abrasión, hacien do posible el m odelado de importantes form as ro co sas de erosión.


12.5.2. L as co rr ie n te s lito ra le s y su a c c ió n m o rfo g en ética

Junto con las olas —o m ás propiamente el oleaje —, la dinámica marina interviene en el modelado de las franjas litorales a través de las corrientes; pero no son las grandes corrientes oceánicas las que reali zan este trabajo geomorfológico, sino las corrientes locales derivadas del propio oleaje, de las m areas y de los fenómenos de d escarg a hí drica procedentes del m argen continental. En todo caso, se trata de flu jos lineales bastante bien definidos dentro de la m asa de agua y dota dos de una funcionalidad m orfogenética que tiene bastantes puntos en común con la de las otras escorrentías canalizadas. La ruptura del movimiento ondulatorio de las olas, al lanzar hacia la costa grandes volúmenes de agua, que por acción gravitatoria tienden a retornar al mar, puede dar lugar a la aparición de corrientes de rela tiva importancia y m ás o m enos localizadas, entre las que destacan por su com petencia m orfogenética las corrientes d e fondo , las corrientes d e a rra stre y las derivas. Las corrientes d e fondo son flujos m ediana mente concentrados de aguas de resaca, ca p a ces de arrastrar mar adentro grandes cantidades de material y de realizar con ellas una importantísima labor de abrasión. Las corrientes d e a rra s tre , m ás vio lentas, concentradas y espacialm ente estables, realizan por su parte una activa labor de incisión en las zonas costera e intertidal, generando surcos por donde efectúan grandes acciones de arrastre y desplaza miento de partículas. Las d eriv as litorales, resultantes de una incidencia oblicua del oleaje sobre la línea de costa, son flujos que contornean el litoral y están dotados de cap acidad para realizar acciones de zapa sobre éste, así com o para transportar y depositar una importante carga sólida, construyendo con ella formas de gran trascendencia en el mo delado costero. Las m a re a s son movimientos regulares de ascenso y d escenso del nivel del mar derivados de la atracción de la Luna y el Sol sobre las m asas oceánicas, como consecuencia de los cuales las aguas avanzan y retroceden de modo alternante en las áreas litorales. Esta alternancia de flujo y reflujo genera, en los m ares donde las m areas tienen una pre sencia importante, las corrientes de m area, cuya velocidad y com peten cia geom orfológica dependen de la amplitud m areal y de la configu ración de la costa. Su mayor incidencia y actividad se registra en litora les recortados en los que existen ensenadas o estuarios con salidas estrechas; en ellos los flujos ascendentes y descendentes (conocidos respectivamente como corrientes d e salinidad y corrientes d e reto rn o ) mantienen un perm anente rem odelado tanto de fondo com o de már genes. Finalmente, las corrientes d e d e sc a rg a son flujos a v eces muy vio-


lentos producidos por fenómenos de desequilibrio en las m asas de agua litorales no relacionados directam ente con la dinámica marina. Im pulsadas por la gravedad, estas corrientes tienen siem pre sentido d escen dente (del continente h acia el m ar) y son alimentadas por apor tes hídricos continentales que, en momentos de abundancia de caudal, se ven com pelidos a salir al mar por p asos m ás o menos estrechos. Los ca s o s m ás significativos y m ás trascendentes d esd e el punto de vista geom orfológico son las corrientes que se producen en la salida de estu ario s o alb u feras en situación de crecida, cuando estos depósitos de agua costeros d escarg an sus exced en tes hídricos, realizando una activa labor de arrastre e incisión. D e forma excep cional el oleaje pue de d esen cad en ar este tipo de corrientes, al colm atar en situaciones de violento temporal cu betas inmediatas a la línea de costa y abiertas a ella por p asos estrechos (lagunas de atolón, por ejemplo). En todo caso, las corrientes y derivas litorales citadas afectan a volúmenes d e agua localizados, pero debido a su concentración esp a cial y a su intensa turbulencia pueden actuar hasta profundidades muy notables, lo qu e contrasta con el carácter m ás superficial y extensivo de la acción de oleaje. Su actividad geom orfológica, que varía cuantita tiva y cualitativamente según las circunstancias (trazado y topografía d e la costa; intensidad y dirección del oleaje; frecuencia y amplitud de las m areas, etc.), incluye p rocesos de accionam iento o arrastre, de abrasión, de incisión, de transporte y de sedim entación selectiva, de todos los cu ales se deriva el modelado de una importante gama de relieves costeros específicos y el retoque significativo de las formas estructurales bañadas por el mar.

12.6. L o s p ro ce so s quím icos y b ió tico s en el m odelado litoral Junto con la s accio n es m ecán icas resultantes de sus movimientos, las aguas m arinas efectúan labores de erosión físico-química, bio-quím ica e incluso puram ente biológica, que trascienden en el modelado litoral tanto de modo directo com o a través de la preparación de partí culas movilizables por otros agentes (marinos o subaéreos). Es un hecho com probado qu e las aguas del m ar son particular m ente efica ce s para la disolución de las ro cas carbonatadas, hasta el punto de que e s en las franjas litorales donde se desarrollan las morfo logías kársticas m ás evolucionadas y activas: la salinidad y, sobre todo, la agitación junto con la p resencia de algas, dotadas de gran cap aci dad de producción de anhídrido carbónico durante la noche, parecen ser la cau sa de esta particular com petencia para la karstificación. Las con secu en cias de ello son una importantísima pérdida de m asa y volu


men en los afloramientos calcáreo s litorales, reducidos a retazos ruiniformes, y una producción d e fragm entos y partículas sueltas fácilmente accionadas por el oleaje o las corrientes. En general, la disolución favo re ce el desarrollo de las acciones m ecán icas de erosión marina y pro picia el retroceso de la línea de costa hacia el interior del continente. No obstante, el m ar puede también realizar acciones de precipitación del material disuelto en sus aguas, ca p a ce s de cem entar y dar co h e rencia frente a la erosión a ro cas o form aciones originariamente sueltas y deleznables; estas acciones, particularm ente significativas en situa ciones de d escen so del nivel del mar (es decir, en regresiones), pue den transformar depósitos arenosos sueltos en verdaderas areniscas dotadas de gran resistencia frente a los p rocesos erosivos. La alteración hidrolítica tam bién alcanza en la franja sometida a la acción del m ar una intensidad sin precedentes, siendo capaz d e d es mantelar por completo afloramientos costeros de rocas plutónicas o volcánicas de composición b ásica y de descom poner profundamente los de roquedo m ás ácido. Esta intensa acción, cuya función e s normal mente la preparación del material para otros procesos, tiene sin em bargo en el litoral un ámbito espacialm ente limitado, ya que no afecta nada más que a la línea d e costa, pudiendo abrir en ella grandes con cavidades o grutas. El tamaño y la naturaleza arcillosa d e sus produc tos, muy aptos para ser evacuados en disolución o suspensión por las propias aguas marinas, hacen de este proceso químico una verdadera acción de modelado: a diferencia de la hidrólisis continental, que se limita a descohesionar la roca sin participar en el desplazamiento de las partículas resultantes, la hidrólisis marina implica tanto la produc ción como el desplazamiento de las partículas. Las áreas costeras constituyen sin duda uno de los ámbitos donde la presencia y la actividad de los seres vivos tiene unas consecuencias geomorfológicas m ás amplias, evidentes y variadas, incluyendo p ro ce sos erosivos y constructivos. Las aguas marinas acogen fauna fitófaga y excavadora que genera oquedades, perforaciones y conductos, d esco hesionando el roquedo com pacto, y realiza una intensa y permanente labor de trituración y removilización sobre los m ateriales m ás blandos; con ello efectúa una eficaz preparación para la actuación de las gran des acciones de modelado litoral. Tam bién acogen esp ecies animales, como las m adréporas o corales, dotadas de una excepcional cap aci dad para fijar en sus órganos los carbonatos disueltos en el agua, con los que construyen, incluso en m ar abierto, edificios de tanta importan cia geomorfológica como los arrecifes.


1 2 .7 . L a s f o r m a s d e l r e l i e v e li t o r a l

Por medio de las acciones m ecánicas, quím icas y biológicas indica das, las aguas del m ar modelan una amplia gam a de formas de erosión y de acumulación cuyas dimensiones y configuración concretas resul-

(Fuente: E. M artínez d e Pisón, 1990). F ig . 12.3. Visión esqu em ática d e un acantilado, con indicación d e algunos d e sus elem entos y factores.

tan, por una parte, de la propia morfodinámica marina en relación con los cara cteres morfoestructurales del borde continental y, por otra, de la interferencia de dicha morfodinámica con los procesos de modelado propios de los medios en los que cad a litoral queda incluido. Las for m as de carácter erosivo (o form as d e ablación ) son aquellas que resul tan de la acción destructiva de los procesos marinos sobre los relieves costeros originarios, implicando una pérdida de m asa y un retroceso de la línea de costa hacia dentro del continente; se desarrollan sobre la ro ca in situ y con frecuencia presentan una topografía vigorosa. Las for m a s litorales d e acum ulación, por su parte, son aquellas que proceden de la sedimentación marina propiam ente dicha, de la combinación de ésta con p rocesos de acumulación de origen continental o de la activi dad fijadora y constructora de algunos organismos marinos.

12.7.1. L a s fo rm as lito ra le s de ero sió n : a c a n tila d o s y ra s a s

Las form as d e erosión o ablación se pueden organizar en dos gran des géneros: los acan tilad o s y las p latafo rm as d e abrasión litoral (o ra s a s ).


Los acantilados son escarp es litorales m odelados por la acción ero siva del oleaje y de las corrientes derivadas de él sobre rocas coheren tes de cualquier naturaleza; no obstante se desarrollan especialm ente sobre material metamórfico o volcánico y sobre algunos tipos de ro quedo sedimentario (arenisca cuarcítica, caliza, m argocaliza). Con una altura o desnivel que puede ir de unos metros a varios centenares de metros, presentan siem pre una pendiente fuerte bien delimitada por arriba y, sobre todo, por abajo, donde terminan en una nítida ruptura de pendiente e incluso en una contrapendiente o m u esca accidentada por concavidades o grutas. Su modelado e s propio de líneas de costa que ofrecen una superficie de im pacto importante al oleaje, cuya a c ción se ve acom pañada o favorecida por la meteorización litoral, por la carga detrítica de las aguas (que incrementa la eficacia de dicho im pacto) y, muy decisivamente, por las acciones gravitatorias (del g é nero de los desprendimientos) d esencadenadas por la concentración del ataque erosivo en la b a se del escarp e. Su aparición, mantenimiento y desarrollo dependen, por otra parte, de que el estado del material litológico conserve un suficiente nivel de coherencia y de que la estruc tura sea propicia para la perm anencia de pendientes fuertes; si la m e teorización ablanda y d esag reg a en ex ceso la roca o las discontinui dades estructurales son muy densas —com o ocurre cuando existe una intensa esquistosidad— , los acantilados no ap arecen o, en todo caso, tienen el carácter de formas efímeras. El modelado de estos virogorosos escarp es —que pueden alcanzar varios cientos de metros de desnivel— resulta de una acción erosiva excepcionalm ente eficaz, capaz de hacer retroceder de modo significa tivo la línea de costa. Este retroceso se puede apreciar a veces de forma directa —durante grandes tem porales— y en todo ca so por m e dio de la observación de los islotes que quedan por delante de su posi ción actual —atestiguando posiciones anteriores m ás avanzadas mar adentro— y de la ram pa rocosa de abrasión que se extiende a sus pies y que avanza hacia el continente en la medida en que retroced e el frente del acantilado. Éste, una vez constituido com o tal y ubicado en una línea equilibrada con la acción marina, sufre también diversas accio nes m eteóricas y de dinámica de vertientes (alteración, formación de taffoni, dinámica gravitatoria, arroyada, etc.), que tienden a atenuar o a com plicar sus caracteres morfológicos originarios. Las platafo rm as d e abrasión litoral o r a s a s son superficies costeras suavemente inclinadas hacia mar (morfográficamente muy sim ilares a glacis de erosión) y de anchura variable que se desarrollan sobre la roca in situ, constituyendo una ram pa o peana sobre la que se levantan los relieves prelitorales. G enéticam ente tienen una relación muy íntima con los acantilados y se pueden definir como ram pas de abrasión origi-


F ig. 12.4. D esarrollo d e una plataforma d e abrasión marina («rasa») por retroceso d e la línea d e acantilado.

nanam ente sumergidas, que han llegado a ser formas de relieve subaérea s debido a p rocesos epirogénicos o eustáticos (en relación con los cu ales se ha levantado el continente o ha descendido el nivel del mar). Morfodinámicamente han de definirse como resultado del desarro llo y el retroceso de una línea de costa acantilada en relación con un proceso transgresivo —e s decir, con un episodio de avance del mar sobre el continente— , seguido inmediatamente, com o se ha dicho, por una situación regresiva que deja al descubierto la superficie generada por la acción abrasiva del oleaje. Cuando, como ocurre con alguna fre cuencia, aparecen varios niveles de ra s a escalonados, s e ha de inter pretar que derivan de una serie alternante de transgresiones y regresio nes m arinas (sin que ello implique la atribución a priori de un origen determinado —eustático, glacioeustático o tectónico— ni de una edad a estas pulsaciones en el nivel del mar). Al igual que ocurre con los acan tilados, las plataformas de abrasión presentan irregularidades deriva das de su fase originaria de modelado subacuático y adquiridas a partir de su exposición a las acciones erosivas subaéreas. Dichas accio nes tienden a ir cam biando la configuración de las rasas e incluso a h acerlas d esap arecer como tales con un ritmo en el que influye muy significativamente la naturaleza y el grado de resistencia frente a las acciones m eteóricas del material o los' m ateriales sobre las que se encuentran esculpidas, así como la mayor o menor agresividad de di chas acciones.

12.7.2. L a s fo rm as lito ra le s d e acu m u la ció n d e trític a : la s p layas

Las form as litorales d e acumulación son, según se ha indicado, aque llas que resultan de la deposición de m ateriales detríticos accionados o


movilizados por los movimientos oceánicos o que son construidas por la fijación de sustancias disueltas por parte de organismos marinos. En el ámbito litoral, por lo tanto, «acumulación» no se identifica exclusiva mente con «deposición» o «sedimentación», ya que abarca también pro cesos muy importantes de fijación y precipitación de m ateriales deri vados de la actividad biótica. De la sedimentación derivan las p lay a s y otras construcciones arenosas directas (flech as , tómbolos, etc.) así co mo las m arism as y otras formas de deposición limo-arcillosa m ás o menos relacionadas con agentes de evacuación de procedencia intracontinental; de la extracción y fijación biótica de elem entos disueltos derivan los arrecifes y todas las variantes de relieves coralinos. Las p lay as son formas de acumulación litoral constituidas por partí culas sueltas de tamaño arena o superior (grava, canto o excepcional mente bloque), aunque genéricam ente la fracción arenosa e s muy pre dominante y dentro de ella la mayor abundancia corresponde a las are nas finas. De suave pendiente hacia el mar y propias de costas bajas, abarcan el espacio afectado por la agitación lineal y turbulenta de las aguas costeras derivada del oleaje. Se extienden, por lo tanto en el intervalo existente entre la línea hasta donde las aguas llegan con c a pacidad para transportar partículas del calibre citado hasta la línea, sumergida, en que la profundidad se h a ce mayor que la amplitud verti cal de las olas de traslación (y el desplazamiento m ecánico queda limi tado a la suspensión de partículas de calibre inferior al de las arenas). Dentro de la franja enm arcada por estas líneas, cuya anchura es normalmente del orden de d ecen as de metros, las playas presentan diversos elem entos o com ponentes morfológicos, cuyo desarrollo y di ferenciación son m ayores en los litorales de m ares significativamente afectados por la dinámica de las m areas. En estos litorales las playas comienzan, hacia el interior del conti nente, con un cordón o resalte detrítico situado algo m ás allá del nivel normalmente alcanzado por las aguas en las pleam ares y constituido por los m ateriales impulsados por el oleaje durante la situación de tem poral; en la parte alta de dicho cordón —o cresta d e p la y a — suelen acumularse los elem entos m ás gruesos de todo el conjunto de la forma de acumulación. Entre el límite superior de las pleam ares y el inferior de las bajam ares (es decir, en la franja m arcada por la amplitud normal de las m areas) se extiende el bajo d e playa, suave rampa constituida por partículas arenosas de menor calibre que suele ap arecer acciden tada por pequeñas ondas o «ripples», generados durante cada periodo de inmersión en m area alta y cuya conservación en m area baja depen de de la movilidad de las partículas, de la resaca y de la eficacia de las acciones subaéreas. Por fin, en la zona perm anentem ente sumergida —desde el límite inferior de las bajam ares hasta la línea en que la


acción del oleaje sobre el fondo deja de ser apreciable— se extiende la «anteplaya», prolongación de la rampa arenosa en la que el movimiento de las arenas y gravas es constante mateniendo un perm anente remo delado de detalle; éste se caracteriza por el desarrollo de «ripples», siem pre muy activos y cam biantes, y por la aparición frecuente de ondulaciones detríticas m ayores —las b a rra s y su rc o s prelitorales, más o m enos paralelos a la línea de costa— que llegan en algunos casos a m erger temporal o perm anentem ente y a constituirse en elementos sig nificativos de la morfología costera. En los litorales no afectados por m areas, por su parte, las playas son m ás estrechas y presentan una organización diferente y m ás sencilla. Su límite superior o contacto con la zona de antecosta no ap arece mar cad o topográficam ente por un cordón, sino simplemente por la presen cia del recubrimiento arenoso. D esde este límite hasta la línea alcanza da por el oleaje normal se desarrolla la playa propiamente dicha, que en e ste ca so s e mantiene em ergida de modo casi perm anente (siendo batida por las olas sólo durante los tem porales); se define ésta como una rampa de reducida o m ediana anchura carente en situación normal de «ripples» u ondas producidas por el movimiento de las aguas mari nas. Entre el límite de penetración del oleaje normal hacia el interior y la línea en que el aumento de la profundidad h ace desaparecer su acción sobre el fondo se desarrolla el bajo d e p la y a , que se limita a una franja estrecha cubierta y descubierta rítmicamente por las aguas con forme a la longitud de las olas y en la que la variabilidad morfológica de detalle e s importante. Este tramo inferior de la rampa arenosa suele terminar hacia el mar en una ruptura de pendiente o talud, donde se acumulan y agitan las partículas de mayor tamaño y en la que, ya per m anentem ente bajo el agua, se inicia una anteplaya normalmente no muy desarrollada. Com o s e ha dicho, los m ateriales que constituyen las playas —sea cual sea su tipo— son partículas detríticas sueltas casi siempre de m inerales resistentes cuyo calibre es de arena, grava o canto; faltan en ellas de forma casi total los limos y las arcillas, que al ser susceptibles de desplazamiento en suspensión no se decantan en áreas tan agitadas por el oleaje. Debido a esta agitación y al m ecanism o de desplaza miento que las afecta (saltación y rodamiento) las partículas detríticas citadas aparecen desgastad as e incluso redondeadas y de su tamaño predominante depende la pendiente de la playa: el grado de inclina ción de ésta e s tanto menor cuanto m ás fina se a la granulometría del material, de modo que las playas de guijarros son siem pre m ás inclina d as y estrech as que las playas de arena. Por lo que s e refiere a su pro ced encia, los com ponentes detríticos de las playas no tienen su origen principal en la erosión realizada por las propias aguas oceánicas sobre


los acantilados o en los fondos marinos, sino en los aportes realizados por los grandes agentes continentales de evacuación (ríos, glaciares, etc.); todos los estudios realizados ponen d e manifiesto que los sedi mentos de las playas son muy mayoritariamente depósitos fluviales o fluvioglaciares retomados por la dinámica litoral e impulsados por ella de nuevo hacia el continente; no obstante puede muy excep cional mente registrarse una p resencia mayoritaria de elem entos procedentes de mar adentro, de carácter organógeno en la mayoría d e los ca so s (fragmentos de caparazones o d e construcciones coralinas). Debido al origen del m aterial que las forma en acum ulaciones situa das en la plataforma continental a la salida o desem bocadura de los grandes sistem as de evacuación, las playas dependen en su propia existencia, así com o en su configuración y desarrollo, del volumen d e trítico aportado por dichos sistem as (en la actualidad y en el pasado) y también de las corrientes y derivas ca p a ce s d e extenderlo a lo largo del litoral poniéndolo a disposición del oleaje. En concreto, el tipo m or fológico que presenten estos relieves de acumulación y su modo de articulación con la línea de costa manifiestan una relación muy estrecha con estos desplazam ientos de las aguas litorales. Puede d ecirse que las playas se forman cuando las corrientes abordan perpendicularm ente la línea de costa y ésta bloquea el tránsito de los sedimentos, o bien cuando el sentido de dichos flujos e s paralelo o muy oblicuo a la línea costera y en ella existen obstáculos ca p a ce s de interferir en mayor o menor medida la migración sedimentaria; en el primer ca so se dan p la yas a d o sa d a s y, en el segundo, p la y a s libres. Las p lay a s a d o sa d a s se apoyan a lo largo de todo su desarrollo espacial en la línea de costa y se disponen perpendicularm ente a la dirección normal del oleaje, resultando —com o se ha dicho— de la re tención por bloqueo de material sedimentario desplazado sobre la plataforma continental; dicha retención puede ser cuasi-definitiva en el caso de que el litoral presente e n s e n a d a s —dentro de las que se d esa rrollan las playas m ás estab les y m ejor alimentadas, con trazado en arco— o tener un carácter relativamente temporal en el ca so de costas más rectilíneas —en las que s e dan playas de tránsito, peor alimenta d as y afectadas por una perm anente renovación del stock arenoso— . Por su parte, las formas de acumulación generad as en condiciones de tránsito sedimentario no bloqueado (o p la y a s lib re s ) se m odelan por delante de la línea de costa y quedan sep arad as de ella o bien s e enla zan con ella sólo por sus extrem os; s e trata de b a rra s, flech as o tómbolos de arena desarrollados al abrigo de obstáculos aislados o de accidentes costeros ca p a ce s interferir las derivas y de provocar la deposición de una parte de su carga.


12.7.3. L a s m arism as

Las partículas finas (limos y arcillas) desplazadas en suspensión por las aguas m arinas pueden también depositarse en las áreas litorales y llegar a construir importantes y características formas de acumulación, a las que se da el nom bre genérico de m arism as. Estas formas se desa rrollan en entrantes profundos o cerrad os de la costa donde no llega la agitación del oleaje y e s posible en consecuencia la decantación de unos elem entos de tan reducido calibre, cuyo carácter puede ser detrí tico u organógeno y cuyo origen puede ser marítimo o continental. En la mayor parte de los ca so s el m aterial que constituye las marismas se com pone de pequeñas partículas de m inerales arcillosos (producidos por la alteración en la superficie de los continentes), polvo silíceo o cal cá re o (procedente también de la meteorización de la superficie em er gida), elem entos limosos accionados por el mar y materia orgánica producida en el propio medio litoral. Dadas las condiciones adecuadas en la topografía costera, la sedimentación de esta combinación de ele mentos sólo alcanza un volumen importante y llega construir una forma em ergida (al menos parcial o temporalmente) si la carg a en suspen sión y la tranquilidad de las aguas son grandes, siendo un factor favo rab le la presencia de m areas. Las m arismas presentan el aspecto de llanuras litorales bajas sin apenas accidentes topográficos acogidas en golfos o bahías, en ense nadas cerrad as por flechas arenosas o en franjas de costa abrigadas del oleaje por c o rd o n e s o b a rra s. En ellas con frecuencia se pueden distinguir dos sectores: uno externo, de carácter pantanoso y geomorfológicam ente muy activo al ser alcanzado por el ascenso normal de las aguas en las pleam ares, y otro interno, m ás estable y sólo alcanzado de forma excepcional por el nivel de las m areas altas debido a que la acu mulación limosa ha llegado en él a una práctica colmatación de la depresión costera. Su evolución, tendente a largo plazo a ampliar el sector estable integrándolo en la zona prelitoral fuera del alcance di recto de las acciones marinas, se h ace particularmente rápida cuando existe un aporte importante de aguas fluviales carg ad as de partículas en suspensión —lo que ocurre en los estu ario s — y cuando las condicio nes clim áticas (o a las acciones humanas) favorecen una eficaz coloni zación vegetal del área húmeda. Igualmente, la construcción natural o artificial de elem entos de cierre en estuarios o en tramos costeros bajos próximos a desem bocaduras importantes da lugar a la aparición y desarrollo de m arismas y, en último término, a la ganancia de tierras em ergidas a costa del mar.


12.7.4. L as form as d e acu m u la ció n flu vio-m arina: lo s d elta s

Dentro de las form as litorales d e acumulación detrítica s e incluyen también —debido m ás a su localización que a la importancia que en su modelado tienen las accio n es m arinas directas— las construcciones edificadas por algunos ríos en su desem bocadura conocidas, por su planta triangular, como deltas. Se trata d e acum ulaciones aluviales so bre la plataforma continental que, debido a su volumen y al ritmo con que son alimentadas por los sistem as fluviales (superior a la capacidad de dispersión y arrastre de las corrientes y el oleaje), llegan a em erger sobre las aguas, desarrollándose sobre su superficie una morfodinámica típica de lecho móvil anastomosado. El volumen de aportes conti nentales —incluyendo elem entos detríticos de todos los tam años— es muy grande en los deltas y ha de m antenerse en niveles muy altos para alcanzar los esp eso res de centenares de m etros necesarios para que el edificio sedimentario sobresalga del nivel del mar; dentro de é ste pue den distinguirse unos niveles b ásales de textura m ás gruesa deposita dos en condiciones subacuáticas (las c a p a s d e fondo), que constituyen los cimientos submarinos del relieve, y unos niveles superiores deposi tados ya en condiciones su báereas y de granulometría m ás fina (las c a p as som itales), que conforman un cono aplanado com puesto mayoritariamente por lechos de arena y limo. Es sobre estos niveles som itales em ergidos, mucho m enos potentes que las «capas de fondo» que los sustentan, sobre los que las aguas flu viales y, en menor medida, la dinámica marina realizan el característico modelado de los deltas. Las aguas fluviales circulan por una red de canales divergentes y de posición cam biante, siguiendo el trazado de los cuales la deposición de aluviones relativamente m ás gruesos g e nera resaltes a modo de muros naturales (leves); entre ellos quedan sectores relativamente m ás bajos, donde la sedimentación se limita a los períodos de crecida y aporta elem entos de calibre m ás fino. Las acciones marinas directas, por su parte, quedan circunscritas al m ar gen deltaico externo, donde efectúan una redistribución de los aluvio nes en la b o ca de los canales, construyendo con ellos playas, barras, flechas y otros elem entos morfológicos ca p a ce s en determ inadas cir cunstancias de aislar lagunas favorables para la captación de nuevos depósitos. Al ser realm ente una modalidad de lecho fluvial anastomosado, los deltas muestran siem pre una gran movilidad geom orfológica, con fre cuentes cam bios en el número, la posición y la actividad de los canales y de las bocas de salida al mar. Y de otro lado, el resultar de un equili brio muy preciso entre aporte sedimentario fluvial y capacidad de arras tre marino, varían también con relativa rapidez de extensión y forma en


relación con los cam bios en el citado balance: si el volumen de la carga evacuada por el río s e incrementa, los deltas tienden a ampliarse y a adquirir una planta digitada, con prolongaciones en las salidas de los canales; si e ste volumen disminuye, su extensión tiende a reducirse y a tomar una configuración lobulada, fragm entándose en retazos aislados separad os por can ales profundamente incididos.

12.7.5. L a s c o n s tru c c io n e s o rg an ó g en as: lo s a r r e c ife s co ra lin o s

Adem ás de los relieves litorales generados por la sedimentación marina o fluviomarina a los que se ha hecho referencia, la actividad constructora de los p rocesos oceánicos s e manifiesta en la génesis de formas derivadas de la fijación de los carbonatos disueltos en el agua por com unidades de seres vivos. Estas formas reciben el nombre gené rico de arrecifes coralinos y aparecen en los m ares cálidos como fruto de la actividad de colonias de m adréporas: puede d ecirse que son edi ficios constituidos por los esqueletos calcáreo s cem entados de estos organismos, también conocidos com o corales. D adas las estrictas con diciones que precisan las esp ecies que los construyen —temperatura del agua siem pre superior a los 18.° y con muy escaso margen de variación estacional, elevada salinidad, ausencia de turbidez y luz abun dante— los arrecifes sólo se desarrollan en los m ares tropicales o sub tropicales sobre fondos de profundidad no superior a los 50 m, locali zándose mayoritariamente en los sectores de la plataforma continental

www.FreeLibros.org (.Fuente: J. P. Pinot, 1973)

Fig. 12.5. Perfil d e un arrecife coralino.

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próximos a la costa; cuando aparecen en mar abierto, siem pre se apo yan sobre altos fondos marinos de carácter regional o local. Las construcciones coralinas pueden presentar diferentes form as y dimensiones y localizarse en la propia línea de costa (arrecifes m arg i n ales ), por delante de ella a una cierta distancia (arrecifes b a rre ra , o en pleno océano {atolones); no obstante, apenas rebasan unos metros el nivel del mar y muestran un perfil transversal genéricam ente idéntico. Constan siempre de una plataforma superior de algunos centenares de metros de anchura, básicam ente plana pero accidentada por canales o recuencos poco profundos, que queda al descubierto en su totalidad durante la m area baja y es parcialm ente sumergida durante la m area alta. Dicha plataform a arrecifal queda enm arcada hacia mar abierto (o hacia el lugar de procedencia del oleaje) por un frente escarpad o o un talud de fuerte pendiente y hacia la costa (o hacia el área a cubierto del oleaje) por un dorso suavemente inclinado. Cuando, como ocurre en los atolones, la plataforma arrecifal tiene planta en círculo o anillo, estos dorsos definen una laguna interior tranquila y poco profunda (el lagoon ). En la parte posterior de la plataforma arrecifal y en el dorso sumer gido que la prolonga se suelen acumular m asas m ás o menos impor tantes de arena coralina producida por la acción del oleaje sobre la parte frontal del arrecife; dicha arena, rápidamente consolidada por el propio carbonato cálcico de que está compuesta, suele constituir islo tes alargados adosados o paralelos a las construcciones coralinas pro piamente dichas que reciben el nombre de cayos.


13 La influencia del clima en la morfogénesis

13.1. Sistem a m orfogenéticos y con d icion es bioclim áticas Los p rocesos m orfogenéticos externos no se desarrollan y actúan todos en todas partes ni realizan siem pre el mismo trabajo de mode lado. Por el contrario, presentan un área m ás o m enos amplia y una com petencia diferente —a igualdad de condiciones topográficas y e s tructurales— según los lugares y los momentos. Además, no ejercen nunca su actividad independientemente, sino que se articulan dinámi cam ente en conjuntos o sistem as manifestando, tanto a nivel individual com o en conjunto, una clara adaptación a las condiciones medioam bientales de los diversos sectores de la superficie terrestre; unas condi ciones que en modo alguno pueden ser consideradas permanentes o estab les a la e sca la del tiempo geomorfológico. Como consecuencia d e ello el análisis de los p rocesos de modelado no puede quedarse en el establecim iento de su naturaleza y de su capacidad intrínseca y en la determinación de las variaciones de ésta según la pendiente, la rugosi dad, la litología o el calibre de las partículas, sino que ha de incluir tam bién la definición de su «marco ecológico» y la evaluación de las rela ciones entre su trabajo y las diversas condiciones am bientales (presen tes o pasadas; rea les o posibles).


Las investigaciones realizadas en esta línea, fundadas inicialmente en el establecim iento de relaciones cualitativas o en métodos de eva luación laxos y fuertemente impulsadas en los últimos años por la intro ducción de técnicas m ás p recisas de medida, monitorización y experi mentación, han puesto de relieve cóm o son las variables clim áticas las que registran una correlación m ás alta y significativa con la p resencia y la com petencia de los p rocesos de modelado. Puede d ecirse que el clima actúa como factor ¡im itante en la determinación de la amplitud ecológica de éstos y com o control básico de su intensidad y ritmo de funcionamiento; sin em bargo dicha influencia no e s siem pre p recisa y directa, sino que con mucha frecuencia manifiesta ciertos m árgenes de variación y tiene carácter indirecto. El grado de fiabilidad de la correlación entre clima y modelado, es decir el modo m ás o menos directo de influencia de aquél en éste, depende a su vez de la forma en que s e produzca el contacto entre la atmósfera y la superficie litosférica. Si dicho contacto e s inmediato y extenso, sin que ocupen esp acios importantes los elem entos bióticos susceptibles de interponerse entre los agentes atm osféricos y el ro quedo, la incidencia del clima en el modelado del relieve e s directa y la relación entre las variables clim áticas y las geom orfológicas resulta evi dente y rigurosa. Si, por el contrario, el contacto se ve interferido por la presencia de cubiertas vegetales o edáficas relativamente importantes, la incidencia morfodinámica del clim a sobre los afloramientos rocosos se h ace básicam ente indirecta, no alcanzándose niveles de correlación tan altos entre los valores de sus elem entos y los de p resencia o activi dad de los procesos. Dado que los territorios en que falta o tiene una reducida presencia este recubrimiento biosférico son escaso s, la in fluencia del clima tiene de forma mayoritaria carácter indirecto; pero raramente están del todo ausentes las influencias directas, ya que siem pre existen sectores o enclaves m ás o m enos extensos donde el ro quedo ap arece descubierto.

13.2. L a influencia d ire c ta del clim a en la m orfogénesis La influencia directa de las condiciones clim áticas en la génesis de las formas de relieve puede ser cualitativa, determinando el tipo y la naturaleza de los procesos así com o su modo de articulación, o bien cuantitativa, controlando la intensidad y la com petencia de dichos pro ceso s o sistem as de modelado e incluso estableciendo los um brales de sustitución de los mismos. En el primer ca so se da una alta correlación entre la presencia de un determinado elem ento del clima (viento, hielo permanente, aridez o lluvia) y la presencia de unos determinados pro


ceso s (deflación, glaciarismo, hidroclastia). En el segundo la correla ción significativa se registra entre el valor de uno o una combinación de parám etros clim áticos (intensidad pluviométrica, frecuencia de heladas o amplitud térmica diurna) y el valor de la com petencia de determina dos procesos (arroyada, gelifracción o term oclastia); o bien entre el valor de determinados parámetros climáticos (temperatura máxima me dia, volumen de pluviosidad efectiva o número de m eses con exce dente hídrico) y el cam bio de modalidad de actuación determinados procesos (paso de la argilización a la laterización en la hidrólisis; paso de la arroyada difusa a concentrada) o la sustitución de un proceso por otro (paso de la arroyada concentrada a la acción torrencial).

13.2.1. L a in flu e n c ia d el clim a en la n a tu ra le z a d e lo s p ro ceso s m o rfo g en ético s

En relación con la influencia directa de tipo cualitativo, hay que señalar que el hielo e s sin duda el fenómeno climático que m ás ca ra c teres propios introduce en la m orfogénesis. Su presencia e s capaz de diferenciar dentro de la superficie terrestre una zona m arcada por el predominio de los p rocesos ligados al estado sólido del agua sobre los relacionados con el flujo de ésta en estado líquido. La gelifracción, la crioturbación, la gelifluxión, la formación de can ales de aludes y la acción glaciar son, entre otros, p rocesos ligados estrictam ente a la presencia de tem peraturas ca p a ce s de congelar el agua y de mantenerla tempo ral o perm anentem ente en forma de hielo. Y e s de destacar que el único de los grandes agentes de evacuación que tiene carácter zonal e s el glaciar, frente a la azonalidad o polizonalidad propia de los res tantes (viento, cursos de agua, etc.). Junto con los fenómenos de congelación y deshielo, la arid ez o se quía es una dimensión clim ática-que tiene una directa y m arcada inci dencia en la m orfogénesis. Su existencia con mayor o menor intensidad y durante períodos m ás o menos largos (alternando con otros menos deficitarios desde el punto de vista hídrico) da lugar a la aparición de numerosos p rocesos de meteorización derivados de los esfuerzos m e cánicos que generan en la superficie de los afloramientos rocosos las alternancias de humectación y desecación (hidroclastia, haloclastia, etc.) y la actividad de m ecanism os ligados a la disolución y precipitación de carbonatos, sales y óxidos (encostramiento, acorazamiento, formación de pátinas, etc.). Tam bién el con traste térmico, e s decir las variaciones m arcadas de temperatura incluso sin pasar por el punto de congelación (o en ausen


cia de agua congelable), puede ser considerado com o un aspecto del clima capaz de ejercer una influencia directa de tipo cualitativo sobre las acciones de meteorización. Su existencia pone en funcionamiento procesos m ecánicos de fragmentación, desagregación o descam ación y som ete al roquedo a contracciones y distensiones frecuentes que «fatigan» el material, facilitando la labor de las dem ás acciones erosivas.

13.2.2. L a in flu e n c ia d el clim a en la a c tu a c ió n y en la c o m p e te n cia d e los p ro c e s o s m o rfo g en ético s

Pero los ca ra cteres del clima controlan ante todo la intensidad o la com petencia de los procesos, de modo que esta influencia cuantitativa e s la que muestra una m ás directa trascendencia en la morfogénesis. Fuera de los m ecanism os antes citados — sobre todo de los relaciona dos con el frío— , no se dan p rocesos de modelado en los que la in fluencia directa de una variable clim ática alcance a su propia existen cia, e s decir tenga carácter cualitativo. Incluso en los territorios m ás fuertemente m arcados por la aridez la m orfogénesis corre mayoritariamente a carg o de procesos no absolutamente específicos (d esag reg a ción m ecánica, acción eólica, etc.); lo que sí e s específico e s el nivel de intensidad, la amplitud y la modalidad que presentan bajo e sa s condi ciones climáticas. Ciertamente, en la mayor parte de los caso s el clim a no influye «confinando» las acciones de modelado en áreas restringidas, sino d e terminando la importancia del trabajo que realizan en cad a lugar o territorio concreto del sector de la superficie terrestre —normalmente extenso— en que son viables. Y esta influencia cuantitativa no e s inde pendiente de la cualitativa, ni se contrapone a ella, pudiendo darse el caso de que la superación de determ inados um brales cuantitativos de lugar a cam bios cualitativos en las condiciones m orfogenéticas. Por ejemplo, el clima determina no sólo la presencia de la gelifracción sino su inten sidad y su modalidad (m acro o m icrogelifracción) y lo mismo puede decirse de la segregación de agujas de hielo (p ip k ra k e ) o de la forma ción de hielo perm anente en el suelo (pergelisol ), por citar procesos estrictamente zonales relacionados con el m ás restrictivo de los ele mentos climáticos. Sin em bargo, donde con mayor evidencia se aprecia la influencia cuantitativa del clima e s en los p rocesos polizonales dotados de gran amplitud ecológica. Así la acción de las aguas corrientes está presente en casi todas partes, siendo com patible con una amplísima gam a de tipos climáticos, pero depende de los valores pluviométricos e hídricos


de cad a uno de éstos cu áles sean sus modalidades de actuación (arro yada laminar, acción torrencial, acción fluvial) y cual sea la cuantía de sus consecuencias geom orfológicas. Y lo mismo ocurre con las accio nes litorales o con los procesos eólicos, llevadas a cab o por agentes realm ente azonales, y con tipos de meteorización de área amplia, como la alteración hidrolítica. El ciclo de las precipitaciones y el balance hídrico son, evidente mente, los factores fundamentales del volumen y la distribución de la escorrentía, e s decir del caudal y del régim en de las aguas corrientes. De este modo, en los territorios donde el clima no posibilita una reten ción crionival del agua, el funcionamiento de los agentes relacionado con el flujo de las aguas tienda a ser un reflejo del régim en pluviomético. Los torrentes o las ram blas sólo corren y realizan trabajo de mode lado cuando se produce un chaparrón de intensidad suficiente y su caudal —y su acción erosiva— presentan una relación directa con la importancia o el volumen de agua precipitada. Y lo mismo puede decir se respecto a los sistem as de arroyada laminar, cuya acción modela dora manifiesta importantes variaciones según el volumen y la concen tración de los aportes hídricos, generando formas de ablación o acu mulación muy diferentes según el valor de estos parám etros climáticos; de ellos depende la modalidad difusa o concentrada del proceso, la amplitud de su actuación y el volumen de partículas que e s capaz de poner en movimiento y de transportar. Lo mismo que estas acciones ligadas a la escorrentía discontinua, los p rocesos fluviales muestran una clara dependencia de los parám e tros del clima, pero esta dependencia no e s del mismo grado y sentido en todas las áreas climáticas. En las regiones donde la climatología permite el desarrollo de las formaciones superficiales, los suelos y la vegetación el régim en de los ríos y, consecuentem ente, su acción mo deladora registran una relación laxa con los ciclos climáticos; por el contrario, en las regiones áridas dependen de forma mucho más rígida y directa de la distribución temporal de las precipitaciones. Ello hace que, aunque se trate en esencia del mismo fenómeno, lleguen a presen tar tantas diferencias dinámicas que pueda considerarse que los ríos templados y los «uadi» semiáridos son agentes de modelado diferentes, poniendo de relive cóm o diferencias clim áticas cuantitativas llegan a tener consecuencias cualitativas del primer orden desde el punto de vista geomorfológico. Algo similar ocurre con la acción eólica, dependiente de la veloci dad y el régim en del viento. Teniendo en cuenta que el desplazamiento de los granos de arena sólo se produce cuando el flujo de aire alcanza una velocidad suficiente y que, alcanzada ésta, su volumen e s propor cional a dicha velocidad, la construcción de dunas no refleja, ni en su


ritmo ni en su configuración, la resultante de todos los vientos o la dirección de los vientos dominantes, sino que se adapta exclusiva mente al sentido y al régim en de los vientos de mayor violencia (únicos que superan el nivel necesario para desplazar partículas de calibre arena), los cu ales no tienen por que ser los m ás frecuentes. Se aprecia así com o dentro de los valores correspondientes a una variable climática no todos tienen el mismo significado geomorfológico, ya que entre ellos existen algunos qu e tienen el carácter de um bral o punto crítico a partir del cual lo que era un cam bio cuantitativo p asa a ser verdaderam ente cualitativo. Y dicha apreciación e s válida para la mayor parte de los p rocesos d e transporte y evacuación: al igual que hay una velocidad crítica en el flujo del aire a partir d e la cual se g en e ran dunas, hay un caudal crítico derivado de la pluviosidad efectiva a partir del cual se p asa de una arroyada en hilos a una arroyada en lámina o de un modelado fluvial meandriforme a la génesis de lechos trenzados. Este mismo tipo de influencia directa cuantitativa con um brales de cambio se puede observar en relación con los p rocesos no zonales de preparación del material com o la hidrólisis. Este importante tipo de meteorización química, presente en varias zonas clim áticas, increm enta su com petencia conforme aumenta la temperatura y la humedad, de modo que alcanza su máxima eficacia en los m edios tropicales; pero el citado incremento determinado por los caracteres del clim a no e s del todo cuantitativo, sino que implica cam bios en la modalidad o el nivel de las reacciones quím icas al alcanzarse determ inados valores críticos, de los que se derivan cam bios importantes en la naturaleza de los pro ductos resultantes: en relación con dichos valores la alteración hidrolítica deja de consistir en una argilización productora de montmorillonita o de caolinita (m ateriales blandos y deleznables) para adquirir los c a racteres de una laterización productora de hidróxidos susceptibles de precipitar en concreciones o costras de gran dureza y resistencia. En conclusión, el clima influye de forma directa en la dinámica geomorfológica tanto cualitativamente —marcando los umbrales de apa rición y extinción de los procesos de accionamiento, transporte y eva cuación— como cualitativamente —determinando la com petencia, la intensidad y el modo de actuación de muchos d e ellos— . Pero esta influencia directa, evidente y efectiva en las áreas donde el contacto en tre la litosfera y el medio externo también es directa, no se registra p le namente en los territorios donde la superficie litosférica se encuentra recubierta por form aciones edáficas y vegetales que se interponen en tre los m eteoros y dicha superficie; en este ca so la influencia del clima en el modelado pasa a ser básicam ente indirecta.


13.3. L a in flu en cia in d ire cta del clim a en la m orfogén esis: el papel de la cu b ie rta b ió tica La vegetación y la cu b ierta ed áfica — cuya naturaleza, densidad y continuidad están significativamente controladas por las condiciones clim áticas— interfieren o modulan la influencia del clim a en la m orfogé nesis, haciéndola indirecta, d e tres m odos fundamentalmente: En pri m er lugar, m odificando los propios ca ra c te re s del clim a sobre y en la superficie d e la litosfera; en segundo lugar, modificando el régim en termopluviométrico y determinando los cara cteres re a le s del balance hídrico y de la escorrentía; y en tercer lugar, modificando las propie d ad es m ecán icas y físicas del m aterial rocoso aflorante, D e modo general, existen notables diferencias entre los parám etros clim áticos atm osféricos m edidos por la s estaciones de observación m e teorológica y los registrados en la proximidad inmediata de superficie litosférica y en ella misma; y una de las cau sas fundam entales de este

M O R F O G E N E S IS

www.FreeLibros.org {Fuente: J. Tricart, 1981).

Fig. 13.1. E squ em a gen eral d e las in teraccion es morfochm áticas.

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hecho —que h ace que los datos de las red es de observación m eteoro lógica convencionales tengan una utilidad limitada para el análisis g eo morfológico— se encuentra en la presencia d e form aciones vegetales de diversa composición y densidad y de suelos de diferente profundi dad, textura, perm eabilidad e incluso color. Esta influencia en los c a racteres climáticos reales y, a través de ella, en la actividad de los pro cesos de modelado incluye múltiples aspectos y puede ser apreciada disponiendo de medios de observación microclimática, cuyos registros sí presentan significativas correlaciones con las tasas de actividad de numerosos m ecanism os geom orfológicos, en especial con las acciones modeladoras relacionadas con la temperatura y con el movimiento del aire.

13.3.1. L a in flu e n c ia d e la v e g e ta ció n y lo s su e lo s en la s co n d icio n e s té rm ica s de la m o rfo g én e sis

Como es conocido, las plantas absorben y consumen en la fotosínte sis una parte de la radiación solar de entrada, haciendo que disminuya en cierta proporción la cantidad de energía térm ica que llega a alcan zar la superficie litosférica. Como consecuencia de ello y de la cap aci dad de reflexión de sus órganos aéreos, bajo una cubierta vegetal medianamente densa dicha superficie se calienta menos durante el día. Durante la noche, por su parte, la vegetación actúa como un interceptor y acumulador de radiación ascendente, com o consecuencia de lo cual la superficie se enfría también menos. Así puede darse el ca so de que, cuando los observatorios m eteorológicos (instalados en cam po abierto) registran heladas y se aprecia la actividad de procesos relacionados con ellas en áreas descubiertas, la gelifracción o la segregación de agujas de hielo no se den o tengan unas consecuencias m orfogenéticas limitadas en áreas forestales o densam ente recubiertas de vegetación arbustiva. Igualmente, cuando las oscilaciones térm icas registradas en los observatorios m eteorológicos alcanzan niveles ca p a ces de poner en acción a la termoclastia o a otros procesos de fragmentación m ecánica, éstos sólo entran realm ente en actividad en terreno carente de vegeta ción, no apreciándose una actuación significativa de los mismos bajo cubierta vegetal. Esta función de tamiz, pantalla y acumulador de la energía solar varía de forma muy notable según el tipo y los caracteres de la cubierta vegetal y según el ciclo vegetativo de las esp ecies que la constituyan. Bajo formaciones forestales de frondosas caducifolias e s particular mente eficaz durante primavera y verano y casi nula en otoño e invier no, de modo que, por ejemplo, el pipkrake o la crioturbación pueden darse en este tipo de bosques con una intensidad y eficacia com para


bles a las registradas a cam po abierto. Bajo formaciones de coniferas o de pianifolias de hoja persistente la acción tamizadora y protectora de la vegetación varía según la anchura y la densidad del follaje, pero se mantiene en unos niveles esencialm ente hom ogéneos a lo largo del tiempo. En el caso de los bosques m arcescentes, se da una situación intermedia con variaciones a lo largo del año, pero menos m arcadas que en las comunidades de caducifolias. La máxima eficacia en la transformación del clima y en el consiguiente cam bio de las condicio nes m orfogenéticas se da en las selv as tropicales, donde la superposi ción de varios estratos de vegetación arbórea, la densidad del con junto y la persistencia del follaje (p ese a su perm anente renovación) constituyen un filtro especialm ente bien dotado para mantener unas condiciones bioclim áticas propias y un sistema de modelado particular. Puede decirse, en general, que la presencia de vegetación tiende a h acer que las tem peraturas medias sean «a nivel del suelo» algo supe riores a las m edidas en los observatorios m eteorológicos, tengan m e nor amplitud y varíen con mayor lentitud y con menor frecuencia. Ello h a ce que los p rocesos m orfogenéticos sean diferentes —tendiendo a increm entarse la importancia de los químicos en relación con la de los m ecánicos— y que su com petencia difiera d e la que alcanzan «a cam po abierto». Pero no sólo la vegetación e s capaz de influir de modo geomorfológicam ente significativo en el nivel y el régim en térmico, sino que tam bién los ca ra cteres de la propia superficie —en la que pueden existir formaciones edáficas m ás o m enos desarrolladas— pueden tener una influencia apreciadle. Cuando la energía térmica, directamente o tras haber sufrido la acción tamizadora o interceptora de las plantas, alcan za la superficie, ésta se calienta de forma diferente según sea su natu raleza (roca, formación superficial o suelo) y sus propiedades (compa cidad, color, contenido hídrico, etc.). Los afloramientos rocosos suelen calentarse y enfriarse con m ás intensidad y rapidez debido a su ca rá c ter normalmente com pacto y a su limitada porosidad (que impide en ellos una retención importante de agua); igualmente, las superficies de cualquier tipo se calientan tanto m enos —e s decir, tienen menos capa cidad de absorción de energía calorífica— cuanto m ás claro e s su color debido a que a menor intensidad crom ática mayor e s el albedo (pro porción de energía reflejada). Así, cuando existe un recubrimiento de restos orgánicos vegetales en descom posición (mantillo o humus bruto) el calentamiento e s relati vam ente débil como consecuencia de que la gran porosidad del mis mo permite la retención de importantes volúmenes de agua y ésta ab sorbe calorías, permitiendo adem ás la formación de una esp ecie de


«cámara de aire», que actúa com o aislante e impide que la radiación llegue hasta la superficie rocosa o la formación recubierta. Como con secuencia de ello pueden actuar p rocesos relacionados con el frío o con la helada m ás frecuente y eficazm ente que en otras superficies descubiertas y m ás com pactas; e incluso pueden actuar procesos vin culados a la formación y la persistencia de hielo interno sin que las con diciones climáticas convencionales alcancen el nivel necesario para ello. Por el contrario, los litosuelos o los suelos con predominio de la frac ción mineral, sobre todo si superficialmente tienen color oscuro, absor ben una gran cantidad de energía solar y pueden alcanzar temperaturas superiores hasta en una decena de grados a las medidas en el aire; por la noche, sin em bargo, su enfriamiento e s rápido lo que implica una am plitud térm ica notablemente mayor que la registrada en los observato rios m eteorológicos y consecuentem ente el funcionamiento de p ro ce sos m orfogenéticos con los qu e no se contaba teniendo en cuenta ésta. En las áreas tropicales, por ejemplo, la temperatura superficial en sue los rojos descubiertos de vegetación puede superar los 60° en el centro del día y d escender en la m adrugada hasta 20° o menos, lo cual posibi lita la actividad de p rocesos de meteorización m ecánica (termoclastia, hidroclastia) dentro de una zona clim ática muy desfavorable para ellos. Pero la naturaleza y los caracteres del suelo influyen también en la penetración de la energía térm ica por debajo de la superficie, las con secuencias geom orfológicas de la cual son muy importantes. Por d e bajo de la superficie externa del afloramiento rocoso (o litosuelo) o del suelo propiamente dicho las ondas caloríficas s e transmiten con una velocidad que va decreciendo rápidam ente hasta disiparse a esca sa profundidad. D e este modo las variaciones u oscilaciones térm icas de corta duración —cuya influencia en la actividad de los p rocesos de meteorización m ecánicos e s fundamental— no suele alcanzar m ás allá de un espesor de esca la centim étrica o, como mucho, decimétrica. Dentro de estos limitados m árgenes, la anchura concreta de esta capa sensible potencialmente sometida a la fragmentación, la desagregación o la descam ación, depende del tipo y de los caracteres físicos del material, de modo que en los litosuelos e s limitadísima (y tanto m ás cuanto m ás com pacta y clara e s la roca) mientras que en suelos poro sos y aireados alcanza sus máxim as dimensiones (aunque la intensidad de los procesos e s relativamente menor). Las variaciones térm icas de m ás amplia dimensión temporal, como las de carácter estacional, sí pueden penetrar a mayor profundidad y afectar a esp esores de orden métrico, realizándose con gran lentitud tanto la entrada como la salida de energía calorífica. Este efecto de «aislante» sólo tiene consecuencias geomorfológicas significativas cuan do existe una cubierta edáfica ancha y porosa; a él se d eb e que en las


áreas frías la temperatura del interior del suelo se mantenga en niveles m edios inferiores a los superficiales (haciendo posible la presencia de p erg eliso l en sectores donde el régim en térm ico atmosférico o exterior no llega al rigor necesario para ello) y que en las áreas cálidas tropica les esta temperatura m edia interna supere en dos o tres grados a la superficial (lo cual perm ite a la hidrólisis alcanzar una competencia mayor de la prevista incluso a partir de los elevados valores microclim áticos superficiales).

13.3.2. L a in flu e n c ia de la v e g e ta ció n y lo s su elo s en la s co n d icio n es h íd ric a s d e la m o rfo g én esis

Tam bién los elem entos o aspectos hídricos del clima —y conse cuentem ente los procesos de modelado relacionados con ellos— son significativamente afectados por la presencia y los caracteres de la cubierta vegetal y del suelo, hasta el punto de que con mucha frecuen cia el régim en hídrico que incide en la dinámica geom orfológica no es el previsible teniendo en cuenta sólo los datos de observación meteoro lógica. E s evidente que, por un lado, los órganos aéreo s de las plantas y sus restos acumulados sobre el suelo (mantillo ) interceptan una cierta cantidad del agua aportada por las precipitaciones, reduciendo la efi cacia del impacto directo de las gotas, y que, por otro, vegetación y recubrimiento edáfico influyen decisivam ente en la distribución tempo ral de los volúmenes de agua utilizables por la meteorización, así como en el caudal, la modalidad y el régim en de la escorrentía responsable de multitud de acciones m odeladoras. D esde el punto de vista hídrico puede decirse, por lo tanto, que el clima de la superficie litosférica no e s en muchos ca so s el clima atmosférico, ni en lo que se refiere al volu men de agua ni en lo que se refiere a la distribución de éste; y tampoco e s igual el régim en hídrico sobre el suelo que el del interior del suelo. En los niveles edáficos superficiales el «mantillo» no sólo actúa co mo elemento de protección m ecánica sino como factor de retención de agua, que parcialm ente e s devuelta a la atmósfera y consiguientemente eliminada como agente de modelado. Esta capacidad de captación y retención en superficie está en relación con la porosidad y la composi ción de los horizontes superiores, pudiendo ser muy importante como en el caso de la tu rb a , capaz de absorber enorm es cantidades de agua y de impedir su d escenso hasta los horizontes m ás profundos o la roca in situ. Este «efecto de secante» se traduce en un cierto aislamiento hidrológico del interior y de la b a se del suelo, en el que los cambios hídricos se encuentran amortiguados y en consecuencia los procesos geom orfológicos relacionados con ellos.


Como e s conocido y expresam ente reconocido en los sistem as de evaluación del balance hídrico, la textura y el contenido húmico del suelo influyen decisivam ente en el volumen y la distribución d e agua, constituyendo un factor básico de la existencia y la cuantía de la e sco rrentía superficial, así como de los stocks de humedad retenidos. Así, los suelos ricos en humus o en arcillas altamente higrófilas permiten que el agua perm anezca m ás tiempo en contacto con la roca, lo cual favorece la alteración, pero tienen tendencia a saturarse pronto, lo que es propicio para la escorrentía y limita la profundidad de la m eteoriza ción química. Pero la influencia de la cubierta biótica no se limita a estos aspectos cuantitativos, sino que suelos y vegetación influyen tam bién cualitativamente en los caracteres de las aguas de meteorización y escorrentía, llegando en algunos caso s a m arcar decisivam ente su acti vidad morfogenética: el metabolismo de las plantas y la mineralización de sus restos liberan anhídrido carbónico y otros com puestos (los áci d o s org án ico s ) que entran en disolución en el agua, de modo que al atravesar los horizontes superiores del suelo la acidez del agua puede increm entarse sustancialmente, adquiriendo una cap acidad de ataque al roquedo sustancialm ente mayor. Es por esta razón por la que no sólo la hidrólisis sino también la disolución kárstica (que tiene una fase quí mica esencialm ente controlada por la acidez del agua) alcanzan una com petencia mucho mayor en las áreas ricas en vegetación y dotadas d e una activa edafogénesis que en las regiones donde el desarrollo de los seres vivos y de los suelos e s menor.

13.4. C ondiciones b io clim áticas y re siste n c ia del m aterial Resulta evidente, pues, que la cubierta vegetal y edáfica influyen en la m orfogénesis determinando los caracteres reales del clim a en la superficie litosférica, pero tam bién lo hacen modificando los caracteres o las propiedades del material aflorante sobre el que los procesos, de modelado actúan. No hay que insistir en el hecho de que las propieda des m ecánicas de los suelos son con frecuencia muy diferentes de las de las ro cas sobre las que se desarrollan, de modo que cuanto más intensa ha sido la edafogénesis mayor e s la proporción de la m orfogé nesis realizada sobre una superficie muy distinta en cuanto a resisten cia a un afloramiento directo del roquedo. Y hay que tener en cuenta que, aunque lo normal es que el desarrollo edáfico implique una dismi nución de la resistencia del material, existen ca so s en que la ed afogé nesis confiere a éste una mayor com pacidad y dureza. Bajo determ inadas condiciones clim áticas la evolución de los suelos


implica o consiste en un lavado progresivo de los horizontes superficia les, los cuales van perdiendo con cierta rapidez sus elem entos arcillo sos y húmicos. D e ello resulta, si no existen m ecanism os de renovación de los mismos (com o consecuencia d e la falta de una vegetación ad e cuada), una creciente pérdida de cohesión al no form arse agregados o d esap arecer los ya existentes, lo cual increm enta la com petencia de los procesos de arrastre de partículas e incluso los h ace cam biar de natu raleza. Esta decisiva modificación de las condiciones de la superficie, capaz de multiplicar la eficacia de la reptación o de la arroyada o de h acer ap a recer fenómenos de delfación eólica, tiene sus caso s más estudiados en la podsolización, propia de áreas templado-húmedas y que puede ser d esencadenada o fomentada por ciertas actividades humanas, y en la lixiviación de los suelos fersialíticos tropicales. Tanto en uno como en otro, la evolución edáfica, controlada por una abun dante circulación hídrica y por una disminución del recubrimiento ve getal responsable del aporte de materia orgánica susceptible de humificación, confiere al horizonte A una textura pulverulenta que facilita su rápida destrucción por procesos de modelado relacionados con la arro yada, con el viento o con la propia acción m ecánica de las gotas de lluvia. La aridización natural del clima, así com o el sobrepasto o la rotu ración indiscriminada, desencadenan así estas acciones geomorfológica s con consecuencias humanas y económ icas que pueden ser irre parables. Al contrario que los horizontes externos, de donde parten normal m ente las m igraciones de elmentos solubles o coliodales, los horizontes internos del suelo tienden a ser niveles de acumulación de éstos, de modo que en ellos la edafogénesis lleva, de un lado a incrementar la cohesión y consecuentem ente la resistencia frente a las acciones m ecá nicas y, de otro, a reducir la porosidad, lo que modifica decisivamente el funcionamiento hídrico. La formación de niveles de acumulación arci llosa com pactos e im perm eables com o los gleys o p seu d o g ley s o de niveles endurecidos por enriquecimiento y precipitación masiva de carbonatos o de sesquióxidos son los ca so s m ás significativos y mejor conocidos desde el punto de vista de sus consecuencias geomorfológicas. Bajo condiciones clim áticas suficientemente húmedas y en presen cia de form aciones ricas en arcillas, estos elem entos de mínimo tamaño s e acumulan en los horizontes B, colmatando sus huecos y confiriéndo los una característica estructura prismática derivada de su capacidad y forma de retracción. Cuando los aportes de agua no son muy abundan tes y las arcillas no están hinchadas, las grietas entre los prismas están abiertas y tanto la resistencia m ecánica com o la impermeabilidad son m enores, siendo inapreciables los efectos de las aguas; por el contra rio, cuando los aportes hídricos son mayores, el aumento de volumen


de las arcillas acum uladas cierra la fisuras de modo que el agua no puede atravesar el gley, lo qu e da lugar a fenómenos de encharcamiento superficial (c a p a ce s de generar importantes fenóm enos de alte ración) y facilita la acción de los p rocesos relacionados con la e sco rrentía (la cual alcanza un caudal sensiblem ente superior al previsto teniendo en cuenta la textura del suelo en superficie). Bajo condiciones clim áticas sem iáridas o m arcadas por un fuerte contraste hídrico estacional y en presencia de material adecuado, la evolución edáfica tiende a la formación de niveles eluviales fuertemente endurecidos por la acumulación d e carbonatos (sobre todo d e carb o nato cálcico) contenidos en el agua y que precipitan por desecación; estos niveles reciben el nom bre de calich es cuando son estrictam ente superficiales y de c o stra s , cuando tienen carácter subsuperficial. Este proceso de encostram iento, que normalmente e s lento pero que pue de acelerarse cuando existe una aportación externa de caliza, implica el desarrollo de m igraciones ascendentes por capilaridad, derivadas de un fuerte déficit hídrico temporal en superficie y resulta muy favore cido por una textura porosa de la formación edáfica y una tendencia al descenso del manto freático. Una vez generada la costra, no c a b e duda de que los cara cteres m ecánicos d e la superficie afectada son sustan cialmente distintos y lógicamente también lo es su comportamiento fren te a la actuación de los p rocesos m orfogenéticos, increm entándose su dureza y resistencia. Pero sin duda el cam bio de condiciones superficiales m ás m arcado y espectacular derivado de la edafogénesis clim ática e s el ac o ra z a m iento ferruginoso, resultante de la acumulación de hidróxidos de hie rro en los suelos de las áreas tropicales, qu e se da fundamentalmente cuando la hidrólisis e s muy intensa, existe una estación s e ca m arcada y la vegetación e s h erbácea y de ciclo anual. D adas estas condiciones, se produce una migración estacional ascend ente de soluciones conte niendo formas solubles en agua de elem entos férricos. Si dichas solu ciones entran en contacto con el oxígeno del aire y sufren adem ás una disminución de su fase dispersiva por evaporación, estos elem entos metálicos precipitan produciéndose en las proximidades de la superfi cie de la formación edáfica, primero, la aparición de con crecion es lo ca les de aspecto escoriáceo (pisolitos ) y, después, el desarrollo de niveles endurecidos que, según los casos, pueden ser lam inares y relativa mente frágiles (c ap a raz o n e s) o masivos y duros (co razas). Esta modali dad de evolución edáfica, susceptible de ser fomentada por acciones antrópicas, puede dar lugar a un cam bio drástico en el comportamiento geomorfológico del material, sobre el que la alteración química cesa casi por completo y reaparecen los procesos de fragmentación mecánica.


13.5. El b ioclim a com o b a se de cla sifica ció n de lo s sistem as m orfogen éticos: re x is ta sia y b io stasia D e todo lo dicho se deduce que a través de controles tanto directos com o indirectos (ejercidos por medio de la vegetación y los suelos) el clim a siem pre tiene una influencia decisiva en la configuración del re lieve; una influencia que se manifiesta en diferentes momentos de la m orfogénesis y cuya intensidad y modalidad varían com o consecuencia de la gran diversidad de medios bioclim áticos que existenen la superfi cie terrestre. Entre las selvas de ciertas regiones intertropicales, que se comportan com o factores potenciadores de la alteración y, al tiempo, com o eficaces elem entos de protección frente a las acciones m ecáni cas, y las estepas abiertas de las regiones áridas, que apenas interfie ren la acción directa de los agentes m eteóricos, existe una amplísima gam a de situaciones intermedias. Y hay que tener en cuenta, además, que en las regiones donde el clima se caracteriza por la existencia de estaciones bien diferenciadas el papel de la cubierta vegetal varía de forma muy importante a lo largo del año, tanto cualitativa como cuanti tativamente. Se puede decir, en resumen, que, si en los territorios descubiertos los valores clim áticos «normales» alcanzan un alto significado en la de terminación de las condiciones m orfogenéticas reales, en las regiones donde existen form aciones edáficas importantes y continuas y se desa rrollan cubiertas vegetales densas (perm anentes o estacionales) los ci tados valores no pasan de ser un marco muy laxo dentro del que los pro ce so s de modelado actúan y se asocian en conformidad con los pará metros derivados de las m odificaciones im puestas a los fenómenos m eteorológicos por la presencia y la actividad del recubrimiento biótico. Son los bioclim as definidos por estos parám etros los que controlan la asociación de p rocesos de meteorización, transporte y evacuación, e s decir el sistem a m orfogenético, que actúa en extensos sectores de la superficie terrestre y los que h acen efectivos —en uno u otro s e n tid o ios caracteres petrográficos del roquedo susceptibles de guiar las accio nes erosivas y de condicionar su com petencia. En la Geomorfología actual se designa con el nombre de sistem a m orfogenético al conjunto de p rocesos interrelacionados que realizan el modelado de un territorio en conformidad con las condiciones m e dioam bientales del mismo; unas condiciones en las que los componen tes bióticos pueden tener mayor o menor importancia, según la exten sión, continuidad y persistencia de su recubrimiento superficial. En cada uno de estos sistem as se articulan tres subsistem as encargados res pectivamente de la preparación del material, del desplazamiento de partículas dentro del área y de la evacuación de una parte de las mis


mas fuera de dicha área, constando cad a uno de ellos de uno o unos procesos principales, encargados de realizar la mayor parte del tra bajo, y de un cierto número de procesos accesorios, que apoyan, facili tan o complementan la acción de los primeros. Y hay que destacar que el primero de ellos, en el que se incluyen las acciones de meteorización, es el m ás sensible a la influencia de las condiciones del medio ambiente, de modo que el control climático, o bioclimático, sobre el conjunto del sistema se realiza prioritariamente a través del control de la meteorización, de la cual depende el tipo, el volumen y la forma de las partículas puestas a disposición de las acciones de transporte y evacuación. Teniendo esto en cuenta, puede plantearse una primera clasifica ción de los sistem as m orfogenéticos o, lo que e s lo mismo, una primera división de la superficie terrestre desde el punto de vista morfoclimático en la que se distinguen los sistem as de modelado de los sectores donde la dureza del clima y la correlativa escasez de vegetación y sue los favorecen las acciones m ecán icas (d esagregaciones, fragm entacio nes), productoras de partículas sueltas de gran movilidad, y los siste mas de modelado de los sectores donde la mayor benignidad climática y la mayor importancia de la cubierta vegetal y edáfica, correlativa a ella, propician prioritariamente las acciones de meteorización químicas y bioquímicas (alteraciones), que generan productos abundantes pero dotados de menor movilidad. Los sistem as m orfogenéticos en los que las fragm entaciones y las desagregaciones caracterizan la meteorización ponen en primer plano, dando un valor geom orfológico prioritario, a la textura, a la porosidad y a fisuración de las rocas, ya que son ellas las que regulan la penetra ción del agua y de las variaciones térm icas. Por el contrario, la e scasa importancia de los fenómenos de alteración y disolución reducen al mínimo el papel de la composición químico-mineralógica com o control de la actividad geomorfológica. Esta situación morfodinámica, que ha sido asimilada al estado de rexistasia de los ecólogos, e s propia de los territorios de clima fuertemente m arcado por el frío o por la sequía, en los que las bajas tem peraturas o la aridez limitan drásticam ente la edafogénesis y la colonización vegetal, tendiendo a mantener la superficie de los afloramientos rocosos descubierta y fragmentada y, por lo tanto, carente de protección ante los procesos de erosión y arrastre. Por su parte, los sistem as m orfogenéticos en los que predominan las acciones m eteóricas fisicoquímicas y bioquím icas hacen pasar a pri mer plano los caracteres m ineralógicos de las ro cas —de los que d e pende su alterabilidad—, tendiendo de acuerdo con ellos a generar amplios mantos superficiales de material alterado, blando pero relativa mente cohesionado por la presencia de elem entos arcillosos. Estos sis


tem as son propios de áreas con clim a templado o cálido y suficien tem ente húmedo en las que suelos y vegetación encuentran favorables condiciones para su desarrollo (es decir de áreas en situación de biostasia ) y bajo su dominio la producción de partículas movilizables tien de a ser mayor que la capacidad de movilización de los procesos de erosión y arrastre — fuertemente contrarrestado e interferidos por la propia cubierta biótica— , de modo que se hacen minoritarios las aflora mientos directos del roquedo, el cual queda normalmente recubierto por form aciones alteríticas y suelos bien desarrollados. Todo lo dicho pone de manifiesto la importancia y la complejidad de las relaciones entre relieve y bioclima. Dentro del marco de dichas relaciones, cam biantes a lo largo del tiempo, el clima se manifiesta en todo caso com o un factor capaz de m arcar significativamente la diná m ica y la configuración geomorfológica: Directa e indirectamente el clim a desem peña un papel fundamental en la fijación de las modalida des de la erosión, influyendo en la selección, dentro de la gam a de los p rocesos de modelado, de los m ás adecuados y com petentes, en el ensam ble sistem ático m ás eficaz de los mismos y, consecuentemente, en la determ inación del aspecto del relieve terrestre.


14 La división morfoclimática del globo: dominios y pisos morfoclimáticos

14.1. L a división geom orfológica de la su p e rñ cie terrestre: los dominios m orfoclim áticos y su definición La influencia directa e indirecta de las condiciones clim áticas sobre el modelado del relieve se traduce en el establecim iento en los diver sos sectores de la superficie terrestre de sistem as m orfogenéticos dife renciados, de cuya actuación derivan paisajes morfológicos distintos. Al área de funcionamiento de los unos y de p resencia o desarrollo de los otros se le denomina en Geomorfología dom inio morfoclimático. Es evi dente, en este sentido, que la dinámica geom orfológica y la configura ción del relieve presentan caracteres propios en los territorios cálidohúmedos tropicales, m arcadam ente distintos de los que se observan en las regiones de clima frío, lo que pone de manifiesto cóm o las acciones m orfogenéticas se articulan y organizan —lo mismo que las comunida des vivas— buscando la m ejor adaptación al medio en el que actúan y tendiendo a conferir a la superficie topográfica una forma específica mente adecuada a dicho medio. Dado qu e las variantes climáticas, y tam bién las biogeográficas re lacionadas con ellas, son muy num erosas, podría pen sarse que los dom inios m orfoclim áticos son tantos como unidades de regionalización bioclim ática y que sus límites coinciden básicam ente con los de éstas.


Sin em bargo y p ese a que en cualquier unidad territorial, por pequeña que sea, el sistema de modelado presenta siem pre m atices diferencia les derivados de su clima local o de su microclima, el número de domi nios no e s tan elevado. Ello se debe, en primer lugar, a que no todas las escalas de diferenciación climática tienen un correlato geomorfológico significativo porque, com o se indicó, no todos los parám etros del clima tienen capacidad para incidir en las acciones de modelado ni todos sus valores inciden de igual modo; puede d ecirse que la capacidad de diferenciación o matización bioclim ática e s apreciablem ente mayor que la morfogenética. Por otra parte, hay que tener en cuenta que las zoniñcaciones o regionalizaciones clim áticas que se han realizado (o los sistem as al uso de clasificación climática) no siem pre se basan en variables altamente correlacionadas con la dinámica geom orfológica ni utilizan com o crite rio o base de discriminación valores (o com binaciones de valores) morfogenéticamente significativos. Además, los parám etros biogeográficos no siempre son introducidos de forma adecuada com o elem entos de diferenciación climática, lo cual plantea dificultades debido a que la influencia del clima en el modelado del relieve e s en gran parte indi recta y s e realiza a través de los com ponentes bióticos. Como co n se cuencia de ello las unidades de la corología morfoclimática son menos numerosas, corresponden a escalas dimensionales mayores y no coin ciden con los límites de las unidades de regionalización climática o biogeográfica, aunque en modo alguno son independientes o m arcada mente distintas de éstas.

14.1.1. Los c r ite rio s de d ife re n c ia c ió n m o rfo clim á tica

Para la Geomorfología actual un sistema morfogenético e s diferente de otro cuando entre ellos se aprecia un cam bio sustancial en la com posición, la estructura, el funcionamiento y el comportamiento del com plejo interrelacionado de procesos que respectivam ente los constituye, de modo que mientras no se registre un cam bio de este tipo no existe una diferenciación de «dominios morfogenéticos». Los cam bios o varia ciones de menor rango, que no llegan a afectar de este modo a la pre paración del material, a su transporte, acumulación y evacuación, sólo son indicadores de variantes o modalidades relativas a aspectos fun cionales o etológicos que no se consideran suficientes para establecer divisiones corológicas de primer rango. Conforme a este criterio, la dis criminación espacial de los sistem as m orfogenéticos o, lo que e s lo mismo, la diferenciación de los «dominios morfoclimáticos» se da, no a escala local o regional, sino a una escala dimensional próxima a la de


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Fig. 14.1. Distribución actual de los dominios morfoclimáticos.

las zonas climáticas. El uso del adjetivo «zonal» y de otros derivados de él («azonal», «polizonal») para definir el área de los p rocesos morfogenéücos individualmente considerados viene a expresar esta constata ción de que las acciones de modelado varían o cam bian de papel conforme a la sucesión de estas divisiones geográficas mayores. Ciertamente, la zonalidad e s la pauta b ásica de la distribución de los sistem as de modelado sobre la superficie terrestre: com o ya se ha dicho y e s fácil de percibir, la m orfogénesis y el aspecto del relieve son distintos en la zona fría, en la templada, en la árida subtropical y en la cálido-húmeda tropical. Pero en ninguna de ellas actúa un sólo sistema morfogenético, sino varios que se reparten el territorio y que muestran entre sí un parentesco o similitud m ayores que con los de las otras zonas. D e este modo, el ámbito esp acial de actuación de los sistem as de modelado resulta mayor que la región climática pero menor que la zona climática, situándose a la escala dimensional de la subzona (divi sión de una zona que mantiene la disposición en anillo conforme a la sucesión de los paralelos) o, mejor, del dom inio (división de una zona no acorde con la pauta latitudinal y derivada de la distribución de tie rras y m ares). De ahí el nom bre de dom inios que reciben las unidades básicas de la corología morfoclimática. Para la diferenciación de estas unidades básicas, susceptibles de agruparse en unidades taxonóm icas m ayores y de dividirse en unida des menores, sólo son válidas ciertas variables clim áticas, en concreto aquellas que tienen cap acidad de definir umbrales de discriminación entre ámbitos donde la dinámica geom orfológica e s sustancialm ente distinta. Estas variables son de carácter termométrico, pluviométrico o termopluviométrico, e s decir corresponden a los mismos géneros usa dos para las clasificaciones y corologías clim áticas; pero los valoresumbral que sirven de b a s e para el establecim iento de las subzonas o los dominios clim áticos no siem pre tienen el mismo significado desde el punto de vista geomorfológico. Puede d ecirse que los valores que marcan los límites m orfogenéticos son cualitativa y cuantativamente distintos de los climáticos aunque hacen referencia al mismo género de variables: por ejemplo, la tem peratura m edia de los m eses m ás cálido y m ás frío, la tem peratura mínima m edia de los m eses invernales, el número de m eses con temperatura m edia por debajo de 5 ° ó 10.°, el número de días de helada, la intensidad pluviométrica, la concentra ción estacional de la pluviosidad efectiva o el balan ce nivométrico son valores de gran significado para la corología geom orfológica que no siempre son tomados en consideración en las clasificaciones climáti cas, al m enos para la diferenciación de dominios. Por su parte, la presencia de vegetación y suelos, al modular el impacto de los fenómenos clim áticos e introducir elem entos o factores


nuevos en la m orfogénesis, tiene un doble efecto en el establecimiento de la corología morfoclimática básica: de un lado, tiende a hacer dismi nuir el número de dominios al reducir los m árgenes de variación de los parám etros del clima y, de otro, puede actuar com o factor de discrimi nación de primer orden permitiendo que dichos parám etros alcancen o s e mantengan en niveles ca p a ce s de variar el sistem a de modelado. Así, la cubierta biótica e s un factor de uniformidad morfogenética en una zona tan rica en variantes clim áticas como e s la templada, mientras que constituye el fundamento de la diferenciación geom orfológica en la zona tropical, notablemente m ás hom ogénea desde el punto de vista climático. Y hay que tener en cuenta también que los aspectos de m a yor incidencia en el sistem a morfogenético, com o son la densidad, la tasa de recubrimiento o la perm anencia de los órganos aéreo s de la vegetación o la profundidad y la textura de los suelos, no son tomados en cuenta por los especialistas en Biogeografía para el establecimiento de su corología, la cual se b asa casi siem pre en criterios florísticos, fitosociológicos, mineralógicos o químicos cuya relación con las condicio nes de la m orfogénesis e s escasam en te significativa.

14.1.2. L a e stru ctu ra m o rfo c lim á tica de la su p e rfic ie te rre stre : co m p lejo s z o n a le s, zo n as y dom inios

Como consecuencia de todo lo dicho, el m apa mundi de los domi nios morfoclimáticos no e s una traducción del mapa de grandes tipos climáticos, ni del de comunidades vegetales o de grandes géneros edáficos, aunque se p a rece y tiene puntos en común con todos, presen tando a la misma e sca la un menor número de unidades que cualquiera de ellos. En concreto, la superficie em ergida se encuentra repartida en la actualidad —dejando aparte las áreas de fuerte relieve montañoso, cuyas condiciones m orfogenéticas reúnen rasgos específicos suficien tes para m erecer un tratamiento aparte— entre ocho grandes dominios:

G laciar, Periglaciar, Semiárido, Arido, Tem plado-húm edo, Continental, Tropical d e s a b a n a y Tropical d e selva. Estas unidades territoriales b ásicas se agrupan en cuatro zonas m orfoclim áticas (Fría, Xérica, Tem p la d a y Tropical ), las cu ales a su vez pueden asociarse definiendo dos com plejos m orfoclim áticos zonales (Abiótico o Rexistático y Biótico o Biostático ); de otro lado, algunos de los dominios s e encuentran dividi dos en dos subdom inios m orfoclimáticos, como, por ejemplo, el perigla ciar que com prende un subdom inio d e desierto d e gelivación y un subdom inio d e tundra. En el presente, la relación dimensional existente entre las unidades corológicas citadas puede calificarse de equilibrada, ya que ningún


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Fig. 14.2. Distribución hipotética de los dominios morfoclimáticos hace 18.000 años.

(Fuente: R. J. Chorley et al., 1984; según datos de Mclntyre, 1976).

dominio, zona ni com plejo zonal tiene carácter dominante o claram ente mayoritario en su respectivo nivel taxonómico. Así, las tierras em ergi das se encuentran divididas a p artes aproxim adam ente iguales entre los com plejos zonales rexistático y biostático; éstos se reparten de la misma forma entre las cuatro zonas, a cad a una d e las cu ales le corres ponde alrededor del 25 % de la extensión total de dichas tierras; y estas zonas, a su vez, se dividen manteniendo básicam ente el mismo equili brio entre los ocho dominios, cad a uno de los cu ales ocupa el 10-15 % de la superficie continental. Pero hay qu e tener en cuenta que este reparto tan com pensado no e s perm anente ni estab le en el tiempo, ya qu e las form as de relieve h eredadas permiten recon ocer que en épo cas muy próximas, como el Pleistoceno superior (hace sólo 18.000 años), la distribución y el reparto de los dominios morfoclimáticos eran nota blem ente distintos registrándose un claro predominio territorial de los sistem as m orfogenéticos periglaciar y glaciar, de la zona fría y del com plejo zonal rexistático. El análisis geom orfológico lleva igualmente a recon ocer la existencia de tendencias, aún incipientes, al desequili brio favorables en e ste ca so al desarrollo d e los dominios árido y semiárido y al establecimiento de un predominio de la zona morfoclimática xérica.

14.2. L a zon a m o rfo clim ática fría

14.2.1. E l dom inio g la c ia r

El dom inio m orfoclim ático g la c ia r ocupa en la actualidad alrededor del 10% d e las tierras em ergidas, incluyendo el continente Antártico, Groenlandia y las islas situadas en las latitudes subpolares (más allá de paralelo 60.°), coincidiendo con el área en que la com binación de una pluviosidad casi exclusivam ente en forma d e nieve y un nivel termométrico persistentem ente bajo posibilitan la perm anencia y la acumulación de nieve sobre el suelo. Puede d ecirse que sus límites coinciden apro xim adam ente con los del dominio latitudinal de las n iev es p e rp e tu a s o con los de los clim as EF de la clasificación de Kóppen. Bajo las condi cion es citadas, en las que e s posible la transformación o «diagénesis» de la nieve en hielo glaciar, las accio n es quím icas se encuentran prácti cam ente ausentes y la preparación del m aterial co rre a carg o de pro ceso s de meteorización m ecánicos ligados al frío (los cuales no obstante ven limitada su com petencia por lo reducido de las variaciones de tem peratura, ca si siem pre por d ebajo de los 0 ° , y por la relativa homotermia a que la cubierta nival o glaciar som ete a la superficie del roquedo),


que alimentan una dinámica de vertientes en las que predominan las acciones gravitatorias elemento a elemento, notablemente competentes pero limitadas a los sectores donde, por la fuerte inclinación topográ fica o por cualquier otra causa, no se mantiene el recubrimiento nivoglaciar. Pero, sin duda, la especificidad del sistema de modelado propio de este dominio reside en la actuación dominante de un gran agente morfogenético zonal dotado de capacidad de accionamiento (abrasión, sobreexcavación), transporte, acumulación y evacuación, el g laciar o flujo de hielo que, como ocurre en la Antártida puede alcanzar dimen siones enormes y afectar a la práctica totalidad de la superficie. Dado que la competencia de la acción glaciar en el desplazamiento de partículas no es, en conjunto, muy grande, la eficacia global del sis tema morfogenético de este dominio de los hielos permanentes puede calificarse de mediana, aunque tiene unas consecuencias en la configu ración del relieve muy características e inconfundibles, generando pai sajes morfológicos compuestos sólo por formas elem entales propias (icircos, artesas, cubetas, m orrenas, etc.). Por otra parte, la extensión que actualmente presenta no coincide estrictamente con la del área de los tipos climáticos indicados debido a las condiciones topográficas precisas para la formación de aparatos glaciares y a la lentitud e iner cia de estas m asas de hielo en movimiento: así, dentro de los límites potenciales del glaciarismo existen enclaves en que la pendiente o la disposición topográfica impiden la formación y el flujo de hielo, los cua les registran una morfodinámica periglaciar; las lenguas de hielo pue den, por el contrario, penetrar en el territorio de otros dominios o per manecer largamente en ellos después de la desaparición de las condi ciones climáticas adecuadas, manteniendo a lo largo de periodos muy largos prolongaciones o islas glaciares m ás allá de los límites estrictos del dominio morfoclimático. Es de destacar, en este sentido, que las dimensiones actuales del glaciarism o zonal aún no se han ajustado a la zonación climática establecida tras el final del Würm, periodo frío finipleistoceno en el que las condiciones glaciales —y el correspondiente sistema morfogenético— llegaron a afectar a m ás del 17 % de la super ficie continental. Puede decirse, pues, que el dominio glaciar conserva aún una tendencia regresiva y que una parte de los hielos que en él se encuentran son heredados de una glaciación que tuvo su álgido hace ya 18.000 años.

14.2.2. E l dominio p e rig la cia r

El dominio morfoclimático conocido como p erig laciar comprende todas las áreas de clima frío en las que el régimen térmico se caracte


riza por p asos reiterados por la tem peratura crítica de los 0 ° , en la que se produce la congelación del agua o la fusión del hielo, y el régimen pluviométrico asegura unos stocks hídricos suficientes para que estos cam bios de estado puedan realizarse y desem peñar su función g eo morfológica. A diferencia del glaciar, en el que las acciones modelado ras se realizan de forma directa sobre la roca, en este segundo —y hoy m ás extenso— dominio frío ya aparecen suelos y vegetación, aunque escaso s, discontinuos y poco desarrollados y d esd e luego insuficientes para variar el ca rá cter esencialm ente abiótico del medio en que se desarrolla el relive. Ocupa en la actualidad entre el 15 y el 16 % de la superficie em ergida, incluyendo una ancha franja en el N. de Eurasia y el extrem o meridional de América, coincidiendo en líneas generales con el área d e los clim as ET y Dd de Kóppen. El sistem a m orfogenético que en él actúa e s uno de los que alcanza mayor com petencia o eficacia m odeladora global y se caracteriza por una intensísima y generalizada actividad de los p rocesos m ecánicos de meteorización (en concreto del m ás eficaz de ellos, la gelifracción), por un significativo papel de las disoluciones y por una práctica ausencia de p rocesos de alteración. Por lo que se refiere a la dinámica de ver tientes, se registra una generalizada y diversificada actividad de las acciones gravitatorias, un amplio funcionamiento de los desplazamien tos d e m asa de tipo solifluidal asistidos por la arroyada estacional y la presencia de algunas m odalidades esp ecíficas de removilización de partículas (críotuibación , p ip k ra k e ). Todos estos p rocesos de prepara ción y desplazamiento, ca p a ce s de transformar con rapidez la morfolo gía de los interfluvios, aportan una voluminosa carg a a cursos de agua de régim en contrastado, dotados de una gran capacidad de evacua ción; en determ inados ca so s la nieve sem iperm anente y el viento de sem peñan tam bién un papel relativam ente importante en esta labor evacuadora. Dentro de estos caracteres genéricos, el sistema morfogenético periglaciar muestra num erosas variantes según la mayor o menor impor tancia del com ponente nival, la densidad d e la siem pre e sca sa y laxa cubierta vegetal y la p resencia o no d e hielo en el interior del suelo (pergelisol j m ollisol). Con b a se en ellas se suele dividir el dominio en dos subdominios, el periglaciar de desierto d e gelivación y el periglaciar de tundra, en cad a uno de los cu ales se da un p aisaje morfológico bastante bien diferenciado. En todo caso, los conos y taludes de derru bios, la s vertientes d e solifluxión generalizada o localizada, los llanos aluviales hipertrofiados y las figuras de crioturbación aparecen como elem entos significativos del relieve de estas áreas frías, que ocupan hoy sectores que h ace menos de 20.000 años estuvieron cubiertos por los hielos o formaron el m argen de los casqu etes glaciares würmien-


ses, pero que manifiestan un retroceso frente al avance de los morfoclimas templados ca p a ce s de m antener ya una vegetación relativamente densa, potencialmente forestal en gran parte de los casos. Así pues, la zona m orfoclimática fría —incluida en el com plejo zonal abiótico— abarca alrededor de la cuarta parte de la superficie conti nental (altas latitudes de Eurasia, extrem o meridional de América y totalidad del continente Antártico), siendo esta extensión algo inferior a

F ig . 14.3. Suelos poligonales g en erad os por la crioturbación e n medio periglaciar.

la que alcanzó en el pasado geológico m ás próximo, cuando los glacia res llegaban en Europa y Norteamérica hasta los 45-50.° de latitud y los climas fríos sin hielo perm anente alcanzaban latitudes aún m ás bajas. Su evolución reciente y su tedencia actual pueden calificarse por lo tanto de regresivas, aunque lo m ás significativo en ellas es el creciente predominio espacial del dominio periglaciar sobre el glaciar, ya que, mientras el segundo ocupa hoy m enos superficie que en el Würm y ha pasado a ser el menos extenso, el primero ha incrementado su ampli tud espacial y ha pasado a tener una extensión apreciablemente mayor. La presencia de formas de relieve inequívocamente relacionadas con los sistem as morfoclimáticos fríos dentro del ámbito actual de la zona templada y nivel de conservación de las mismas atestiguan la impor tancia y la cercanía cronológica de este reajuste de los límites de los dominios geomorfológicos m arcados por el frío.


1 4 .3 . L a z o n a m o r f o c l i m á t i c a x é r i c a

14.3.1. E l dom inio sem iárid o

Correspondiente ya a la zona en que e s la sequía y no el frío el fac tor que, al limitar el desarrollo d e los suelos y la vegetación, determina los ca ra cte re s rexistáticos de la m orfogénesis, el dom inio morfoclimático sem iárid o com prende los territorios en que la com binación de tem peraturas m edias o altas y pluviosidad e sca sa pero muy concentrada e intensa da lugar a un déficit hídrico importante y duradero, pero no perm anente ni de muy larga duración, de modo que se suceden largos intervalos de sequía y falta de escorrentía con episodios cortos e irre gularmente repartidos en los que importantes volúmenes de agua flu yen sobre el suelo. Bajo estas condiciones clim áticas, propias de los tipos BS y BW de la clasificación de Kóppen y en las que las formacio n es ed áficas son esqu eléticas y la vegetación abierta y xerófila, se encuentran algo m ás del 12 % de las tierras em ergidas, incluyendo los m árgenes de los grandes desiertos del Sahara y Oriente Medio, exten sos secto res d e Africa oriental y meridional (Namib), así com o algunas áreas de N orteam érica (SW. d e Estados Unidos y NW. de Méjico), Suram érica y Australia. Tam bién afectan a una pequeña parte del terri torio español, en concreto al borde suroriental d e la Península y a las C anarias orientales. El sistem a m orfogenético que actúa en este dominio es uno de m a yor com petencia erosiva y se caracteriza por una intensa y eficaz m e teorización efectuada fundamentalmente por p rocesos m ecánicos no ligados a la congelación del agua y p rocesos de disolución-precipita ción. La dinámica de vertientes corre a carg o de acciones gravitatorias elem ento a elemento, cuya generalidad y eficacia contrastan con la p ráctica ausencia de desplazam ientos en m asa, y de la arroyada lami nar o concentrada, que, p e se a funcionar muy discontinuamente, de sem peña un papel m odelador de primer orden en las superficies m e diana o fuertem ente inclinadas. Y e s tam bién esta escorrentía temporal y no jerarquizada la que, actuando de forma difusa o canalizada en lechos de funcionamiento esporádico y con frecuencia endorreicos la que se ocupa de las labores de evacuación de partículas, siendo la máxima responsable del modelado de las m esoform as m ás caracterís ticas de los ám bitos sem iáridos (glacis , uadi, ra m b la s , etc.); aunque está presente, la acción eólica tiene carácter secundario. Los límites «exteriores» de e ste dominio morfoclimático m ediana m ente xérico no coinciden con los de la simple p resencia de la aridez, la cual se registra en algunos sectores de los dominios templados, sino


con los del espacio en que ésta alcanza una profundidad y una dura ción cap aces de condicionar sustancialm ente el sistem a de modelado; los límites «interiores», por su parte, se establecen en la línea a partir de la cual el déficit hídrico se h ace cuasi-perm anente y los episodios de escorrentía superficial pasan a ser sumamente raros. Dichos límites tienen en la actualidad una posición diferente de la que tenían en la última glaciación, pero la extensión del dominio no ha variado sustan cialmente en los últimos 20.000 años, ya que, si ha avanzado sobre terri torios anteriormente incluidos en la zona morfoclimática templada, ha retrocedido también ante la progresión del dominio árido. El citado avance de las condiciones m orfogenéticas sem iáridas hacia las latitu des medias, presuntamente fomentado o acelerado por acción humana, con su correlato de pérdida de suelo, abarrancam iento, aterramiento de em balses, etc. constituye hoy uno de los fenómenos m edio-am bien tales m ás estudiados bajo el nom bre —ciertam ente poco afortunado— de «desertización» o «desertificación».

14.3.2. E l dom inio árido

El dom inio m orfoclim ático árido abarca los territorios de nivel termométrico normalmente alto o muy alto y pluviosidad sumamente e s casa en los que s e registra un balance hídrico profundamente deficita rio de forma casi permanente, com o consecuencia de lo cual los suelos son inexistentes o muy esqueléticos y la vegetación e s escasísim a o está ausente. Dentro de sus límites, que coinciden en líneas generales con los del área de los clim as BWh d e Kóppen, quedan los «desiertos» del Sahara, Arabia, Irán, Kalahari, Sonora (M éjico) y Australia, junto con la franja desértica chileno-peruana (en la que excepcionalm ente la ari dez m arcada coincide con tem peraturas relativamente frías). Los terri torios citados se localizan en latitudes subtropicales y significan algo menos del 15 % de la superficie continental no incluida en los grandes sistem as orográficos. Aunque el elemento climático definitorio e s el mismo, la aridez, la com petencia m orfogenética global del sistem a de erosión árido e s sen siblemente inferior a la del semiárido, llegando a d arse en algunos s e c tores una verdadera paralización de los p rocesos de modelado. Ello se d ebe a que en condiciones de extrem a y perm anente sequía los p ro ce sos m eteóricos de disolución y alteración están ausentes (salvo la poco trascendente formación de pátinas) y los p rocesos m ecánicos se en cuentran drásticam ente limitados por la falta de agua (sólo se dan con diciones favorables para la termoclastia, que e s la m enos eficaz de las fragm entaciones); y esta misma falta casi continua de agua, tanto sobre


el suelo como dentro de las formaciones superficiales, h ace inviables los desplazam ientos en m asa y red u ce al mínimo las acciones de trans porte y evacuación relacionadas con el flujo hídrico, com o la arroyada y la acción fluvial, haciendo pasar a primer plano la acción del viento que encuentra su am biente m ás favorable dentro de este dominio. No obs tante la suprem acía de los procesos eólicos no e s tanta y tan generali zada como se pen saba y sólo llega a controlar el modelado en los sectores donde existen (m uchas v eces com o herencia de anteriores etapas morfoclimáticas) grandes acum ulaciones de arena. Es precisam ente esta importancia relativa de las acciones eólicas la que ha servido de b a se para la diferenciación de dos subdominios de muy diferente extensión: el árido sen su strícto, en el que aún se aprecia alguna actividad de los p rocesos de meteorización y las acciones hídrica s son ca p a ce s de m antener un mínimo funcionamiento, y el hiperárído, al que sólo corresponde un 4 % de las tierras em ergidas y en el que la parálisis de la meteorización e s evidente y se afianza el compo nente eólico. Este último p arece no h aber existido durante la última gla ciación, h a ce 18 ó 20.000 años, y h aberse ido diferenciando y amplian do conforme el dominio árido en conjunto ha ido avanzado apreciablem ente sobre los m árgenes semiáridos de los desiertos (avance éste al que sí se le puede denominar con propiedad «desertificación»).

Fig. 14.4. (Arriba) C aracteres y com ponentes m orfológicos d e un «pedimento» o glacis. A: Zona d e degradación; B; Zona d e planación lateral; C: Zona d e «agradacion» (acumula ción). (Abajo) Visión esqu em ática d e los diversos tipos d e glacis. A: A rea d e erosión con centrada; B: G lacis d e erosión o denudación; C: G lacis d e acumulación.


Sumando el área de los dominios árido y semiárido, la zona m orfo climática xérica incluye, por lo tanto, alrededor del 27 % de las tierras continentales, situadas mayoritariamente en latitudes subtropicales, sien do su extensión actual muy ligeram ente superior a la que alcanzó en el Würm; también en relación con e ste último periodo frío del Pleistoceno, se ha pasado de un predominio claro del sistem a m orfogenético sem iá rido en dicho periodo a una apreciable prim acía esp acial del sistema de erosión árido. En conjunto, el com plejo zonal abiótico resultante de la suma de las zonas m orfoclim áticas fría y x é ric a , en el que —com o se ha dicho— las acciones externas de m odelado s e realizan en su mayor parte de forma directa sobre un roquedo nada o muy escasam en te cubierto por form aciones edáficas y vegetales, ab a rca hoy entre el 52 y el 53 % de la superficie continental (descontada la incluida en los gran des sistem as orográficos); dicha superficie, que quitando la correspon diente al continente Antártico s e reduciría al 47 %, presenta una exten sión total sensiblem ente inferior a la que tenía durante el citado periodo final del Pleistoceno (com o consecuencia de un claro retroceso de la zona fría no suficientemente com pensado por una leve progresión de la xérica), apreciándose globalm ente una tendencia a la estabilidad. Esta tendencia, sin em bargo, no e s resultado de una fijeza de los límites sino de la com binación de progresión en unos —los de la zona xérica— y regresión en otros —los de la zona fría— , apreciándose adem ás reajus tes territoriales internos en am bas zonas a favor del dominio árido y del dominio periglaciar, e s d«=cir a favor de los dotados de un sistem a de modelado m ás activo y com petente.

14.4. L a zon a m o rfo clim ática tem plada 14.4.1. E l dom inio tem plado-húm edo

El dominio tem plado-húm edo, también denominado dom inio forestal d e latitud m e d ia , com prende las áreas caracterizadas por un nivel m o derado del régim en térmico, por una pluviosidad media o alta regular mente distribuida y sin mínimos excesivam ente duraderos y por un régimen hídrico apreciablem ente m arcado por la estacionalidad pero en el que las situaciones de déficit de agua están ausentes o son limita das en cuanto a duración y profundidad. Esta com binación relativa mente laxa de ca racteres climáticos, que se da en los tipos Cf, Cs, D f y De de la clasificación de Koppen, e s favorable para la génesis de sue los generalizados y bastante bien desarrollados y para la existencia de cubiertas vegetales de m ediana o alta densidad potencialm ente fores tales. Dichos elem entos de naturaleza u origen biótico, al interponerse


O n d a b a rja n o id e

B a rja n a

D u n a s lin e a le s

D u n a s e n e s tre lla

D u n a s c o n tra ria s

D unas en dom o

(Fuente: M acK ee, 1979).

Fig. 14.5. Tipos principales d e dunas.

entre los agentes m eteóricos y el roquedo aflorante, hacen que las accio n es de m odelado sean básicam ente indirectas y que su com pe tencia erosiva resulte significativamente atenuada o modulada por los mismos. Puede d ecirse por lo tanto que este dominio morfoclimático, corres pondiente ya al com plejo zonal en biostasia, coincide con el área poten cial de los bosques de la zona tem plada. D e acuerdo con ello se loca


liza entre los 30.° y los 60.° de latitud de am bos hemisferios y com prende en torno al 13 % de la superficie continental, incluyendo toda Europa salvo el N. de Escandinavia y algunos enclaves semiáridos del margen mediterráneo, Asia centro-septentrional m ás la fachada pací fica de este continente (Corea, China oriental, Japón), Nordeste de E s tados Unidos y California, sectores de Suramérica (Argentina) y Africa del Sur (región de El C abo), Nueva Zelanda y fachada suroriental de Australia. Se trata pues de un dominio particularmente centrado en el Hemisferio Norte, en el que se sitúan m ás de las cuatro quintas partes de su extensión total. El sistema morfogenético propio de este dominio templado-húmedo, que durante décadas s e consideró y denominó norm al , se caracteriza genéricam ente por la presencia de una gam a muy amplia de procesos de modelado, pero por una actividad muy m oderada de los mismos, lo que se traduce en una baja com petencia modeladora y en un limitado desarrollo de formas de relieve específicas. Por lo que se refiere a la preparación del material, funcionan p rocesos de meteorización m ecá nica (fragmentaciones, d esagregaciones) y de disolución junto con alte raciones químicas, apreciándose —dentro de unos m árgenes de actua ción siempre m oderados— un leve predominio de estas últimas sobre los primeros. El desplazamiento de las partículas m eteorizadas sobre las vertientes corre a cargo, por su parte, de acciones gravitatorias (sobre todo lentas y continuas de tipo creep ), desplazamientos en m asa poco voluminosos y arroyada areolar muy poco eficaz debido a la fitoestabilización de la mayor parte de las laderas. La labor evacuadora, ausente por razón climática el flujo glaciar y muy limitadas, por razón biótica, la arroyada laminar o concentrada y la acción eólica, e s efec tuada por cursos de agua exorreicos organizados en redes muy densas y jerarquizadas, los cuales sin em bargo no tienen una com petencia morfogenética excesivam ente alta. Vertientes cubiertas de derrubios finos suavizadas por la reptación, valles bien dibujados, llanuras aluviales de m ediana dimensión, lomas y vaguadas son formas ampliamente difundidas en este dominio templa do-húmedo, cuyo rasgo m ás característico —debido a la señalada falta de agresividad de los p rocesos de modelado presentes— e s para nu m erosos geomorfólogos la importante extensión ocupada por relieves heredados de anteriores situaciones morfoclimáticas. Unos relieves —con frecuencia muy bien conservados— que tienen en su mayoría carácter periglaciar, ya que a lo largo de los últimos 18 ó 20.000 años el dominio se ha desplazado en latitud y se ha extendido a costa del extenso dominio periglaciar würmiense. Se da así la circunstancia p a radójica de que el dominio templado-húmedo es un ámbito esp ecial mente favorable para el estudio de la morfología periglaciar (sobre


formas estabilizadas, no funcionales y perfectam ente conservadas de edad pleistocena). D ada la diversidad d e tipos clim áticos concretos y de modalidades de recubrimiento forestal que caben dentro de los m árgenes ecológi cos de lo templado-húmedo, el sistema m orfogenético presenta nume rosas variantes en este dominio geomorfológico de las latitudes medias. Ello ha llevado a la diferenciación de varios subdominios, cuyo número difiere según los autores: para unos son cuatro (oceánico occidental, oceánico boreal, oceánico oriental y m ed iterrán eo ), para otros son sólo dos, el «oceánico» y el «mediterráneo». D e acuerdo con esta última opi nión, fundada en la idea de que sólo variaciones significativas en el sis tem a de modelado, com o las derivadas de la presencia temporal de la aridez, pueden servir de b a s e a discriminaciones morfoclimáticas de este rango, el subdom inio oceánico ab arca casi las tres cuartas partes del total, incluyendo los territorios donde el régim en térmico y pluviom étrico son menos contrastados, la humedad ambiental e s permanente y existen bosques de frondosas o coniferas no esclerófilas (como Euro pa occidental y septentrional, Nordeste de Estados Unidos, Japón o Nueva Zelanda); el subdom inio m editerráneo, por su parte, abarca algo m ás de la cuarta parte de la superficie del dominio e incluye las áreas de éste en que la amplitud del ciclo térm ico e s mayor y la distribución de los aportes hídricos m ás contrastada estacionalm ente registrándose una cierta sequía estival, capaz de trascender en el tipo y la densidad de la vegetación forestal, que se h ace en ellas escleróñla y relativa m ente abierta (com o Europa m editerránea, California, Sur de Africa o Australia sur oriental). El sistem a m orfogenético se caracteriza en el subdom inio oceánico, al que corresponde la fachada septentrional de la Península Ibérica («España atlántica»), por una actuación poco importante y episódica de los p rocesos ligados al hielo y una práctica ausencia de acciones de modelado relacionadas con la sequía o la aridez temporal, ya que ni el frío invernal llega a niveles ca p a ce s de afectar a la roca in situ ni la dis minución estival de la pluviosidad e s suficiente para provocar un déficit de agua en el suelo. Las variaciones de caudal son en consecuencia poco m arcadas, de modo que también el modelado de los lechos flu viales e s poco activo. Frente a esta ralentización de las acciones m ecá nicas a todos los niveles, y a su discontinuidad temporal, las alteracio nes quím icas y bioquím icas se h acen claram ente predominantes y a c túan durante prácticam ente todo el año al disponer continuadamente de tem peraturas m oderadas, agua y aportes de m ateria orgánica; no obstante, su intensidad se encuentra limitada por la propia moderación térm ica — que impone un ritmo lento a las reaccio n es—, como conse cuencia de lo cual el humus tiende a acum ularse en la superficie del


suelo dando lugar a un característico fenómeno de podsolización. La combinación de todos estos factores de atenuación o limitación de la dinámica geom orfológica h acen que la capacidad o com petencia del sistema de erosión templado-húmedo s e a especialm ente baja en este subdominio oceánico. En el subdom inio m editerráneo, al que corresponde la mayor parte del territorio español (todo él con excep ción de la «España atlántica» y de los enclaves semiáridos del Sureste peninsular y de Canarias), las acciones de meteorización relacionadas con el hielo son igualmente e sca sa s y tem porales pero la menor continuidad de la cubierta biótica posibilita su ataque a floramientos rocosos descubiertos, donde los pro cesos m ecánicos tienen mayor eficacia. Pero son las alternancias esta cionales de humedad y sequía que ya son apreciadles en este subdo minio las que desem peñan el mayor papel diferencial, ya que provocan dilataciones y retracciones hidroclásticas y superficies de discontinui dad hídrica que facilitan los deslizamientos; a ellas se d eb e también que los cursos de agua tengan un régim en m ás contrastado con episo dios de crecida, lo que favorece su actividad erosiva y transportadora. De otro lado, la intensidad y la concentración temporal con que fre cuentemente se producen las precipitaciones e s propicia para la actua ción de la arroyada, en especial de la concentrada capaz de modelar localmente cárcavas y barrancos. Puede d ecirse pues que bajo condi ciones clim áticas de tipo mediterráneo la com petencia global del sis tema morfogenético templado e s algo mayor y m ás m arcado su com ponente m ecánico, sin llegar no obstante a predominar genéricam ente sobre las acciones quím icas y bioquímicas fom entadas por el nivel tér mico algo m ás alto, pero limitadas por un menor aporte de restos orgá nicos por parte de unas form aciones forestales menos densas, escleróñlas y perennifolias. 14.4.2. E l dom inio co n tin e n ta l-se c o

Correspondiente también a la zona morfoclimática templada, el do minio denominado continental o continental-seco constituye un ámbito morfodinámicamente diferenciado que en el interior de las m asas conti nentales y en algunas fachadas orientales s e interpone entre el dominio templado-húmedo y el periglaciar, coincidiendo con áreas donde la temperatura, m anteniéndose en niveles m edios templados, se c a ra c teriza por una m arcada amplitud y la pluviosidad e s m enos abundante y se distribuye según un régim en fuertemente contrastado. Bajo estas condiciones, propias de clim as de los tipos Da y Db de la clasificación de Kóppen, y en las que alternan estacionalm ente el hielo y la aridez, los suelos son extensos pero poco desarrollados y la cubierta vegetal


e s d e matorral o h e rb á cea de ciclo anual (e s te p a , p r a d e r a , p am p a), proporcionando una protección m enos eficaz y perm anente que los bo sq u es templado-húmedos. En la actualidad ab a rca casi el 12% de la superficie continental, quedando dentro de sus límites im portantes secto res del interior de Eurasia (situados en la URSS, Mongolia, China, etc.), las praderas del M edio O este norteam ericano y la Patagonia, junto con parte de la Pam pa argentina, en Sudam érica. En él puede d ecirse que están presentes todos los tipos de m eteorización, pero no de forma simultánea sino alternándose estacionalm ente y alcanzando durante sus respectivos periodos de funcionamiento un importante nivel d e com petencia: du rante el invierno el hielo puede penetrar con una cierta profundidad en los suelos y las form aciones superficiales, de modo qu e varios m eses al año su influencia m orfogenética p asa a primer plano no sólo en la pre paración del m aterial sino tam bién en el transporte sobre las vertientes, alimentando al concluir la estación fría una activa arroyada de fusión; durante los m eses cálidos c e s a la actividad de estos procesos, que son sustituidos por otros m enos eficaces tam bién d e carácter m ecánico, entrando tam bién en funcionamiento p ro ceso s de disolución y altera ción sob re todo en á rea s de e s c a sa pendiente. En conjunto, pues, las accio n es m ecán icas — de amplia gam a— manifiestan un cierto predo minio sob re las químicas, aunque no son ca p a ce s de impedir la pervivencia y el desarrollo de la cubierta edáfica. Por lo que se refiere al desplazam iento y la evacuación del material, el sistem a m orfogenético del dominio continental se caracteriza por el desarrollo tanto de accio n es gravitatorias elem entales com o de proce sos en m asa, así com o por la amplitud de la arroyada (de fusión y de origen fluvial) y la p resencia significativa del viento (que puede gene rar im portantes construcciones dunares). La m orfogénesis fluvial, efec tuada por cursos de régim en contrastado afectados con frecuencia por dos «estiajes», alcanza gran amplitud y notable eficacia, siendo la com binación de las form as derivadas de ella con glacis, cárcavas y dunas lo cales (de apariencia «semiárida») y con taludes y conos de derrubios o vertientes de solifluxión (d e asp ecto «peíiglaciar») lo que diferencia con m ás claridad el p aisaje geom orfológico de las áreas m arcadas por la continentalidad. Unas áreas cuya extensión p a re c e h aberse incre m entado apreciablem ente desp u és del Würm a costa del dominio periglaciar y en las qu e la com petencia d el sistem a m orfogenético puede calificarse d e m edia o media-alta. En conjunto, pues, la zona morfoclimática templada incluye dentro de sus límites la cuarta parte de las tierras em ergidas, teniendo una im portancia dominante en Eurasia y Norteam érica. Su extensión y su


posición latitudinal han ascendido en los últimos quince o veinte mile nios, siendo algo mayor el incremento superficial del dominio templadohúmedo que el del continental-seco.

14.5. L a zona m orfoclim ática tro p ical 14.5.1. E l dom inio tr o p ic a l d e se lv a

El dominio m orfogenético tropical h ú m ed o o tropical d e selva se extiende por las áreas de baja latitud en las que las tem peraturas son permanentemente cálidas (con m ás de 18° de m edia en todos los m e ses y una amplitud térm ica m edia de sólo 7 -8 °) y la pluviosidad e s muy abundante y sin estacionalidad apreciable, viniendo a coincidir en lí neas generales con el área de los tipos clim áticos Af y Am de la clasifi cación de Koppen. Estas condiciones del m edio atmosférico h acen que en él los suelos s e encuentren excepcionalm ente desarrollados tanto en extensión como en profundidad, siendo raros los afloramientos directos del roquedo, y que la cubierta vegetal sea un bosque denso, de gran talla y de hoja perenne conocido como selva o pluviisilva. Ocupando alrededor del 10% de la superficie continental, e ste do minio incluye las tierras próximas al Ecuador de América central y meridional (Amazonia y áreas limítrofes desde el Sur de M éjico h as ta Perú) y de Africa (área del Golfo de Guinea, cu en ca del Congo, M adagascar oriental), junto con el Sureste de Asia (India meridional, Ceilán, Indochina, M alasia) y gran parte de O ceanía (Indonesia, Nueva Guinea, NE. de Australia). Dentro de él la m orfogénesis se caracteriza por una gran actividad y com petencia, pero también por un m arcado desequilibrio a favor de los procesos de preparación del material, los cuales generan grandes volúmenes de roquedo meteorizado que no pueden ser eficazm ente desplazados por las acciones de transporte y evacuación. Esta intensa y rápida meteorización e s realizada en las áreas de selva casi exclusivamente por procesos químicos o bioquími co s favorecidos por el calor, la abundancia d e agua y la continua apor tación de materia orgánica; en concreto, la hidrólisis alcanza su máximo grado y eficacia combinándose con la disolución, mientras que las accio nes m ecánicas llegan a una total ausencia a falta de contrastes térmi cos o hídricos. La perm anencia de los aportes de agua favorece un intenso lavado de los productos solubles generados por esta generali zada alteración de las rocas, los cu ales difícilmente llegan a precipitar dentro del área, siendo finalmente evacuadas por los ríos. Junto con este continuado transporte hipodérmico (desarrollado dentro del manto alterado), el desplazamiento de partículas se realiza en las vertientes


Fig. 14.6. Perifil d e manto d e alteración con coraza laterítica en área tropical.

por medio de acciones gravitatorias de tipo creep, estando ausentes otras m odalidades de dinámica coluvial m ás activas y eficaces. Y por lo que se refiere a la labor de evacuación, corre a cargo de densos y cau dalosos sistem as fluviales, cuya com petencia modeladora resulta sin em bargo bastante m oderada ya que, al llevar una carg a casi exclusiva m ente de granulometría fina y ser escaso s los elem entos desplazados en saltación o rodamiento, no se dan buenas condiciones para el mode lado de formas fluviales de incisión ni de acumulación. Los límites reales que en la actualidad presenta este dominio morfoclimático m arcadam ente biostático, en el que la producción de partícu.las movilizadles supera con amplitud la capacidad de los procesos responsables de su movilización (muy limitada por el efecto de protec ción y estabilización derivado de la densa vegetación de selva), son m ás biogeográficos que propiamente climáticos, ya que el sistema de modelado descrito deja de actuar allí donde —muchas veces por acción antrópica— no se mantiene en todos sus caracteres la pluviisilva aún en el ca so de que el am biente termopluviométrico se mantenga en los valores indicados; quizá el hecho de qu e este dominio sea hoy el más reducido s e d eba a la deforestación de importantes sectores selváticos por la explotación humana. No obstante, de forma natural el dominio ha increm entado su extensión después de la última glaciación sobre todo en Africa y Suramérica.


14.5.2. E l dom inio tr o p ic a l de sa b a n a

El dominio morfoclimático denominado tropical con estación se c a o tropical d e sa b a n a abarca, por su parte, la superficie continental de baja latitud en que el régim en termométrico continuamente cálido se combina con una pluviosidad elevada pero m arcada por la existencia de una estación se c a m ás o menos larga, pero suficiente para influir en los caracteres de la vegetación (al ser desfavorable para el desarrollo de una cubierta forestal densa), de modo que la pliviisilva es sustituida por formaciones de pradera o pradera arbolada que suelen recibir el nombre de sa b an a s. Bajo estas condiciones las form aciones superficia les y edáficas son extensas y relativamente profundas, aunque con fre cuencia aparecen- superficialmente endurecidas por la precipitación de elementos solubles, y la protección del suelo por los órganos aéreos de las plantas resulta m enos eficaz y, sobre todo, m enos perm anente (al ser la vegetación h erb ácea de ciclo anual en conformidad con los c a racteres del régim en hídrico). Este dominio m arcado por la interrupción estacional de los aportes de agua y por la fuerte variación de la tasa de recubrimiento vegetal, dentro de un nivel termométrico perm anentem ente cálido y una pluvio sidad globalm ente abundante, ab arca en la actualidad alrededor del 13% de las tierras emergidas, extendiéndose por Centroamérica y gran parte de la Suram érica no andina, por Africa centro-oriental y meridio nal y por importantes sectores del subcontinente Indio, de Indochina y del N. de Australia, coincidiendo sus límites con los del área del tipo climático Aw de la clasificación de Kóppen. En él actúa un sistema de modelado, cuya com petencia global puede ser calificada de m edia o alta, caracterizado por una intensa meteorización predominantemente química, una dinámica de vertientes variada y estacionalm ente muy activa y una eficaz combinación, en las labores evacuadoras, de accción fluvial, acción eólica y arroyada. Como se ha señalado, en el ataque inicial al roquedo el papel priori tario le corresponde a la hidrólisis y, en general, a los p rocesos quími cos, pero su actividad no e s tan continua ni intensa como en el dominio de las selvas, com binándose con importantes p rocesos de disolución y de precipitación y con significativas acciones m ecánicas durante la estación seca; en concreto, la acumulación de elem entos solubles (silí ceos, carbonatados o ferruginosos) producidos por la alteración como consecuencia de la d esecación temporal constituye un elem ento dife rencial de primer orden en la meteorización de las áreas de sabana. La menor protección que en ellas proporciona la vegetación mayoritariamente h erb ácea posibilita el desarrollo de acciones gravitatorias tanto elem entales (de tipo «creep») como en m asa, alcanzando gran trascen


dencia los deslizamientos y las solifluxiones; y, durante la estación seca y al final de la misma, puede actuar con gran intensidad y eficacia la arroyada laminar o difusa. La acción fluvial e s amplia y generalizada y, debido al régim en m ás contrastado de los cursos de agua, su com pe tencia excavadora y evacuadora e s muy notable, modelando formas específicas m ás claras y vigorosas que en los ámbitos selváticos ecua toriales. Durante el tiempo en que la vegetación se s e ca y muere, el viento puede tener una actividad apreciable aprovechando la planitud de las superficies m odeladas por la arroyada y la disponibilidad de m ateriales sueltos de pequeño calibre. En relación con los tiempos finales del Pleistoceno, este dominio geomorfológico de las sabanas tropicales no ha registrado un cambio importante por lo que se refiere a su extensión total aunque sectorial m ente haya registrado algunas variaciones: ha crecido en Africa y se ha reducido en Asia y América. Y p a rece claro que en los últimos tiem pos, debido a la destrucción por el hombre importantes extensiones selváticas, manifiesta una tendencia a la ampliación. Por otra parte, dado que la duración de la estación seca y el funcionamiento de los procesos relacionados con ella puede ser mayor o menor, el sistema morfogenético presenta notables variantes que se traducen en paisajes morfológicos bastante diferenciados dentro del área de las sabanas: unos m ás sim ilares a los del dominio de las selvas y otros con numero sos elem entos en común con los del dominio semiárido; debido a ello e s frecuente que en los tratados de Geomorfología se plantee la distin ción de dos subdominios: el su d a n é s , propio de los sectores con esta ción s e ca corta, y el saheliano, que incluye los territorios tropicales en que esta estación sin lluvias ya presenta una duración importante. Y quizá el progresivo predominio de este segundo subdominio sea el rasgo m ás importante de la dinámica actual del dominio morfoclimático de las sabanas. Conforme a lo dicho, la zona m orfoclimática tropical en la que la morfogénesis se encuentra básicam ente m arcada por la combinación de calor y abundancia de aportes hídricos ( y por la cubierta biótica adaptada a la misma) ocupa hoy entre el 22 y el 23 % de la superficie continental no montañosa. Quedando fuera de sus límites Europa, Nor team érica y m ás dé las tres cuartas partes de Asia, se localiza básica mente en Africa, Centro y Suram érica y Oceanía. Dentro de ella se aprecia un avance de las condiciones m orfogenéticas de sabana sobre las de selva, al tiempo que una tendencia de ciertas áreas marginales a integrarse en el dominio semiárido, correspondiente ya a la zona xérica. Y, en conjunto, el com plejo zonal biótico, que —como se ha seña lado— agrupa todos los dominios en que las acciones modeladoras son básicam ente indirectas y la situación de biostasia e s permanente o


temporalmente mayoritaria, com prende alrededor del 47 % de la super ficie terrestre em ergida (m ás del 52 % si se descuenta el continente Antártico). Se localiza en latitudes bajas y m edias y en la actualidad tiene una extensión apreciablem ente mayor que en el Würm, debido a la progresión de la zona morfoclimática templada sobre la fría después de la última glaciación.

14.6. L as á re a s de m ontaña y su organ izació n geom orfológica: lo s p isos m orfoclim áticos Pero una parte importante de las tierras em ergidas —aproxim ada mente un 20 %— tiene carácter montañoso, es decir queda incluida en áreas donde el propio relieve tiene unos particulares efectos sobre el medio y sobre la dinámica geomorfológica. La altura y la particular mente accidentada topografía de las áreas de montaña impone modifi caciones bioclim áticas que pueden traducirse en variaciones muy sig nificativas en las condiciones de modelado. Variaciones que vienen a significar la aparición de ámbitos o enclaves morfoclimáticamente rela c io n a re s con un dominio dentro del m arco de otro; por ejemplo, la topografía montañosa h ace posible la p resencia de enclaves glaciares o periglaciares dentro del dominio templado-húmedo. Pero esta rela ción u homología con los dominios morfoclimáticos no ha d e enten derse como identidad, ya que el medio de montaña tiene unos efectos en el clima y la vegetación y, consiguientemente, en el sistema de mo delado que no se pueden registrar fuera de él, de modo que no e s lo mismo —ni tam poco algo del todo diferente— el dominio glaciar «zo nal» y el dominio glaciar «de montaña» (o p iso g laciar ). Dado que el medio de montaña s e caracteriza por el escalonamiento de los com ponentes climáticos y biogeográficos, las regiones morfoclimáticas montanas se disponen también según una pauta bási cam ente escalonada, e s decir en forma de p iso s m orfoclim áticos , los cuales se relacionan significativamente —aunque no coinciden siem pre— con los pisos clim áticos o los pisos de vegetación. Frente a la extensión y continuidad de los dominios zonales, estos pisos se ca ra cte rizan por su limitación especial y, sobre todo, por su discontinuidad, apareciendo a v eces como islotes numerosos m ás o menos alejados entre sí. Por otro lado, se trata de ámbitos dotados de un amplio mar gen de variación en los que son posibles numerosos matices, ya que su sistema morfogenético com bina rasgos propios del dominio en que se ubica el área montañosa y rasgos derivados de la altitud y de la topo grafía vigorosa, y adem ás dentro de dicha área las condiciones morfo genéticas concretas difieren según la orientación, la exposición, el


relieve dominante, etc. Porque la altitud, el desnivel y el vigor de las pendientes característicos de los territorios d e montaña tienen unas significativas con secu en cias en la dinám ica geom orfológica.

14.6.1. L a in flu e n c ia d el m edio d e m o n tañ a e n la m o rfo g é n e sis

La altitud influye sobre el modelado, en principio, a través de las decisivas m odificaciones que introduce en las condiciones térm icas e hídricas del clim a e incluso en la propia dinám ica atmosférica. Como e s conocido, en la atm ósfera inferior se registra un gradiente termométrico vertical del orden de 0,5-0,6o / 100 m.; de este modo, según se asciende, el enfriamiento va reduciendo la com petencia y la presencia de los p rocesos químicos de m eteorización, al tiempo que va favore ciendo la actividad de los p rocesos m ecánicos de ataque directo al roquedo. Esta disminución de la temperatura, qu e influye tanto directa com o indirectam ente (a través del efecto de inhibición en el desarrollo de vegetación y suelos), h ace ap arecer o increm enta la eficacia de los p ro ceso s d e accionam iento y transporte relacionados con el hielo. Y hay qu e tener en cuenta, adem ás, que las consecuencias geomorfológi c a s de este d escen so térm ico son m ás m arcad as de lo que cabría esp erar tomando en cuenta los registros m eteorológicos convenciona les, debido a que, en una atm ósfera progresivam ente enrarecida, el calentam iento superficial del roquedo — derivado m ás de la insolación directa que d e la trasmisión d e calor a partir del aire— se acelera y se intensifica, lo mismo que el enfriamiento por irradiación nocturna. De ello s e deriva una intensificación o ampliación y un aumento del ritmo de las variaciones térm icas, que increm enta decisivam ente la actividad de los p rocesos de fragm entación, los cu ales registran com petencias significativamente m ayores que en los dominios de la zona morfoclimá tica fría. D esd e el punto de vista hídrico, la influencia de la altura se mani fiesta por d e pronto en la propia humedad del aire: el enrarecimiento del aire y su enfriamiento traen consigo una disminución del vapor de agua qu e puede contener (e s decir una reducción de su humedad ab soluta), al tiempo que, por el contrario, s e increm enta su humedad rela tiva, haciéndose m ás fácil que se alcan ce el punto de saturación. Es decir, en montaña la atm ósfera e s «seca», pero son frecuentes los fenó m enos d e condensación tanto en el aire (brumas, nieblas, nubosidad de estancam iento) com o en el suelo (rocíos, escarch as). De este modo los ámbitos montanos s e encuentran som etidos a unas condiciones morfogenéticas caracterizadas por m arcadas y frecuentes fluctuaciones de humedad: durante la noche son num erosos los fenómenos ligados a la


condensación, mientras que durante el día la evaporación puede ser muy rápida e intensa. En estas condiciones la superficie del roquedo o del suelo se ve sometida a tensiones m ecán icas de origen hídrico que dan lugar a importantes fragm entaciones y d esagreg acion es y posibili tan fenómenos de disolución, precipitación e incluso alteración m ás efi c a c e s de lo que se podría pensar. Pero aún m ás decisiva d esd e el punto de vista m orfogenético e s la influencia de la topografía montañosa en las precipitaciones. Por de pronto, el incremento del vigor orográfico s e ve acom pañado de un aumento del volumen de los aportes pluviométricos, así com o de la intensidad y la violencia de las precipitaciones. La abundancia y el con traste temporal de la escorrentía que de ello se deriva —junto con el mayor valor de las pendientes— confieren una esp ecial com petencia a todos los agentes y procesos relacionados con las aguas corriente (c a nalizadas o no) y facilitan todas las acciones de m odelado que precisan del agua para su funcionamiento. No obstante, la con secu en cia m ás importante y decisiva de la altura e s el cam bio total o parcial del tipo de precipitación; a partir de una determ inada altura los aportes de agua en forma de nieve se h acen predom inantes o exclusivos y, en determinados casos, llegan a formar un recubrim iento que s e mantiene de forma perm anente sobre el suelo. De ello se deriva la existencia de unos pisos p e rig la c ia r y g la c ia r dotados de una gran personalidad y apreciablem ente diferenciados de los correspondientes dominios morfoclimáticos. Finalmente, la elevación de los territorios montañosos se manifiesta en los aspectos dinámicos del clima, concretam ente en los vientos y en su régimen. Estos flujos de aire presentan en altura mayor persistencia, fuerza y frecuencia debido a la m enor densidad atm osférica y al menor roce; ello h ace que el viento se m anifieste com o un agente muy activo en la m orfogénesis, no tanto com o impulsor de acciones de desplaza miento o acumulación de partículas sino com o determ inante del rep ar to de los aportes de agua y nieve y factor de acumulación de estos últimos. De ahí que en las áreas de montaña s e a fundamental la dife renciación a efectos geom orfológicos no sólo de solanas y um brías sino también de vertientes de barlovento y sotavento. La incidencia de estas condiciones de orientación y de exposición e s de tal importancia que de ella puede derivarse la existencia o no de un piso morfoclimático y la presencia de notables diferencias en la altura de aparición de estos niveles geom orfológicos entre las dos laderas de un mismo sistema orográfico. Adem ás de su influencia a través de los efectos climáticos, el medio de montaña influye en la dinámica geom orfológica de forma directa disminuyendo la resistencia a la gravedad, increm entando los coefi


cientes de escorrentía y aumentando la cuantía de la radiación solar incidente. El vigor de las pendientes y la im portancia de los desniveles propios de estas á re a s aseguran la prim acía la meteorización m ecá nica, la eficacia los p rocesos de dinámica d e vertientes y la com peten cia d e las accio n es de transporte y evacuación ligadas a la escorrentía, al tiempo que dificultan la infiltración de las aguas, la alteración y la edafogénesis. En conjunto, pues, la montaña e s un medio morfodinám ico muy vivo y activo en el que actúan sistem as d e erosión específicos dotados casi siem pre de una elevada com petencia global. Aunque una información m ás p recisa permitiría una mayor diferen ciación, en la Geomorfología actual s e distinguen tres grandes pisos m orfoclim áticos en las área s de montaña, el glaciar, el p e rig la c ia r y el fo restal , de los cu ales los dos prim eros muestran un apreciable pa ren tesco y una nítida separación del tercero. Ciertam ente, desde el punto de vista m orfogenético, la diferencia m ás decisiva se establece entre los esp acio s montanos dotados de recubrim iento vegetal de porte arbóreo y los caren tes de él com o con secu en cia de la acentuación del frío en relación con la altura; y dentro de estos últimos también es muy ap reciable, aunque no tan drástica, la distinción entre los sectores en que la nieve e s perpétua y los qu e sólo se ven afectados temporal m ente por ella.

14.6.2. E l p iso g la c ia r

El p iso g la c ia r e s el m ás reducido y el m ás fácilm ente reconocible y delimitable, localizándose por encim a del límite altitudinal de las nieves p e rp é tu a s, allí donde el frío h ace posible la persistencia de la nieve y su transformación en hielo susceptible de fluir. La altitud a que se sitúa e ste decisivo límite no e s la misma en todas las grandes montañas, sino que aumenta de valor en relación inversa con la latitud y con la hume dad clim ática; ad em ás no e s perm anente a esca la temporal geomorfo lógica, aunque sus variaciones se producen con relativa lentitud. Así, se encuentra a 500 a 600 m. en las cad en as de mayor latitud (próximas a los círculos polares) y a 4.500 o 5.000 m. en las áreas montañosas situa das entre los trópicos, pasando por los 3.000 m. en que por término m edio s e sitúa en las montañas tem pladas. Dentro de esta tendencia, la aridez lo h a ce subir de cota mientras qu e la humedad h a ce que esta pueda d escen d er de forma apreciable. Y hay que tener en cuenta que, debido a la citada inercia o lentitud de cam bio, el actual límite de las nieves perpétuas se encuentra en un nivel altitudinal m edio global m ente m ás b ajo que el qu e le correspondería conform e a los parám e tros clim áticos del presente, ya que aún no se ha concluido del todo la


(Fuente: J. F. Flint, 1971).

Fig. 14.2. Evolución teórica d e un relieve d e montaña durante una glaciación.

retracción de los hielos de montaña tras la conclusión de la última gla ciación pleistocena. Teniendo en cuenta que la extensión de las tierras em ergidas situa das por encima de las alturas indicadas e s muy limitada y que dichas tierras carecen de continuidad, este piso morfoclimático es reducido y


disjunto, no llegando ni al 0,5 % del total de la superficie continental. En com paración con el dominio morfoclimático del mismo nombre su im portancia e s igualmente muy escasa, ya que significa sólo un poco más del 2 % del total de la superficie glaciada en nuestro planeta y acoge apenas el 1 % del volumen global de hielo glaciar; como consecuencia de ello la desaparición por fusión de los actuales glaciares de montaña tendría unas consecuencias de poca conspiración en el equilibrio hídri co de la superficie terrestre. D esde un punto de vista cualitativo, el sistem a morfogenético que actúa en este piso no presenta diferencias sustanciales con el que efec túa el modelado en el dominio glaciar zonal,' ya que al igual que en él las labores fundamentales de accionamiento, transporte, evacuación y acumulación corren a cargo de m asas de hielo en movimiento (es de cir, de ap a ra to s g laciares ), pero las dimensiones, los caracteres físicos y la forma de actuación de estos com plejos agentes morfogenéticos manifiestan apreciables diferencias con los de los grandes casquetes zonales, así como una mayor riqueza de variantes morfológicas y diná m icas, debido a la diversidad de los regím enes climáticos y a la com plejidad y la energía del relieve de montaña. Como ya se ha expuesto, los glaciares de montaña (también conoci dos como g lac iare s lo ca les) se caracterizan por una estricta adapta ción a la topografía que los enm arca —hasta el punto de que su propia existencia depende de la posibilidad de aco g erse en sistem as de pen dientes adecuados, aunque las condiciones térm icas y de innivación sean óptimas—, por un mayor encauzamiento y una mayor velocidad de flujo (a igual caudal), por una temperatura m ás alta, muy próxima a los 0o, que posibilita la presencia y la actividad de las aguas corrientes derivadas de la fusión y por el transporte y acumulación de volúmenes de material (m o rre n as ) relativamente m ás importantes. Puede decirse que, en conjunto, la com petencia modeladora del sistema morfogené tico glaciar de montaña e s apreciablem ente mayor que la del sistema glaciar zonal de las altas latitudes.

14.6.3. E l p iso p e rig la c ia r

El p iso m orfoclim ático p erig lac iar se desarrolla por encim a de las áreas montanas colonizadas por la vegetación arbórea y por debajo de la «alta montaña» afectada por el glaciarism o (cuando la elevación y el clima hacen posible la existencia de ésta), incluyendo también los e s pacios altitudinalmente superiores al límite de las nieves perpétuas en los que la pendiente impide la formación de glaciares. Con una ampli tud vertical media de 800 m. en las montañas húm edas y de 1.600 m. en


las montañas secas, el sistem a de modelado que en él actúa se ca ra c teriza por combinar caracteres propios del sistem a morfogenético peri glaciar de la zona fría con modalidades dinám icas propias derivadas de una mayor y m ás eficaz presencia de la nieve. Frente al recubri miento nival estrecho y discontinuo propio de las latitudes periglaciares —en las que las precipitaciones distan de ser abundantes— , en las alti tudes periglaciares de las cordilleras la nieve forma cubiertas esp esas y de gran continuidad, cuya presencia dificulta la penetración del hielo en el suelo, actuando com o aislante o atenuante de las oscilaciones tér micas, y alimenta una activa escorrentía al producirse el deshielo. No existe, por lo tanto, en este piso p erg eliso l ni la gelifracción puede alcanzar una actuación tan generalizada como en el dominio homólogo, aunque en los enclaves libres de nieve por su extrem a pendiente su actividad sea muy intensa. Pero la presencia de la nieve en la montaña periglaciar no sólo influye haciendo inviable la actuación de unos procesos o limitando la com petencia de otros, sino que actúa directamente por medio de la puesta en funcionamiento de p rocesos específicam ente ligados a ella. Entre estos procesos de nivación s e encuentran las av alan ch as y los relacionados con la acumulación duradera (aunque no del todo perm a nente) y la parcial diagénesis de stocks nivales en enclaves esp ecial mente favorables (neveros , heleros, ventisqueros ); de la acción de e s tos deriva el modelado de formas de excavación y acumulación muy similares ya a las generadas por el glaciarismo. La nieve también activa una intensa y particular disolución: el man tenimiento en la m asa nival de un importante contenido de anhídrido carbónico h ace que las aguas de fusión posean una agresividad y una capacidad de disolución de carbonatos sólo com parable a las de las aguas cargad as de ácidos orgánicos de los dominios tropicales. Ello se manifiesta, cuando el roquedo tiene una composición adecuada, en una karstificación muy rápida y activa de la que resultan tipos morfológicos peculiares y específicos (pozos d e nieve, jous, etc.). Las aguas de fusión nival desencadenan o facilitan también fenómenos de transporte sobre las vertientes, entre los que d estaca una modalidad de la solifluxión —la gelifluxión —, de gran eficacia y cuyas consecuencias geomorfológicas son variadísimas según el valor d e la pendiente y la densidad o el tipo de cubierta vegetal h erbácea (modelado de terracillas, caballones, etc.). Junto con estos p rocesos que se pueden considerar específicos, al estar ligados a la nieve o a las aguas corrientes o de infiltración deriva das de su fusión, en el piso periglaciar actúan los m ecanism os directa mente relacionados con el hielo-deshielo típicos de todos los ámbitos periglaciares. Como se ha indicado, la gelifracción, p ese a verse esp a


cial y temporalmente limitada por el efecto protector del recubrimiento nival, actúa con notable intensidad alimentando unas acciones gravitatorias de máxima importancia gracias al vigor y la extensión de las pendientes propios de las áreas de montaña. Igualmente, la congela ción temporal de las formaciones finas o del suelo (mollisol) confiere una importantísima actividad a la críoturbación, que genera una am plia gam a de formas controladas por las pendientes (suelos poligona les, suelos estriados, ro sa s d e piedras, guirnaldas, etc.), al tiempo que la reptación impulsada por la segregación de agujas de hielo («pipkrake») y facilitada por la inclinación topográfica alcanza una com pe tencia fuera de lo común. Puede decirse, en consecuencia, que el sistema morfogenético del piso periglaciar es, al igual que el del dominio del mismo nombre, dominantemente m ecánico y controlado por los cam bios de tempera tura en ambiente frío. Sin em bargo, se encuentra sustancialmente mati zado por el gran papel geomorfológico de la nieve, que no se encuen tra aquí limitado ni por la interferencia de la vegetación ni por una rápida y perm anente transformación en hielo. Este matiz es tan mar cad o y decisivo que para muchos geomorfólogos sería más correcto hablar de un piso y de un sistema morfogenético crio-nival.

14.6.4. E l p iso «forestal»

Existe finalmente un p iso morfoclimático «forestal», correspondiente a la franja altitudinal en que puede desarrollarse una vegetación arbó rea adaptada a las condiciones propias de los ámbitos montañosos. Su límite inferior e s difícil de establecer genéricam ente, aunque suele ha ce rse coincidir con el límite entre los pisos colino y montano de los biogeógrafos (el cual oscila entre los 600 y los 1.000 m. en la zona tem plada y asciende entre los trópicos hasta alrededor de los 1.500 m.). Su amplitud vertical varía por lo tanto de forma sensible, siendo nula en las montañas de las altas latitudes y superando los 2.000 m. en las cordille ras próximas al Ecuador; no obstante se registran numerosísimas varia ciones regionales o locales debido a la influencia de factores naturales o humanos. Como norma general puede d ecirse que el sistema de modelado propio de este piso basal se caracteriza por la atenuación de los proce sos m ecánicos derivados del frío y de los movimientos de vertiente (al reducir la cubierta forestal las variaciones térm icas y la incidencia de las precipitaciones y obstaculizar los flujos y desplazamientos de derru bios) y por una significativa presencia de procesos fisicoquímicos y bioquímicos de meteorización (favorecidos por la abundante humedad,


el efecto temperante del recubrimiento arbóreo y el aporte de materia orgánica). S e trata de un sistema de significativo contenido biostático, en el que el desarrollo de form aciones de alteración y de suelos sobre unas vertientes eficazm ente fitoestabilizadas, dan prioridad a los movi mientos en m asa (sobre todo a los deslizamientos) sobre los desplaza mientos elem ento a elemento y a la acción torrencial sobre la arroyada elemental, conservándose una cierta actividad de los p rocesos criog é nicos y de nivación y una incidencia, por efecto de dominación, de fenómenos periglaciares o incluso glaciares originados en los pisos su periores.


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Biologia - Geomorfologia General

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