Dínámica del Modelado

DINAMICA DEL MODELADO.
Primera parte: El desarrollo de las interpretaciones morfogenéticas sobre el modelado del relieve.
1.- La evolución del pensamiento geomorfológico y las formulaciones morfogenéticas del relieve.
BibliografÃ−a :
· Beckinsale, R y Chorley, R (1991): “The history of the Study of landforms OR the development of
geomorfology”. Londres. Routtedge, 3 vols.
· Gómez, J. Muñoz ,J. y Ortega, N. (1982): “ El pensamiento geográfico”
· Dos últimos temas de Cocque .
El papel de la geomorfologÃ−a dentro de la geografÃ−a fÃ−sica es muy importante, es el estudio del relieve
terrestre, armazón o soporte del paisaje. El objetivo de la geomorfologÃ−a se divide en :
· Estudio de las fuerzas morfogenéticas internas y externas .
· Agentes y procesos que intervienen en el modelado terrestre.
· Análisis y clasificación de las formas del relieve terrestre.
La geomorfologÃ−a es una ciencia moderna y peculiar; está a caballo entre la geomorfologÃ−a fÃ−sica y la
geologÃ−a (algunos consideran que es un ciencia independiente ).
OrÃ−genes:
La podemos remontar hasta la antigüedad clásica, aunque son aportaciones mÃ−nimas, muy básicas y
elementales debido a que en este periodo impera la idea de que todos los fenómenos naturales son resultado
de ira de monstruos o la cólera manifiesta de dioses.
Anteriormente hay culturas que plasman en imágenes ; se remontan a los murales neolÃ−ticos pintados en
las paredes norte y este del santuario VII 14 de la ciudad hitita de à atal Huyük en TurquÃ−a, datados en
el 2600 a.C. en los que se representa al volcán Hassang Dag en plena erupción .6000 años después es
cuando se llevan a cabo observaciones directas de un volcán por Empéroles de Aprimento? Y también
del historiador TurÃ−cides en el 424 a.C. acerca de Vulcano y de Plinio el Viejo sobre el Danubio también
hay especulaciones de Aristóteles.
Desde la antigüedad Clásica al XVII es una época de oscurantismo en la que priman las ideas
catastróficas que durante la Edad Media están alimentadas por el cristianismo que para explicar las cosas
prima el diluvio universal y diversos dogmatismos, como el creado por el doctor Lightfoot , vicerrector de
Cambridge que data la creación del cielo y de la tierra a manos de la Trinidad el dÃ−a 26 de Octubre del
año 4.004 a. C. a las 9 de la mañana .
La llegada de la Ilustración da lugar a expediciones:
· Ferdinand de Ramond : Montblanc ,aportaciones de geomorfologÃ−a glaciar asÃ− como Agassiz ,como
Humboldt .
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Finales del XIX : aportaciones más transcendentales en el campo de la hidrologÃ−a, de geólogos
norteamericanos ,que son los doctores Gilbert y Powell que llevan a cabo exploraciones de los desiertos del
oeste de los Estados Unidos y los Cañones del Colorado aportando:
- La noción de nivel de base de un rÃ−o.
- Establecen una clasificación morfológica de los rÃ−os :
· Consecuentes.
· Obsecuentes.
· Subsecuentes.
- Competencia de los rÃ−os.
- Procesos y erosión fluvial.
A finales del XIX aparecen los primeros escritos/textos básicamente geomorfológicos .El primero en 1.888
“Las formas del terreno” de los autores De La Noe y Margeride y en 1.894 del alemán Alberto Penck que
publica “La geomorfologÃ−a de la superficie terrestre” .
Pese a todo el nacimiento de la geomorfologÃ−a se atribuye a Willian Morris Davis , que es norteamericano y
discÃ−pulo de Gilbert y Powell .Es capaz de sistematizar y adaptar el conocimiento en un cuerpo de doctrina
coherente :plantea y elabora un paradigma :El ciclo geográfico o de erosión normal. Se plasma su
conocimiento en tres libros :
- ”RÃ−os y valles de Pensilvania” (1.889)
- “El ciclo geográfico” publicado en 1.889 publicado en Geographical Journal .
- “Las complicaciones del ciclo geográfico” (1.904)
El pensamiento de Davis y su modelo teórico se inspiran en las ideas del positivismo decimonónico (afán
de búsqueda de leyes universales), las ideas de evolucionismo de Darwin .El propósito final era obtener
normas de validez universal a través de las cuales cualquier forma de modelado terrestre observable en
cualquier momento desde cualquier parte se pusiera encasillar en alguna de las 3 etapas
:Plenitud-Madurez-Vejez, hasta su terminación en penillanura (relieve aplanado) .Es un modelo intuitivo y
avanzado para la época.
El ciclo de erosión y erosión normal:
· El ciclo de erosión o geográfico : es un ciclo rÃ−gido y lineal que comienza a partir de un levantamiento
tectónico muy rápido que permite que las estructuras geológicas se han puesto en resalte comenzando
entonces la erosión de la red hidrográfica formándose los primeros valles en un primer momento poco
encajados dejando interfluvios poco aplanados. Cesa la actividad tectónica y comienza una calma tectónica.
Los procesos de erosión fluvial son los importantes , formando divisorias en forma de crestas que permiten
que el rÃ−o tenga una labor de sedimentación creándose abanicos alubiales uniéndose y creando una
superficie plana llamada penillanura .Otro impulso tectónico harÃ−a que comenzara de nuevo.
· Erosión normal : único agente morfogenético ->Rà O. Es una erosión fluvial, los cursos fluviales
moldean hasta originar una penillanura.
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H. Baulig, Andre de Lapparent, Enmanuel de Marton : difundieron las ideas de Davis por Francia, con gran
éxito en el mundo anglosajón. La única que se mantiene aparte es la alemana ,seguidores de Humboldt :
F. von Richtofen y A. Penck que continúan llevando la labor de recopilación de datos mediante
exploraciones se les une Passarge :su método es empÃ−rico, más lento que el norteamericano .Son los
únicos detractores.
Hay dos principios: critican el inmovilismo tectónico, rechazan la universalidad de la erosión normal: en
concreto están en contra de que el ciclo geográfico se inicie con un impulso tectónico rápido, para ellos
la actividad tectónica y erosiva son sincrónicas, simultáneas merced de observaciones del hijo de Penk
:fosa teutónica de las fosas Andina y Alpina.
Rechazan la validez de la erosión fluvial ya que dependiendo de las variaciones climáticas hay una
variedad; constatan que hay una variedad de modelado en el globo terrestre.
Las réplicas van a estar dadas por los discÃ−pulos franceses: los EPICICLOS.
Davis y sus discÃ−pulos modifican el modelo evolutivo señalando la existencia de pequeñas
interrupciones: ciclos parciales o epirociclos; modificaciones del nivel de base general o pulsaciones
tectónicas. Cada vez que se produce un epiciclo se produce un rejuvenecimiento a través de un proceso u
oleada de erosión regresiva. El resultado final es la generación de una nueva generación de formas que se
desarrolla a partir de las del ciclo anterior; serÃ−a un relieve caracterizado por un escalonamiento de formas
las más elevadas son las más antiguas, serÃ−an relieves policÃ−clicos.
· Si los levantamientos son muy rápidos: forman pequeños niveles de erosión muy lentos y prolongados
en el tiempo .
Las grandes superficies de erosión: penillanuras. La más antigua es la penillanura fundamental y las otras
superficies de erosión serÃ−an las penillanuras parciales.
· Las deformaciones tectónicas o variaciones de nivel del mar sean muy largas en el tiempo y de escasa
entidad, originan pequeños retoques que dan lugar a topografÃ−as en las cuales a penas se originan altitudes
distintas. Se llaman superficies poligénicas (arrasamientos parciales sucesivos sobre la misma
topografÃ−a).
En esta época solo hay una única alternativa a la teorÃ−a Davisiana o plantea el alemán Walter Penk
(hijo del famoso glaciarista: Penk) después de su doctorado, estuvo trabajando para el servicio geológico
argentino, en concreto los Andes y a partir de su conocimiento de los Alpes y los Andes genera su teorÃ−a
denominada: escalera de pie de monte (piedmonttreppe) este modelo aparece publicado en “Análisis de
morfologÃ−a” esta teorÃ−a esta basada en concreto de sus estudios realizados de lo depósitos correlativos
de los cubetas de los Andes y los Alpes. El modelo se inicia con un pequeño levantamiento teutónico (SO
:superficie primaria) luego sobre SO se inician los procesos erosivos que generan la S1 y la SO queda colgada
respecto al relieve circundante (fotocopia 2). Después hay un levantamiento tectónico muy intenso S1,S2 y
S3 son resultado; superficies de erosión dispuestas en forma de escalones. La superficie primaria inicial se
denomina mar de cumbres (Gipfelflur) llegarÃ−a un proceso de desaceleración que da un proceso de
estabilidad tectónica. Generan un conjunto de llanuras de pie de monte escalonadas en las que destacan unos
pequeños montes: inselberg :llamados montes-islas. A mediados de siglo aparee el tercer modelo elaboradi
en torno a los años 60 por el geólogo sudafricano : Lester Charles King: sus ideas están publicadas en dos
obras:
- Un artÃ−culo del año 53: “Cánones de la evolución del relieve” y en su libro “MorfologÃ−a de la
tierra” del año 62.
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Es similar al de Davis, también es cÃ−clico y también comenzará con un rápido levantamiento
tectónico al que seguirÃ−a un largo periodo e estabilidad cortical, en la que se generan extensas superficies
de erosión (pedimentos) formándose una pedillanura sobre materiales cristalinos (duros), si hay una
interrupción habrÃ−a una escalera de pedimentos que se moldean con los procesos erosivos de condiciones
morfoclimáticos (que priman en la sabana o desierto) .
A mediados del siglo XX aparece el artÃ−culo de Choley “Morfoestructura y morfologÃ−a climática”
suponen un cambio, supone el paso del triunfo de la geomorfologÃ−a davisiana o lo que va a ser una
geomorfologÃ−a climática: el factor básico es el clima. La mayor aportación de Choley es el concepto de
sistemas de erosión que serÃ−an conjuntos de procesos erosivos en los cuales se encuentra un factor erosivo
predominante y otros subordinados dependiendo del espacio y del tiempo adoptan diversas modalidades.
A partir de los años 70 Jean Tricart: sustituye el término de sistemas de erosión por sistemas
morfogenéticos y sistemas morfoclimáticos. (La discriminación geográfica de los sistemas
morfogenéticos) Hablamos de formas heredadas (incididas por formas recientes),relictas o formas actuales.
Las condiciones paleoclimáticas en relación con las heredadas.
Secuencias morfogenéticas: donde han primado las discontinuidades producidas por crisis, cambios que
pueden ser de dos tipos: lo tectónicos o morfotectónicos) y las morfoclimáticas, el resultado es la
yuxtaposición de las formas actuales y las formas relictas del pasado, con esto podemos reconstruir hasta el
terciario las formas geológicas.
La evolución de la geomorfologÃ−a en España es muy reciente el más famoso es MartÃ−nez de Pisón.
· Las técnicas de sedimentologÃ−a:
Se inician en España por Isidoro Asensio Amor.
fracción fina
SedimentologÃ−a
fracción gruesa (grosera)
Si los sedimentos están cementados tenemos que hacer mineralogÃ−a
(difracción por rayos X):
· Arcillas
· En polvo
Hay dos tipos de mineralogÃ−a de arcillas, que se pueden aplicar para sedimentos sueltos y en polvo. La
muestra tiene que ser triturada y tiene que pasar por un tamiz de 50 micras.
-Aplicaciones de la geomorfologÃ−a hoy en dÃ−a:
Tiene dos direcciones actualmente:
· GeomorfologÃ−a ambiental: es decir la aplicada a la conservación de patrimonio natural.
· Prevención y detección de riesgos y catástrofes naturales: de los distintos tipos de relieve y paisaje;
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además de los distintos parámetros geomorfológicos se utilizan otros climáticos, etc.
Podemos distinguir dos tipos:
· Riesgos naturales endógenos: factores internos del planeta :movimientos tectónicos, erupciones
volcánicas …
· Riesgos naturales exógenos: agentes erosivos y climáticos: deslizamientos, huracanes, tifones,
inundaciones.
Algunos proponen estudios integrados de ambos haciendo un modelo más completo.
Segunda parte: los procesos y formas de modelado.
I. El modelado elemental de los procesos de erosión.
2.-El comportamiento del roquedo y la meteorización: el comienzo del modelado, la formación de derrubios
y mantos de alteración.
· Birot, P. et alt. (1962): “Contribution à l´étude de la déssagréation des roches”. Paris, CDV, 232
pp.
· Muxart, T. y Birot, P.(1977): L´atteration metéorique des roches, Paris, nº4, 279 pp.
· Davidson, D. A. (1978): Science for physical geographers, Londres, E. Arnold, 187 pp.
La morfogénesis se inicia a partir d la liberación de fragmentos de partÃ−culas de los afloramientos
rocosos como resultado del ataque previo llevado a cabo por procesos mecánicos, fÃ−sicos o quÃ−micos
llamados comúnmente de meteorización. Este nombre se desechará y vamos a llamarlos procesos de
preparación de material o elementales. Estos procesos elementales se consideraban muy poco importantes
en la dinámica/ proceso de modelado; idea que hay que desechar. Hoy se sabe que son básicos para hacer
que la velocidad y competencia los agentes morfogenéticos sean importantes.
Los resultados de la actuación de los procesos elementales son dos:
· Producen el debilitamiento de los afloramientos rocosos, generando formaciones superficiales o depósitos
(con la misma composición quÃ−mico-mineralógica o adoptar una nueva).
· La generación de una amplia gama de formas menores sobre los afloramientos rocosos (desde pequeñas
depresiones, alveolos, alcalonaduras.
La eficacia de los procesos elementales dependen de dos factores fundamentales:
1. Naturaleza del roquedo.
2. Las condiciones climáticas.
Dentro de la naturaleza del roquedo hay que distinguir:
a. Las caracterÃ−sticas fÃ−sicas: el roquedo será más resistente cuando las rocas están formadas por
minerales bien cristalizados, de pequeño tamaño y de tonalidades blanquecinas (leucócratos) y bien
compactadas. AsÃ− como también los formados por minerales de composición ácida. Serán menos
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resistentes cuando estén formados por minerales básicos, oscuros (melanocratos) con porosidades y
fracciones de gran tamaño.
b. Las caracterÃ−sticas quÃ−mico-mineralógicas: las rocas más ácidas son más resistentes por su alto
contenido de sÃ−lice (+ 65%)casi siempre en forma de cuarzo. Las de composición más básica son
disueltas por el agua.
c. Las caracterÃ−sticas litoestructurales: cuando más proliferen las fisuras, los planos de discontinuidad, de
esquistosidad, fallas, fracturas son poco resistentes, los roquedos masivos ofrecen mayor resistencia.
Las condiciones climáticas: podemos distinguir dos factores básicos: las temperaturas (regÃ−menes
termométricos) y las precipitaciones (regÃ−menes pluviométricos).
Para que sean efectivos es necesaria la presencia del agua (+ de 1000mm) para procesos tanto mecánicos
como quÃ−micos y en cuanto a temperaturas, a mayor temperatura media anual mayor serán los procesos
elementales quÃ−micos, cumpliéndose siempre la ley de Van´t Hoff : a mayor temperatura mayor
celeridad de los procesos quÃ−micos incrementándose x2 ó x3 en relación con un incremento de
temperaturas de 10ºC. Por el contrario cuando la temperatura media anual es superior a 0 e inferior a 10ºC
se produce un incremento de los procesos elementales de tipo mecánico (regiones óptimas= tropicales)
**fotocopia 3,figura 5.2.
· Procesos elementales:
- Mecánicos: son también conocidos como clastias, consisten todos ellos en fragmentaciones o
desagregaciones del roquedo como resultado de las oscilaciones/esfuerzos mecánicos derivados de las
oscilaciones térmicas o hÃ−dricas caracterizándose por la liberación de partÃ−culas sueltas (clastos) de
tamaño heterométrico sueltos que presentan la misma composición quÃ−mico-mineralógica de la roca
a la que pertenecen (roca madre). Por tanto el resultado es la fabricación de lo que conocemos como
derrubios. A tenor del factor primordial que origina estos derrubios se originan estos derrubios se originan dos
tipos de clastias:
· Clástias térmicas.
· Clástias hÃ−dricas.
Dentro de las térmicas:
· Termoclastia.
· Crioclastia o gelifracción.
Dentro de las hÃ−dricas:
· Hidroclastia.
· Haloclastia.
- Termoclastia: fragmentaciones y desagregaciones superficiales de los afloramientos rocosos, como resultado
de las oscilaciones térmicas que dan lugar a procesos reiterados de dilatación y contracción de la parte
superficial del roquedo (que produce una fatiga de la parte superficial) que terminan dando lugar a 3
productos que son :
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· Desagregación: afecta a pequeñas partÃ−culas.
· Descamación: disyunción/ruptura en placas o capas de cebolla .
· Cuarteamiento: ruptura por la mitad de los pequeños afloramientos superficiales.
La termoclastia es un proceso elemental muy restringido: prácticamente te limita a los desiertos, con
amplitudes térmicas de 50ºC (por la noche desciende a 0ºC) y la mayor parte de las rocas son malas
conductoras del calor. Las melanocratas (roquedos básicos) van a resultar afectadas o bien con abundancia
de patinas superficiales.
- Crioclastia: mayor importancia y mayor ámbito de acción para su formación, concentrándose en
regiones frÃ−as de tipo periglaciar o en regiones montañosas de altitud elevada o moderada. Consiste en la
ruptura o fragmentación del roquedo resultado de los esfuerzos mecánicos de distensión derivados de la
transformación del agua en hielo, cuando se alcanza la temperatura crÃ−tica recongelación, los 0ºC.
Como resultado de esta transformación el agua contenida en poros y grietas al aumentar el volumen un 10%
que alcanza presiones de 15gr/cm3. Uno de los requisitos básicos es la presencia de agua y de unas
condiciones térmicas frÃ−as, periglaciares inferiores a 15ºC de temperatura media anual, pero las
temperaturas diurnas deben oscilar entre -5ºC y 5ºC. El resultado es la liberación de dos tipos de
crioclastos en función del tamaño:
· Microclastia: liberación de clastos de pequeñas dimensiones. Se debe a que son muy porosas
(sedimentarias) o bien en otro tipo de rocas en el que procesos de hielo y deshielo sean muy eficaces, ha de
estar también muy fisuradas. Tienen que ser muy reiterados.
· Macroclastia: por el contrario esta libera bloques de gran tamaño en formaciones rocosas masivas y
donde el hielo-deshielo no es muy reiterado en el tiempo.
-Derrubios ordenados: grèzes litées
-Cuando el tamaño es más grosero: groizes.
Los procesos crioclásticos afectan de un modo muy superficial a los afloramientos rocosos pero la
transformación de agua y hielo hace que se prologuen con efecto de cuña, produciendo caÃ−das
completas, profundizando las fisuras. El hielo ejerce presión sobre el aire.
- Hidroclastias: consisten también en fragmentaciones y desagregaciones como consecuencia de las
variaciones volumétricas que experimenta el roquedo en función d la asimilación de agua. Estas
asimilaciones volumétricas implican procesos de inchamiento y contracción que generan presiones
mecánicas que terminan fracturando el roquedo. Se produce con mayor eficacia en aquellas litologÃ−as con
alto contenido en arcillas o bien en aquellas litologÃ−as de naturaleza cristalina donde los minerales pueden
ser susceptibles mediante procesos quÃ−micos a transformarse (de roquedos cristalinos) en arcillas, que son
minerales hidrófilos (que asimilan moléculas de agua). No todas las arcillas reaccionan de la misma
manera: la montmorillonita incrementa hasta un 60%, también las illitas tienen el mismo coeficiente de
volumen. De tal modo que cuando se produce la desecación por evaporación vuelven a su volumen normal
por un proceso de retracción, produciendo una ruptura.
· Macrohidroclastia: por ejemplo en un ciclotema tenemos capas pequeñas de arcilla, si tienen alto
contenido en montmorillonita o illÃ−ta sufrirán un inchamiento, fractura y caerán las capas
supradyacentes, serán liberadas (al volver a su tamaño original se liberarÃ−an). Otra serÃ−a en forma de
descamación que afecta a los depósitos arcillosos de poco espesor (aproximadamente 5m.) que
experimentan una disyunción en placas poligonales.
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· Microhidroclastia: queda reservada para esos conjuntos de rocas cristalinas, que previo ataque
hÃ−drico/¿quÃ−mico? se convierten en arcillas que al hincharse y contraerse libera.
La eficacia de estos procesos es muy limitada: alternancia de periodos húmedos-secos y existencia de
arcillas.
- Haloclastia: es la fragmentación y la desagregación superficial como resultado de los esfuerzos
mecánicos derivados del crecimiento de los cristales de sal contenidos en fisuras y poros; esta sal procede de
la evaporación de aguas ricas en sales del ámbito marino litoral o de zonas desérticas con proliferación
de rocas evaporÃ−ticas (que se disuelven con suma facilidad).Tiene similitudes con la crioclastia.
Las sales son igroscópicas: crecen asimilando la humedad contenida en el aire .
- QuÃ−micos: los procesos elementales quÃ−micos originan la descomposición de los afloramientos
rocosos y su transformación (mantos de alteritas, regolitos). Estos mantos de alteritas se diferencian de la
roca madre también en su composición quÃ−mico mineralógica, no sólo en la fÃ−sica. Este tipo de
procesos son muy activos y eficaces en rocas ácidas y cristalinas y en ambientes climáticos tropicales
donde se triplican las velocidades d reacción quÃ−mica y debido también a la presencia de ácidos
orgánicos.
En función de esta transformación quÃ−mico-mineralógica distinguimos:
· Las disoluciones.
· Las alteraciones quÃ−micas propiamente dichas.
-Las disoluciones: transformación quÃ−mico-mineralógica cuantitativa, en cuanto que las alteraciones
generan nuevos minerales (minerales de neoformación).
Las disoluciones consisten desde un punto de vista fÃ−sico-quÃ−mico en una disociación en iones de las
moléculas de un cuerpo. Esta disociación molecular es un proceso reversible, de tal modo que cuando
cambian o cesan las condiciones fÃ−sicas que las producen puede haber un proceso reversible y volver a la
anterior situación mediante el proceso de precipitación. Estas disoluciones meteóricas afectan a casi todo
el roquedo .Sin embargo los roquedos cristalinos o ácidos son menos solubles que las rocas sedimentarias;
las más solubles son las rocas evaporÃ−ticas, las calcáreas necesitan que el agua sea más agresiva, que
sean aguas aciduladas. En un segundo orden estarÃ−an las carbonatadas.
Una vez producido el proceso de disolución todos los componentes ferrÃ−genos, impuros, van a quedar in
situ y forman depósitos de suelos incipientes .
El agua en estado puro apenas es eficaz para disolver carbonatos (10 partes por millón), tiene que
enriquecerse con ácido carbónico, que está en el aire atmosférico y en el aire del suelo (asimilando
mayor cantidad de ésta última).
El agua cargada de bicarbonatos (saturados) desplazará hasta el lugar donde también las caracterÃ−sticas
fÃ−sico-quÃ−micas. La clave para que cambien estas caracterÃ−sticas es un pequeño desnivel
topográfico y como resultado de este pequeño salto se oxigenan y se precipitan en forma de carbonatos
cálcicos. Forman rocas muy blandas y recientes llamadas tobas o travertinos.
También puede darse un fenómeno de precipitación bioquÃ−mica mediante la oxigenación por parte de
las plantas (como en las lagunas de Ruidera) donde se forma una precipitación quÃ−mica en las riberas
formando aterrazamientos (terrazas travertÃ−nicas) que provocan la precipitación al aportar oxÃ−geno.
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Donde la disolución kárstica alcanza su mayor competencia es en aquellos lugares donde se combina una
gran cantidad de agua, gran cantidad de hojarasca y su putrefacción que da lugar a la liberación de ácidos
y también las altas temperaturas que la aceleran (zonas tropicales). Los procesos de disolución kárstica
también son intensos en zonas donde el frÃ−o es elevado y favorece la asimilación de Co2 en el agua
(montaña asturiana) sobretodo donde hay una cubierta de nieve.
-Procesos de alteración quÃ−mica:
Los más sencillos: oxigenación e hidratación.
· Oxigenación: es un proceso de alteración quÃ−mica que si bien es muy generalizado (casi azonal, es
decir que afecta a casi todas las regiones del planeta) apenas tiene importancia en el modelado: consiste en la
transformación de un grupo de minerales (metálicos, férreos, sulfuros y carbonatos) en óxidos, merced
al contacto de estos componentes al oxÃ−geno del aire. El resultado de esta oxidación es una cambio de
tonalidad (se hacen más rojizos) y en segundo lugar la formación pelicular o superficial de pátinas de
tonalidades ocres u oscuras que contribuye a un mayor endurecimiento de dichos afloramientos
rocosos.Cuando están afectados por la incidencia de la luz y el calor: sometidos a procesos mecánicos de
termoclastia (dilataciones y contracciones)
· Hidratación: es un proceso de alteración quÃ−mica menor, afecta a un grupo concreto de rocas, en el
que están incluidas aquellas que en su composición tienen silicatos alumÃ−nicos, susceptibles de fijar
moléculas de agua,pasando de una situación anhidra a hidratadas. Son fundamentalmente
epimetamórficas y metasedimentarias. Hay que añadir a las rocas evaporÃ−ticas aunque no todas (por
ejemplo las rocas formadas por sulfato cálcico -> anhidrita convirtiéndose en yeso; incrementándose en
aproximadamente un 30%).
Requisitos: abundancia de agua + epimetamórficas y metasedimentarias = cambia su composición
quÃ−mica.
· Hidrólisis: es el más importante,consiste n la división quÃ−mica en el desdoblamiento de una
molécula en presencia de agua. Desde el punto de vista geomorfológico: es el resultado de una
combinación hidrolÃ−tica de algunos de los componentes del roquedo produciendo la ruptura o destrucción
de la estructura cristalina de los minerales, en segundo lugar la separación de la sÃ−lice y las bases y en
tercer lugar el lavado o pérdida de la sÃ−lice y a continuación la aparición de nuevos minerales, es decir,
la neoformación de nuevos minerales o arcillas o la destrucción de toda la sÃ−lice, de todas las bases y la
precipitación de hidróxidos de aluminio y dy hierro. Si alcanza una gran intensidad aumenta el espesor.
El agua tiene que ser de nuevo agua corrosiva que proviene de la hojarasca alcanzando su mayor intensidad en
las zonas tropicales.(Fotocopia 4)
Si el resultado del ataque que lleva a cabo no tanto el agua e si misma, sino al ataque de los iones H+
(hidrógeno positivo). Esta concentración de iones de hidrógeno positivo se define como el potencial de
hidrogeniones llamado PH es igual al inverso del logaritmo de dicha concentración:
Si el PH es alto: agua alcalina (poco o nada agresiva)
Si el PH es bajo: (5,4) serÃ−a un agua agresiva
PH7: serÃ−a neutra.
Hay tres fases dentro de la alteración hidrolÃ−tica:
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1.Zona templada y frÃ−a: Bisiallitización, en ella como consecuencia de un ataque muy poco agresivo se
produce la ruptura de la estructura cristalina liberando por un lado el sÃ−lice y por otro las bases (lavado de
un 50% de sÃ−lice) formándose la montmorillonita y la illita. Son minerales de neoformación, que se
caracterizan por tener cristales de pequeño tamaño (arcillas plásticas) y de tonalidades ocres. Alteración
muy pequeña.
2.Monosiallitización o coaliniación: en la cual continua el proceso de pérdida de sÃ−lice (70%), las
bases (cationes) se pierden por completo. Resultado: la neoformación de la caolinita, se originan en las zonas
subtropicales (sabana) y se caracteriza por tonalidades blanquecinas con cristales más grandes. No es
plástica.
3.Allitización o laterización: se produce la pérdida completa de la sÃ−lice y las bases y en ocasiones que
se hayan destruÃ−do los minerales de neoformación anteriores y exclusivamente la acumulación muy
compacta y endurecida de hidróxido y óxidos de aluminio y hierro; estas acumulaciones compactadas y
duras reciben el nombre de corazas laterÃ−ticas y se producen solo en las selvas tropicales.
*Encostramiento ferruginoso: Siempre calificativo de ferruginoso, no hay aluminio por lo que no hubo una
alteración. Se conservan solo los minerales de aluminio porque no se transporta, no se disuelven, quedan
siempre in situ =coraza laterÃ−tica.
Difractogramas: (fotocopias 5-7)
El de la fotocopia 7,contiene mayor número de minerales y estamos ante un manantial termal (hervideros).
Análisis de espectrofotometrÃ−a de absorción atómica (fotocopia 7 arriba). Se cogen muestras de agua
limpia (en principio limpia pero luego se queda como la botella vista en clase, como “oxidada”) y se
averiguan todos los minerales disueltos en el agua, el hierro y el magnesio están precipitados y otros que
están en suspensión se funden al agua que se analiza. Luego s cogen los residuos y se dejan secar para
saber que tipo de minerales son, se cogen y se trituran en el de difracción de Rayos X (fotocopia 7).
Los encostramientos tienen fundamentalmente hierro pero hay que analizarlos para saber que más contienen,
esto es lo que sucede en las dorsales oceánicas (fotocopia 6) .
En definitiva se producen dos procesos desde el punto de vista edafológico:
1.Acumulación relativa: proceso de laterización, única y exclusivamente de aluminios.
2.Acumulación absoluta: donde se acumulan oxihidroxidos de hierro.
3.-Las fuerzas morfodinámicas, procesos de transporte y modelado de las vertientes.
-BibliografÃ−a:
· Brunsden, D. (1.971): Slopes form and process, Londres.
· Young, A. (1.972): Slopes, Edimburgo.
· Derbyshire, E.; Gregory, K.J. y Hails, J.F. (1.981): Geomorphological processes, Londres.
· Corominas, J. (editor)(1.989): Estabilidad de taludes y laderas naturales, monografÃ−a de la sociedad
española de GeomorfologÃ−a. 283pp.
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Las fuerzas morfogenéticas externa capaces de generar la suficiente energÃ−a potencial para que se inicien
los procesos de modelado en la superficie del globo, consistente en el trabajo geomorfológico de
desplazamiento de partÃ−culas. Son básicamente dos:
• La gravedad.
• EnergÃ−a térmica.
Aunque ambas proporcionan un potencial energético inagotable e ingente solo una pequeña parte de esa
energÃ−a se va a consumir en forma de trabajo de modelado bajo unas condiciones precisas.
-Gravedad: se define como la fuerza de atracción mutua existente entre los cuerpos del universo, siendo
directamente proporcional al producto de las masas de dichos cuerpos e inversamente proporcional al
cuadrado d las distancia que los separa.
Se halla presente en todo el planeta y actúa de forma continua por lo que interviene en todos los procesos y
formas de modelado, interfiriendo con los procesos tectogenéricos, su participación en el modelado del
relieve es doble:
De manera directa produciendo el desplazamiento de partÃ−culas a tenor de su propio peso o bien participar
en la morfogénesis de manera indirecta: al afectar a masas de agua que se convierten en flujos. De estas dos
modalidades la que tiene más trascendencia es la indirecta, con independencia de la modalidad que adopte la
gravedad. La gravedad siempre se ejerce d forma vectorial siguiendo una trayectoria perpendicular a la
superficie topográfica.
El resultado será el desplazamiento de todas las partÃ−culas y cornisas muy escarpadas, siguiendo una
trayectoria vertical denominado caÃ−da libre, aunque esto es excepcional; normalmente el desplazamiento
gravitatorio presenta dos componentes: vertical y horizontal de tal manera que no se rige por las leyes de la
fÃ−sica sino de la dinámica a través de un plano inclinado.
Un desplazamiento de partÃ−culas en estas condiciones (plano inclinado) significa que hay una notable
pérdida de esa energÃ−a gravitatoria como consecuencia del rozamiento trasmitiéndose al plano
inclinado y se convierta en trabajo geomorfológico ,de tal manera que estas condiciones implican una
notable pérdida de energÃ−a, hay un despilfarro; pero parte de se transfiere al plano y que posibilita
arrancar partÃ−culas de la propia ladera.
El desplazamiento de las partÃ−culas en la ladera dependerá de la rugosidad de la ladera y de la mayor o
menor inclinación de la pendiente. Para la realización de un trabajo geomorfológico es necesario que esa
ladera alcance un determinado grado de inclinación (pendiente crÃ−tica), si esa pendiente no se alcanza
habrÃ−a una pérdida de la energÃ−a ;si se tratase de un flujo podrÃ−a quedar paralizado. Si la pendiente
crÃ−tica es alcanzada y hay partÃ−culas susceptibles de ser desplazadas el rendimiento en le trabajo
geomorfológico serÃ−a proporcional al desnivel por el seno del ángulo de la pendiente .
Cuanto mayor es el ángulo y el desnivel mayor eficacia.
Ômbito geográfico: lugares donde el desnivel y al mismo tiempo laderas con grados de inclinación muy
acentuados (lugares montañosos o zonas climáticas con tectónica muy activa). E estas zonas gravitatorias
activas ,contribuyen a que las acciones gravitatorias hagan el proceso de transportar las partÃ−culas de
lugares muy altos a más bajos atenuando y disminuyendo los desniveles altimétricos y pendientes
acentuadas.
-EnergÃ−a térmica: originada a partir de la radiación solar y el desigual reparto en la superficie del globo.
Este balance térmico desigual es el que engendra diferentes presiones y densidades dentro de la superficie
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del globo que desencadenan flujos convectivos en el aire originando los vientos y en menor medida en el
agua. Estos flujos convectivos no se desarrollan de forma vertical, actúan de manera horizontal o lateral,
actuando directamente sobre la superficie litoesférica generando un desplazamiento o traslación de
partÃ−culas sueltas, por lo tanto actuando en el modelado del relieve. Si estos flujos convectivos son de gran
intensidad (viento) tienen la suficiente energÃ−a para arrastrar las partÃ−culas, incluso levarlas superando la
fuerza gravitatoria descendente. Sino tienen fuerza apenas tienen implicaciones geomorfologÃ−as.
La energÃ−a térmica tiene una menor competencia.
Si es suficientemente enérgico engendra desigualdades topográficas a diferencia de la gravedad. Es una
energÃ−a de menor competencia. Puede afectar al agua del mar dando lugar a marejadas, ondas .
Los grandes agentes morfogenéticos: previo a la actuación de estos agentes principales (rÃ−os, glaciares)
es preciso que actúen unos procesos de transporte a corta-media distancia; desplazan las partÃ−culas de los
interfluvios a los principales canales de evacuación: Valles. A estos proceso iniciales se les denomina
dinámica de vertientes. Estos procesos de dinámica de vertientes son de origen gravitatorio: de manera
directa (sin otro agente) o bien merced a la acción de otros agentes.
· Procesos directos gravitatorios: el desplazamiento de las partÃ−culas va a ser elemento a elemento. En los
indirectos hay modalidades: desplazamiento partÃ−cula a partÃ−cula, en masa, mediante escorrentÃ−a de
flujos (arroyadas).
Dentro de los procesos gravitacionales directos hay dos :
-CaÃ−da libre.
-Desprendimientos.
Actúan fundamentalmente en vertientes bien en forma de caÃ−da libre o desprendimientos; tienen lugar en
vertientes muy escarpadas en las que la parte superior está sometida a una gran fragmentación debido a
veces a los procesos de crioclastia que liberan fragmentos, los cuales se van a desplazar gravitatorialmente por
la superficie inclinada.
Si los clastos son de tamaño normal = caÃ−da libre.
Panel rocoso: al desplomarse es susceptible de descomponerse o fragmentarse en partÃ−culas más
pequeñas, hablamos de desprendimientos.
En la caÃ−da libre los clastos se van a desplazar ladera abajo siempre que la inclinación o la pendiente sea
significativa para que puedan roda en función de su propio peso, depositándose donde la rugosidad supera
con creces la tendencia gravitatoria. Cuanto más grandes sean los bloques, más a poder descender, a
alejarse del escarpe rocoso. De tal modo que este tipo de caÃ−das libres van a engendrar una serie de
superficies definidas por acumulaciones de clastos en equilibrio. El resultado van a ser superficies muy
homogéneas de tendencia rectilÃ−neas llamadas: vertiente reglada o vertiente Richter.
En una vertiente gravitatoria activa se distinguen tres partes: un tramo superior llamado cornisa en el cual
afloran el sustrato rocoso y tienen lugar los proceso de “meteorización mecánica” .Esta cornisa donde se
liberan los clastos o gelifractos se caracterizan por tener más de 50º de inclinación. El siguiente tramo es
el talud o vertiente reglada situada al pie de la cornisa que se caracteriza por la acumulación de
clastos/gelifractos, que definen una vertiente de 30-35º de inclinación y por último pendiente ligeramente
cóncava que enlazarÃ−a con el pie de monte, el enlace basal: acumulación de grandes bloques, con 10º
de inclinación. Con el tiempo en esta pendiente gravitacional activa el talud va a ir creciendo en detrimento
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de la cornisa de tal manera que con el tiempo podemos tener una vertiente regularizada de techo a muro
cesando el proceso gravitatorio e iniciándose la colonización vegetal.
· Procesos indirectos: donde además de la actuación de la gravedad está la acción de un agente
desestabilizador saciado casi siempre al agua.
*Vertiente regularizada: salvo que en la parte inferior se es sometida a un proceso de zapa (acción del rÃ−o).
La acción gravitatoria directa: actúa bajo escarpes rocosos o cornisas sometidas a intensos procesos de
meteorización se desarrollan vertientes regladas muy continuas y homogéneas que reciben el nombre de
taludes muy continuos que regularizan la vertiente (fotocopia 8).
Los procesos elementales mecánicos no afectan a todo el conjunto sino que se concentra en puntos concretos
de la cornisa; desarrollan perfiles reglados divergentes en forma de conos d derrubios que por crecimiento
(coalescencia lateral) esto conos se van uniendo dando lugar a taludes compuestos que no son tan
homogéneos como los primeros. Se caracterizan por un perfil de festones.
En función del tamaño de esos gelifractos y d la cantidad de matriz reciben varias denominaciones:
· Pedrizas Ausencia de matriz fina. Cuando están concentrados gonfolitas
· Canchales
· Coluviones : depósitos de ladera formadas por fragmentos de calibre más pequeño, ricos en matriz
arenosa-arcillosa.
Si se encuentran canalizados por vaguadas en valles angostos reciben el nombre de coladas de bloques donde
no se observa ningún tipo de flujo, qu no hay que confundir con glaciares rocosos.
-Procesos de dinámica de vertientes indirectos:
· Desplazamiento elemento a elemento.
· Desplazamiento en masa.
· Arrolladas.
-Desplazamiento elemento a elemento: dentro de todos los procesos de modelado de vertientes indirectos el
más simple son los desplazamientos de partÃ−cula a partÃ−cula d pequeño calibre, sueltas y en seco que
se lleva a cabo en función del propio peso de dichas partÃ−culas y alcanzando el equilibrio en función
también de su propio peso, equilibrio y rugosidad de la ladera reciben el nombre de creeping o reptación,
por tanto se diferencian en que las partÃ−culas de pequeño tamaño procedentes de procesos de
meteorización ,de desagregación granular y necesitan de un impulso externo para desplazarse ladera abajo:
• Procesos de hinchamiento y retracción de los materiales arcillosos que configura la propia formación
superficial.
• La propia congelación de la humedad interna, derivada del crecimiento del hielo de la formación
superficial: crioturbación.
• . La formación durante las horas más frÃ−as de la noche de agujas de hielo de exudación, como
consecuencia de la congelación e la parte más externa del depósito : Pipkrakres.
• La actividad de lo seres vivos (crecimiento de raÃ−ces por ejemplo o reptación de seres vivos, actividad
de excavación de roedores, de termitas, lombrices..)
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El movimiento de estas laderas es tan imperceptible que permanece invisible hasta que aparecen cercados o
vegetación.
-Desplazamiento en masa: pueden adoptar dos modalidades a tenor del estado del material que se desplaza y
también de la forma en que esa masa se traslada ladera abajo. Si la masa se desplaza sin estar saturada d
agua y su desplazamiento consiste en un resbalamiento hablamos de deslizamientos, si por el contrario la
masa que se desplaza ladera abajo alcanza un estado fangoso, que fluye: Solifluxiones.
· Deslizamientos: son los únicos procesos indirectos de la dinámica de vertientes que no solo afectan a
formaciones superficiales sueltas sino también actúan sobre afloramientos rocosos insitu. Dos tipos de
deslizamientos:
• De roca: Rockslide (deslizamiento de rocas). Muy parecidos a los desprendimientos gravitatorios, salvo que
en este caso afectan a unos volúmenes rocosos de mayor envergadura y requieren de un impulso que los
movilice, ese impulso desestabilizador suele coincidir con grandes paneles rocosos como consecuencia de
una alteración de los planos que además tienen que estar dispuestas de forma oblicua a las pendientes y
con buzamiento adecuado para permitir un desplazamiento adecuado de carácter laminar .
• De tierra: Landslide (deslizamiento de tierra). Por el contrario actúan exclusivamente sobre tramas más
superficiales (más deleznables). Carecen de discontinuidades estructurales. No obstante es necesaria la
existencia de una discontinuidad que suele coincidir con niveles de acumulación de arcillas, resultantes de
un largo periodo de lavado de estas formas superficiales. Si las arcillas se acumulan a escasa profundidad
tendrÃ−amos un pequeño deslizamiento.
Perfil curvilÃ−neo y cóncavo que actúa como pista de despegue. Comportamiento plástico: aparecen
pequeñas grietas que se llaman tallas parameñas (grietas más o menos horizontales que aparecen en la
vertiente y que tienen un movimiento de carácter rotacional)
• Solifluxiones: consistentes en el desplazamiento en forma de flujo de una masa que ha adoptado una
consistencia fangosa o fangomerática tras haber asimilado una gran cantidad de agua. Afectan
fundamentalmente a formaciones muy deleznables donde es preciso que exista una gran cantidad de
arcillas altamente hidrófilas que asimilen gran cantidad de agua y también necesitan gran cantidad
de agua: lluvia, fusión del hielo, nieve. Si es por fusión de hielo se habla de gelifluxión. Otro
tercer requisito es que las laderas no estén colonizadas por vegetación arbórea, sino que primen
las herbáceas que no van a impedir los deslizamientos en forma de flujos (zonas subtropicales,
sabana, regiones frÃ−as de montaña, precipitaciones abundantes y alteritas).
Una vez que se produce la captación de agua de las arcillas se incrementa el peso, hay una disminución del
rozamiento y 3º un incremento del volumen de la masa que conlleva a superar el umbral de fluidez y que
todo el conjunto se despegue del sustrato y fluya ladera abajo. Su afecta a todo el conjunto de una vertiente
hablamos de solifluxión laminar de movimiento lento que afecta a una masa fangosa de poco espesor y
contribuye a aminorar las dificultades, a mitigar las desigualdades, a regularizar.
Si la pendiente es más acentuada el desplazamiento ya no es tan lento y la vertiente s organiza en forma de
pequeños saltos o escalones que reciben el nombre de terracillas o pisadas de vacas (sigue siendo laminar,
porque la vertiente está muy inclinada).
Solifluxión puntual: localizada en puntos muy concretos de la ladra, donde paquetes de arcillas (paquetes
plásticos) se saturan de agua y fluyen y se desplazan ladera abajo. Dando lugar a formación de pequeños
nichos, cicatrices semicirculares llamados nichos de solifluxión y junto con estos las formas de
acumulación, coladas de solifluxión o barro. Si son de mayores dimensiones y afectan a un tramo superior
reciben el nombre de lóbulo de solifluxión que da lugar a una forma escalonada. Están asociados siempre a
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la alta montaña.
• Arrollada: a diferencia de los procesos indirectos y directos, tienen una mayor eficacia modeladora ya
que actúa sobre interfluvios aluviales de escasa inclinación o pendiente y no solo traslada las
partÃ−culas sino que puede arrancarlas y transportar una gran masa de derrubios.
Definición: flujos de agua temporales no canalizados de forma estable y permanente los cuales se originan
como resultado de intensas precipitaciones que en formaciones superficiales no saturadas la mayor parte de
ellas se infiltran y originan flujos superficiales muy discontinuos y lentos, solo son capaces de lavados
superficiales.
Si las precipitaciones abundantes tienen lugar sobre el depósito, gran parte del stock lÃ−quido se libera a la
superficie y da lugar a escorrentÃ−as superficiales (mayor caudal, mayor energÃ−a) que arrastra partÃ−culas
de mayor calibre pudiendo moldear formas importantes.
EscorrentÃ−as temporales, escaso caudal: arrollada difusa que se caracteriza por subdivisión en multitud de
hilos de flujo (Rillwash.
Si son importantes pueden adoptar dos modalidades:
1.Comportarse como arrollada laminar (Sheetflood)
2.Modalidad arrollada concentrada.
En función de tres criterios: inclinación de las laderas, de la topografÃ−a o naturaleza del roquedo. Si los
caudales son importantes, las laderas son poco accidentadas e inclinadas y el material rocoso es bastante
suelto van a adoptar un flujo a modo d lámina capaz de barrer toda la ladera y transportar gran cantidad de
partÃ−culas detrÃ−ticas. Si tiene un caudal importante, ladera acentuada o accidentada con un roquedo
bastante compacto pero deleznable el flujo de este flujo temporal se va a individualizar en lÃ−neas de
escorrentÃ−a más activas capaces de incidir sobre el terreno creando canales o surcos que se van a ir
jerarquizando hasta dar lugar a la formación de barrancos o cárcavas. La arrollada difusa en hilos y laminar
originan unas formas de relieve muy importantes que se caracterizan topográficamente por ser planas y poco
inclinadas que reciben el nombre de glacis o pedimentos: rampas suaves, planas y poco inclinadas (15-20º)
modeladas sobre sustratos rocoso muy resistente (de tipo cristalino o metamórfico). Tres tipos modelados
por aguas de arrollada:
· Los rocosos o erosivos.
· Acumulación o detrÃ−ticos.
· Mixtos.
-Los glacis erosivos: son rampas modeladas por la arrollada difusa sobre el sustrato rocoso y se caracterizan
morfológicamente por una nÃ−tida ruptura de pendiente en su enlace con la cabecera del relieve que
regulariza esta recibe el nombre de kniz (rodilla en alemán). Estos glacis erosivos se originan merced a un
intenso proceso de meteorización consistente en la desagregación de las partÃ−culas que se produce en la
ladera y la evacuación de las partÃ−culas barridas por el agua .
-Los glacis de acumulación: se acumulan por rampas definidas por la acumulación de depósitos que
enlazan sin solución de depósitos que enlazan sin solución de continuidad los valles con las cabeceras o
cacúmenes de los relieves elevados de donde proceden los elementos erosionados.
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Estos glacis detrÃ−ticos se originan en dos fases: una de fragmentación que afecta sobretodo a las crestas de
las cumbres.
-Los glacis mixtos: son rampas modeladas por la arrollada difusa en las que sus tramos superiores aflora el
sustrato rocoso mientras que en su tramo inferior es detrÃ−tica. Resulta de un proceso de meteorización y de
arrollada difusa que deposita las partÃ−culas en el tramo inferior.
Las formas resultantes del modelado del agua concentrada:
Cuando los caudales son muy elevados y coinciden con una topografÃ−a accidentada y los materiales son
deleznables.
Los surcos paralelos y poco profundos inician un proceso de competencia que alcanzan una mayor capacidad
erosiva, hasta llegar al extremo de capturar las aguas de surcos inmediatos: estos serán los que tengan una
mayor inclinación, los tienen materiales más deleznables o los que tengan un mayor aporte hÃ−drico.
El conjunto de estos surcos se conoce como cárcavas, éstas alcanzan su mayor desarrollo en las zonas
áridas o semiáridas. En segundo lugar donde la vegetación sea escasa o nula y donde las topografÃ−as
sean muy accidentadas o zonas desprotegidas de un tapiz vegetal inexistente por la acción del
hombre(ej.:AlmerÃ−a).
Cuando las condiciones propiciatorias de estos sistemas se dan a escala regional como son la aridez se
sobrepasan los cárcavas y aparecen auténticos canales que evacuan esos flujos temporales, estos pueden
adoptar dos modalidades :las ramblas que hacen referencia a lechos morfológicamente bastante encajados y
muy estrechos, normalmente secos y excavados siempre sobre el sustrato rocoso, no obstante el fondo de estos
lechos está lleno de materiales detrÃ−ticos y plano.
Estas cárcavas pueden desembocar en la 2ª modalidad de excavación producida por el agua de arrollada
son los Vadi; son lechos excavados sobre el sustrato rocoso pero son más anchos y menos profundos que las
ramblas, éstos suelen terminar en zonas deprimidas y endorreicas, donde se acumulan todos los materiales
en forma de conos aplanados que reciben el nombre de llapanes.
II. El modelado debido a los agentes morfogenéticos.
4. La acción morfogenética del viento y el modelado eólico.
Los procesos eólicos son los derivados de la acción del viento y pueden dar lugar a la erosión, transporte y
sedimentación de partÃ−culas. El viento es por tanto un agente morfogenético azonal presente en todos
los lugares del planeta, pero su capacidad modeladora es muy limitada debido a su baja densidad y reducida o
escasa viscosidad, su ámbito de actuación es en aquellos ámbitos geográficos donde la vegetación sea
nula o escasa, y en segundo lugar donde los suelos estén poco estructurados. En definitiva las áreas más
propicias son las áreas litorales y los desiertos asÃ− como aquellas áreas donde los afloramientos rocosos
son muy deleznables y de granulometrÃ−a fina.
· CaracterÃ−sticas de las partÃ−culas eólicas:
Cabe señalar que los materiales que transportados por el viento se caracterizan por una composición muy
variada, por lo que podemos encontrar desde fragmentos de rocas y minerales muy diversos hasta fragmentos
orgánicos (conchas). Los tamaños son fundamentalmente: de tamaño arenoso (<2mm) y también
partÃ−culas de limos (<0.06 mm ó 60 u) .
Pese a que la carga impulsada mecánicamente es menos voluminosa que en los cursos fluviales presenta una
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gran riqueza mineralógica en los que destaca el cuarzo, debido a su abundancia en la superficie del planeta,
como consecuencia de su mayor a la meteorización o procesos elementales quÃ−micos, pero también
podemos encontrar cristales de sal, de yeso asÃ− como también polvos calcáreos. Los componentes
salinos evaporÃ−ticos son muy abundantes debido a su pequeño tamaño y poco peso. En menor medida
podemos encontrar minerales pesados y también fragmentos orgánicos.
· CaracterÃ−sticas fÃ−sicas:
A + tamaño +resistencia al desplazamiento por viento.
A +redondeadas + fáciles de ser transportadas, mientras que las aplanadas ofrecen mayor resistencia.
En cuanto a la procedencia de las partÃ−culas cabe destacar que solo una minorÃ−a proceden del arranque e
los granos superficiales de los afloramientos rocosos intensamente alterados por la meteorización, derivando
en su mayor parte de materiales sueltos depositados de distintos tipos: de terrazas fluviales, de glacis d
acumulación, de abanicos aluviales y por último de las playas de origen marino.
· Tipos de transporte eólico:
En primer lugar hay que tener en cuenta que el viento es un flujo de espesor kilométrico, lo que significa
que la velocidad y el modo de desplazamiento son diferentes entre la parte basal y los niveles superiores, por
lo que difiere el modo y la velocidad de desplazamiento, pues las primeras se levantan más por su tamaño.
Se distingue más un flujo superior (desplaza arcillas y limos) y uno inferior más complejo y lento que se
moviliza a ras de suelo en dos procesos: rodadura y saltación.
Rodadura: consiste en la traslación o desplazamiento sobre la superficie topográfica de aquellas partes
más gruesas (entre 2mm y 0.5 mm),es decir las arenas gruesas. à sta traslación se debe al empuje directo
del viento y también al impacto de los granos por saltación. La cantidad de partÃ−culas sólidas
desplazadas durante la rodadura es ¼ parte al total de la carga movilizada a ras e suelo.
Saltación: consiste en el levantamiento de las partÃ−culas de entre 0.5 mm y 0.1mm,que tras recorrer una
pequeña distancia en trayectoria balÃ−stica can impactando contra la superficie topográfica o sobre los
granos d mayor calibre. Los saltos d estas partÃ−culas pueden llegar a alcanzar hasta los 3 metros siempre
que se den situaciones atmosféricas muy perturbadas, pro lo normal es que no exceda 1 m. à stos
pequeños saltos de 1 m presentan trayectoria balÃ−stica cuya inclinación inicial es de aproximadamente
30 ó 40 grados y descensos en una inclinación en torno a 15 o 10 grados.
Entre la saltación y la rodadura algunos autores denominan un mecanismo intermedio que denominan
reptación.
Finalmente las partÃ−culas más pequeñas (menos de 60 micras) son transportadas en suspensión durante
un largo periodo de tiempo 8menos de 2 micras) o más corto (entre 2 y 60 micras). Pueden alcanzar en altura
varios Km., pudiendo ser desplazadas durante las tormentas a centenares o miles de Km., y aparte la cantidad
de materiales en suspensión hoy en dÃ−a se sabe que es mucho más importante de los que se pensaba,
formando unos depósitos muy finos llamados Loess , en forma de estratos horizontales y que pequeño
tamaño .
· Formas eólicas de origen erosivo:
Cuando las partÃ−culas transportadas por el viento impactan a gran velocidad en las rocas provocan formas
erosivas que predominan en áreas de escasa o nula vegetación sobretodo en las zonas áridas,
periglaricares frÃ−os y en litorales. Hay dos modalidades: deflacción y corrasión.
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Deflacción: consiste en la ablación (separación /arrancamiento) de partÃ−culas y posterior evacuación d
las mismas por parte del viento. Cuando el sustrato rocoso presenta unas caracterÃ−sticas granulométricas
heterométricas, en este caso la acción del viento tiene un carácter selectivo, arrastrando
fundamentalmente las más finas y dejando in situ las de mayor calibre. El resultado morfológico va a ser la
formación de desiertos con gran cantidad de fracción grosera, que se conoce como desiertos pedregosos
â REG.
à stas partÃ−culas de mayor tamaño también se ven sometidas a la deflacción por las partÃ−culas
más finas que impactan por exaltación o suspensión; como resultado: el pulido, esculpiéndose
verdaderas superficies facetadas [facetas = caras] de forma aerodinámica. Estos cantos eolizados de forma
prismatizada y brillantes reciben el nombre de rentifactos dispustas de forma perpedicular a la dirección de
viento:
ZWEIKANTER â
dos facetas.
DREIKANTER â
tres facetas.
Cuando el sustrato rocoso presenta unas caracterÃ−sticas granulométricas más homométricas y
partÃ−culas sueltas deleznables (finas y sueltas) el viento (la deflacción) e capaz de modelar depresiones de
forma circular o elÃ−ptica que reciben el nombre de SEBKITAS ó SEBJAS (cubetas eólicas modeladas por
el viento).Reciben pocos aportes de esas escorrentÃ−as y en superficie tiene muchos sales debido a su
problema de drenaje con una vegetación salsódica que recibe el nombre de Chotts.
Corrasión: erosión o abrasión del roquedo in situ, producido también por el impacto de partÃ−culas
arrastradas mediante rodamiento. Para ello es necesario que los granos sean muy duros (cuarzo) si el sustrato
rocoso que sufre el rodamiento esta formado por material compacto pero blando, estas arenas son capaces de
modelar surcos paralelos dispuestos conforme a la dirección del viento que dejan entre si una serie de
montÃ−culos de planta aerodinámica llamados Yardangs (recuerdan al casco de un barco invertido de tal
manera que :barlovento â romo, sotaventoâ agudo.
Si es un sustrato resistente la corrasión consiste en el pulimento y desgaste de la parte basal de dichos
afloramientos. El resultado es el modelado de superficies pulidas y modelado de rocas en forma de
champiñón , por el contrario cuando es resistente y heterométrico se producen aperturas de
concavidades o alvéolos.
· Formas de acumulación de origen eólico: las dunas.
Las acumulaciones eólicas se generan / originan cuando la carga arenosa transportada por el viento cesa:
bien como consecuencia de la disminución de la velocidad del flujo o interrumpida por la aparición de
obstáculos interrumpiendo las corrientes de aire, produciéndose en ambos casos la deposición de esa
carga arenosa pero no teniendo que concluir la movilidad si se reinicia.
Las acumulaciones a menos de que estén fijadas por vegetación u otro agente son móviles.
-Dunas: colinas móviles de forma generalmente convexa, de tamaño decamétrico a kilométrico
pudiendo llegar a superar los 100m de altitud. Su forma más sencilla es un pliegue u ondulación con una
superficie muy tendida o inclinada a barlovento o muy inclinada o acentuada a sotavento.
Estas formas son muy variadas; no asÃ− desde el punto de vista sedimentológico que son homogéneas,
formadas por arenas muy bien seleccionadas granulometricamente, muy redondeadas y observadas con
microscopio o lente binocular tienen superficies mates dispuestas en estratos cruzados.
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Estas dunas cubren aproximadamente el 5% de la superficie terrestre estando presentes en el 20% de las zonas
áridas.
TipologÃ−a:
Hay numerosas clasificaciones y nosotros vamos a basarnos en una que atienda a la forma externa y a los
vientos que la generan. Dos grandes tipos:
-Las longitudinales.
-Las transversales.
Las longitudinales son acumulaciones eólicas caracterizadas por su forma alargada y estrecha dispuestas
conformes al sentido del viento. La mayor parte se originan sobre superficies topográficas planas sometidas
a un intenso barrido por parte de la deflacción que origina pequeñas descargas locales por la presencia de
obstáculos. En función al tamaño de estos obstáculos se originan los siguientes tipos de dunas
longitudinales: Rebdou ó rebdú, Nebkhas ó nebjas y dunas lineales.
REBDà : dunas longitudinales de pequeñas dimensiones (decÃ−metros de altura y amplitud) formadas a
sotavento de pequeñas matas herbáceas. Microdunas.
Cuando el obstáculo es mayor formado por pequeños arbustos se originan dunas llamadas NEBJAS de
apenas uno o dos metros de altura.
DUNAS LINEALES: son las de mayor amplitud. Se originan sobretodo en los márgenes de los grandes
desiertos donde hay gran cantidad de arena. Se disponen paralelas. Con amplitudes de 200 Km. ,paralelas
conforme al rumbo del viento, separadas por surcos interdunares que reciben el nombre de Gouds. El origen
parece que se debe a vientos de torbellinos de eje horizontal que van erosionando la parte central del surco ya
cumulan en lso bordes / flancos. Pero en ocasiones no tienen esas crestas tan achatadas, algunas tienen taluds
escarpados y cresta aguda qye recibe el nombre de Seif o Sif .
Las dunas transversales son las que presenta una disposición transversal o perpendicular a la dirección del
viento resultado de una deflacción más suave pero donde hay mayor riqueza de material arenoso y se
depositan donde hay irregularidades tipográficas.
RIPPLES: pequeñas ondulaciones de apenas una altura y amplitud decimétricas que presentan un trazado
sinuoso de varios metros, formadas por la deposición de granos de arena gruesos depositados por
rodamiento, con perfil disimétrico: con un escarpe muy acentuado y un dorso muy tendido.
BARKHANAS: (origen turco) son las más frecuentes. Dunas transversales con una forma en planta de media
luna, constan de dos brazos o cuernos que se desplazan con mucha celeridad, dispuestos conforme a la
dirección del viento, tiene una forma convexa a barlovento muy desarrollada en tanto que el frente dunar
tiene una forma cóncava; la forma convexa está muy desarrollada. El frente está en la vertical.
Tamaño pequeño del orden de 5 o 6 m de altura y son muy móviles y de carácter rampante, se desplaza
salvando desniveles topográficos. La separación entre los brazos o cuernos es de 150º.
PARABà LICAS: se caracterizan por su planta ,s dispone al revés de las barkhanas. Es la parte central la
que avanza más rápidamente mientras que los brazos están colonizados por la vegetación.
BARJANOIDES: también son transversales. Dispuestas de forma paralela. La cresta de las barjanoides
tienen un perfil bastante rectilÃ−neo ,carece por tanto de cuernos.
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DUNAS EN DOMO: (figura e fotocopia 10)se caracteriza por su planta de forma circular o elÃ−ptica y por su
cresta bastante achatada o aplanada. Carece de diferencias entre sus laderas / flancos .Dimensiones modestas:
par de metros.
DUNAS EN ESTRELLA O CONO O PIRAMIDALES: (f)se caracterizan por sus dimensiones 400m de altura y
el rasgo más importante es su forma en pirámide. Resultado de la intersección de 3 o 4 brazos lineales que
se unen en la cima de la pirámide de tal manera que presentan unas inclinaciones de 10-15º mientras que la
base aproximadamente 5%. Se debe a vientos muy cambiantes y multidireccionales.
Por último: grandes complejos dunares que reciben el nombre de ERGS: son amplias superficies cubiertas
por mantos de arenas del orden siempre superior a 125 km2 formados por la yuxtaposición de distintos tipos
de dunas cuando la disposición es bastante elemental se habla de ergs abiertos en las que se identifican
grandes cordones eólicos llamados draa separados por amplios surcos interdunares llamados en este caso
glassis. Si los ergs son complejos no hay surcos interdunares y terminan yuxtaponiéndose todas las dunas
forman dunas piramidales (Sur de Argelia 300mil km.).Se localizan en el Sahara ,PenÃ−nsula Arábiga
560km2 y suroeste de Australia.
ERGS â
mar de arena.
También hay mantos de arena formado por pequeñas dunitas con un espesor de 1 ó 10 m.
5. La acción modeladora de los glaciares y la morfologÃ−a glaciar.
· BibliografÃ−a:
Cliboutry,L. (1964):Traité de glaciologie. Paris,Masson.1040 pp.
Embletonig,G y King, C(1968): Periglaciar Geomorphology. Arnold,203 pp.
“” “”: Glacid Geomorphologie. Londres,Arnold 340pp.
MartÃ−nez de Pison ,E. (1191):La antártida y las regiones glaciares del globo . Lección inaugural del
curso académico de la universidad de Madrid curso 92-93.96 pp
· Ômbito geográfico de actuación:
La acción morfogenética de los glaciares formados por masas o corrientes de hielo a penas afectan al 11%
de la superficie de los continentes, asÃ− pues el ámbito de actuación se circunscribe a las altas montañas
de nuestro planeta y a las altas latitudes del globo tanto norte y sur donde se encuentran los ámbitos polares.
En ambas regiones se requieren unas condiciones climáticas muy concretas: o bien temperaturas muy bajas o
precipitaciones abundantes en forma de nieve susceptibles a convertirse en nevé o neviza.
Estas montañas tienen que ser altas conforme nos acercamos al Ecuador(zonas tropicalesâ 5000 ó 6000
metros; en Sudamérica se encuentran en lo alto de los volcanes ,montañas aisladas conocidos como
Nevados, o la Cordillera de los Andes ,Nevado de Guascarán). En el caso de las regiones polares las
condiciones climáticas están caracterizadas por la actuación de potentes anticiclones continentales que
originan un ambiente muy frÃ−o y seco. La humedad atmosférica es muy baja y las precipitaciones en
forma de nieve son muy débiles o escasas por tanto los hielos están muy mal alimentados pero la escasa
inclinación de la luz solar apenas origina fenómenos de fusión (están muy atenuados).
El origen de este hielo hay que retrotraerlo al pleistoceno (glaciación) en concreto el polo Ôrtico es una
masa oceánica rodeada de continentes y esta formada en superficie por una banquisa, es decir un mar de
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helado permanentemente, rodeado por un pack (hielos flotantes), el cual fluctúa estacionalmente uniendo
Canadá, Groenlandia y Siberia.
La Antartida por el contrario es un continente aislado de 14.000km2 cubierto por una masa de hielo cuyo
volumen es de aproximadamente 25.000.000 de km3 que experimenta temperaturas muy frÃ−as que pueden
descender a 50 incluso 90 grados bajo 0,con vientos catabáticos de 200-300 km/h .Es un medio natural muy
extremo, poco variado a excepción de la coste donde se instalan las bases cientÃ−ficas. Las regiones frÃ−as
son mucho más ricas y variadas ya que tienen las variedades de todos los climas en los que se insertan, y
también y también una mayor diversidad por condiciones topográficas : orientación. Hay acciones
modeladoras variadas ,en la zona de alta montaña tenemos una mayor diversidad.
· Clasificación; existen varias:
De tipo fÃ−sica: glaciares frÃ−os, cálidos y templados.
De tipo dinámico: activos, pasivos y moribundos.
Por extensión: tamaño y disposición .
Por el grado de dependencia de estas masas de hielo glaciar con respecto al sustrato rocoso. Pueden ser:
-Glaciares regionales.
-Glaciares locales.
Glaciares regionales: también conocidos como INDLANSIS o casquetes polares. Se caracterizan
sobretodo por sus enormes proporciones siempre superiores a los 50, de km2 y su morfologÃ−a en forma de
domo (formas convexas) y sin apenas dependencia del sustrato rocoso. Hoy en dÃ−a existen dos: cada uno de
ellos ocupando las latitudes polares : groenlandés y antártico representando ambos el 97% de la superficie
helada y el 99% del volumen de hielo.
· INDLANSIS atlántico :ocupa 14, de km2 .Cubre todo el continente y representaba 28, de km3. Dentro de
este inmenso indlansis hay 3 tipos de formaciones:
ICE-SHEET : casquete continental o masa de hielo en forma de cobertera que suma 2,5 millones de km2ICE-SELF o ICE-SELVES: glaciares de plataforma (que se adapta a mayor velocidad por la periferia que
alcanzan la costa (1,5 millones de km2)
PACK: hielos flotantes.
Los más importante es que el ICE-SHEET alcanza un espesor7 grosor muy considerable de unos 2.400 m de
espesor, que ha 69º de latitud sur alcanzan un máximo de 48000 (fotocopia 11).Esta formado por un valle
de hace 22.000 o 30.000 años. Actualmente no se general hielo. Otro rasgo es que la temperatura del hielo
glaciar es del orden de 20 o 40 grados bajo 0 incrementándose la temperatura del hielo hacia la superficie,
está situado sobre el escudo precámbrico formando una cubeta bajo el nivel del mar.
· INDLANSIS groenlandés : superficie de aproximadamente 1,8 millones de km2 la cual no está
completamente cubierta de hielo 3.8 millones de km3, con espesores medios de 1500 m y máximo en la
parte mas septentrional de 3000 m de espesor. También ocupa sin adaptarse una gran cubeta excavada bajo
nivel del mar con pequeñas elevaciones a ambos extremos.[Algunos autores: domo Norte y Sur y también
icefields o campos de hielo locales y por último grandes corrientes de hielo, como el glaciar de Humbolt de
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mas de 7500km2 de longitud]
Ambos indlansis se caracterizan por un movimiento muy lento, extrusivo, de movimiento centrÃ−fugo (más
rápido en los bordes, apenas perceptivos) .
Glaciares locales : mayor variedad de formas y tipos, ocupan una mayor extensión varias centenas o decenas
de km2 y en conjunto representan el 3% ,400km2. Están presentes en todos los continentes, en todas las
montañas altas de Europa: Alpes y España :Pirineos; Alpes escandinavos, Asia, América y OceanÃ−a
(Nueva Zelanda, volcanes) y por otro lado, otro de los rasgos es que el espesor del hielo es poco significativa
como mucho 100 o 200m y la temperatura ronda los 0ºc y las temperaturas más altas se alcanzan en el
fondoâ mayores fusiones del hielo y por último el movimiento del hielo glaciar es mucho más rápido
porque el espesor es mucho menor.
· Tipos:
Glaciares escandinavos: ice-fields.
Glaciares alpinos o de valle.
Glaciares de circo o pirenaicos.
-Glaciares escandinavos: tiene pequeñas dimensiones: varios km2 de extensión situados en superficies
culminantes en forma de plataformas arrasadas, los cuales están situados por encima de las nieves perpetuas
con inivación muy abundante a lo largo de todo el año. Forma externa de pequeña cúpula que recuerda
a los indlansis que se adaptan al sustrato rocoso que alimentan a pequeñas lagunas de hielo que se adaptan
en los pequeños valles circundantes. Los más parecido en España serÃ−a la sierra de Queixa y la sierra
Segundera; habÃ−a dos lenguas de las cuales una la lengua del Tera que alcanzaba una longitud de 18 km
para terminar ocupando el lago más grande que ocupa una cubeta (Sanabria).
-Alpinos o de valle: se caracterizan por su forma alargada y estrecha, adaptados a la forma de los valles que
atraviesan. Longitud: decenas de km2 o varios centenares de km. El espesor es del orden de decenas o
centenas de kilómetros .Dos órganos: circo y órgano colector, cabecera del glaciar con forma cóncava de
anfiteatro con altas paredes que se alimenta mediante taludes, donde se deposita toda la nieve; la temperatura
es baja y la nieve se convierte en neviza y luego nieve de 0.2 gr /cm2 a 0.9 gr/cm2 por tanto el circo es el
órgano creador de hielo y la lengua el órgano difusor, puede alcanzar toda la longitud de valle (aguas abajo)
o no, están por debajo del lÃ−mite de nieve asÃ− que es común la fusión del hielo del hielo dando lugar a
escorrentÃ−as internas glaciares y subglaciares.
·Cascada de Séracs: de trozos de hielo .
· Ojibas: lengua encajada por el valle en forma de pliegues.
El hielo se puede definir como una roca monomineral y policristalina y su desplazamiento no puede
considerarse como un flujo(fluencia), “sólido” y viscoso, es plástico, puede desplazarse. En función del
impulso generado por su propia masa, inversamente proporcional al espesor de su masa y al ángulo de su
pendiente. Cuanto más pequeño sea el espesor más movimiento.
El movimiento es bastante rápido pero irregular debido a que la mayor parte de la lengua esta por debajo del
nivel del nieve.
-Glaciares de circo o pirenaicos: que han ido retrocediendo (excepto en la pequeña Edad de Hielo). Se
reducen a pequeños bloques de hielo, en el lÃ−mite de nieves perpetuas y debido al calentamiento global
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están desapareciendo. Son los más pequeños.
-Acción erosiva:
los glaciares llevan a cabo una intensa actividad geomorfológica: consiste en el transporte y evacuación de
los materiales detrÃ−ticos asÃ− como una labor de erosión y acumulación. En concreto la capacidad
modeladora de los glaciares y en concreto su capa erosiva ha sido sujeto de nuevas interpretaciones muy
dispares por cuanto que la mayorÃ−a de ellas estaban sujetas a estimaciones , en el estudio pormenorizado
que se daban tras la fusión del hielo. Ninguna de las teorÃ−as estaba basada en observaciones directas.
Como resultado de esta nulas observaciones habÃ−a varias teorÃ−as:
Ultraglaciarista: alta competencia erosiva y por si solo son capaces de abrir sus propios glaciares. Por el
contrario los glaciaristas siempre se acomodan a relieves previos propiciatorios de tipo torrencial, fluvial e
incluso estructural a los cuales las corrientes de hielo llevan a cabo un importante trabajo erosivo .Los
antiglaciaristas solo llevan a cabo un retoque parcial de un relieve previo muy apropiado.
La acción erosiva de los glaciares como consecuencia de su desplazamiento por el lecho rocoso depende de
dos procesos de competencia erosiva muy distinta:
Abrasión glaciar: consiste en el desgaste y pulimento llevado a cabo por el hielo por sÃ− solo aunque
alcanza su mayor trascendencia morfológica cuando actúa con fragmentos detrÃ−tico de gran tamaño
(cuando ese hielo actúa acompañado la carga detrÃ−tica sólida es transportada por el hielo). Como
consecuencia se va perfilando un pulimento tanto del fondo del lecho glaciar como las márgenes y paredes.
Como resultado :afloramientos rocosos caracterizados por su morfologÃ−a externa muy limpia y lisa.
Estas formas de glaciación se caracterizan por su forma de relieves ovoides o convexos: reciben el nombre
de rocas aborregadas (pulidas) que pueden presentar pequeñas cicatrices o estrÃ−as o incisiones de sus
dimensiones que reciben el nombre de acanaladuras fruto de roce de la carga detrÃ−tica sólida muy
resistente que transporta el hielo.
Este proceso de abrasión se supone que es continuo en el tiempo cuya intensidad es directamente
proporcional a la cantidad de carga detrÃ−tica sólida más que el espesor del hielo, por eso encontramos
pocas cicatrices en los casquetes polares (glaciares blancos) y los alpinos con mayor carga morrenaica la cual
lleva a cabo procesos de pulimento. Y por otro lado dichos procesos de erosión son más intensos sobre
aquellos fondos de los lechos que están a contra pendiente y están más accidentados, es decir desniveles,
que permiten que los procesos de erosión sean más competentes (fotocopia 13) .
La sobreexcavación: consiste en el desalojo y movilización de grandes bloques en el fondo el lecho dando
lugar a la excavación de depresiones de forma circular o semieliptica cuyas dimensiones van a depender
básicamente de factores de tipo litoestructural y también de la intensidad de los procesos de
periglaciarismo y meteorización mecánica previos a la glaciación .El resultado a diferencia de los
procesos fluviales los procesos de sobreexcavación no tienden a atenuar el perfil de los lechos sino a
acentuarlos _______ llamados cubetas de sobreexcavación glaciar que se originan solo en áreas donde el
sustrato rocoso está intensamente fisurado o ha experimentado una intensa actividad periglaciar previa.
AllÃ− donde los materiales donde el lecho del glaciar presenta una - tos Pablo- la excavación del hielo es
mÃ−nima y es resultado de la formación de relieves umbrales que se suelen encontrar al lado de las cubetas
cerrando las mismas.
La capacidad de sobreexcavación del hielo está limitada por criterios litoestructurales y procesos de
mecanización. Hay que añadir que no es continua en el tiempo ni homogénea, es más intensa en los
periodos de inicio de las glaciaciones siempre y cuando el periglaciarismo previo haya sido fuerte,
desprendiendo materiales los cuales son transportados por empuje de hielo. Cuando con posteridad avanza la
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glaciación la sobreexcavación queda limitada y atenuada ya que se pasa a una modalidad caracterizando
por la fracción llevado esto a cabo en zonas de mayor debilidad del sustrato rocoso.
Si el roquedo es resistente no hay cubetas.
Como resultado: las formas erosivas clásicas :artesas y circos limitadas a aquellas lenguas constriñidas? de
valles estrechos y alargados de tipo torrencial o fluvial ,glaciares de tipo alpino.
Circos: ámbitos topográficos donde se sitúa el órgano colector o productor del hielo. Depresión
circular o semieliptica enmarcada, con nebliza o hielo suelen ser resultado del remodelado glaciar de formas
preexistentes propicias para albergar nieve. Son pequeños cabeceras torrenciales, fluviales, depresiones
karsticas todas retocadas pro el hielo. Como resultado tienen dimensiones muy variadas . No obstante en todos
ellos es necesario que reconozcamos huellas de abrasión glaciar o huellas de sobreexcavación.
Tipos de circos en función de las dimensiones y materiales, tres de ellos carentes de lengua: circos de pared,
en forma de embudo o cubeta. Asociados a glaciares alpinos : circos de cabecera o tramo alto.
Circos de pared: ocupan las paredes más escarpadas de los relieves montañosos, concretamente
pequeñas rupturas de pendiente (o pequeños peldaños). El fondo es una pequeña cavidad no hay un
umbral de cierre que delimite.
En embudo: tramos más altos del relieve montañoso, fondo de semicono invertido, recuerdan a las
pequeñas cabeceras torrenciales pero su fondo está hundido por la acción del hielo.
En cubeta: ocupan también las posiciones más elevadas y su fondo tiene una forma ligeramente
cóncava, con un umbral que impide la salida del hielo, con la aparición de ivones o lagunas en su interior.
Circos de cabecera o de tramo alto :los de cabecera se caracterizan por ocupar el inicio de cabeceras
torrenciales. Forma de hemiciclo ,grandes cerradas en sus ¾ partes con fondo poco excavado, apenas hay
cubetas, ni lagunas. Este tipo han sido labrados por glaciares de tipo alpino.
Tramo alto: no ocupan el inicio de los valles sino en tramos elevados sin ocupar la cúspide. Cerrados por
umbrales que originan cascadas de séracs.
Artesas glaciares: es sinónimo de un perfil transversal en U y también es una idea clásica considerar el
perfil en U a los valles de origen glaciar, excavado por una lengua glaciar única y exclusivamente.
Actualmente se sabe que también puede ser la adaptación de formas topográficas (formas de sinclinal, en
bal ,retocada por el hielo).Hay más procesos ajenos al hielo.
El rasgo definitorio de una artesa glaciar no s tanto su forma transversal sino longitudinal. La mayor parte de
las artesas glaciares desarrollan pendiente o laderas muy acentuadas / pronunciadas que enlazan rápidamente
con un fondo cóncavo.
Para que un valle preglaciar ocupado por una lengua de hielo derive a una artesa glaciar al menos han de
cumplirse 2 requisitos:
1.- que ese valle sea estrecho y profundo.
2.- que al menos el espesor del hielo tenga el suficiente espesor para excavar tanto el fondo como márgenes
.El espesor del hielo tiene que ser igual o superior a las dimensiones del valle.
Modelado de acumulación glaciar.
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En realidad la función principal de los glaciares es la evacuación y transporte de la carga detrÃ−tica
(externas â supraglaciares o las propias).
Toda la carga detrÃ−tica transportada y depositada recibe el nombre de morrenas (moraine), son formas de
acumulación detrÃ−tica ya depositada.
Till(escocesa): a veces como sinónimo de morenas de forma incorrecta. Es la carga AUN transportada por el
hielo .
Tillitas: depósitos morrenaicos antiguos intensamente diagenizados.
La carga transportada se adapta al movimiento de la lengua. Tres tipos:
Los till externos.
Los till internos.
Los till de fondo.
Los till externos :carga externa. Material sedimentario del exterior de las vertientes y por fragmentos
arrancados por el propio hielo .Podemos distinguir: till laterales y un till frontal marcando el máximo avance
del hielo.
Los till internos: interior de la masa de hielo y esta también formada por materiales que proceden del
exterior depositados por el circo glaciar, fosilizados por capas de nieve y neviza y otra carga de la morena que
por su tamaño o peso se van hundiendo.
Los till de fondo: ocupando la base del fondo, de la base del hielo de procedencia mayoritariamente
endógena. Bloques arrancados del fondo del lecho y en una pequeña proporción, material externo que se
ha ido hundiendo hasta llegar al fondo.
Desde el punto de vista sedimentológico , todos los depósitos morrénicos presentan unas
caracterÃ−sticas:
-Nula selección granulométrica (heterometrÃ−a) con predominio de las groseros sobre las finos. Hay poca
matriz fina.
-Escaso desgaste de las partÃ−culas detrÃ−ticas gruesas .Las formas son muy angulosas.
-El depósito carece de estructura interna. Es un depósito caótico (Vrac)
La sedimentación se va haciendo de forma ordenada cuando empieza la deglazación. En primer lugar la
carga externa situada en el frente de la carga glaciar. En 2º la situada en los márgenes laterales y 3º la del
fondo dando lugar a las formas de acumulación: arcos morrénicos, morenas laterales y las de ablación.
Arcos morrénicos frontales: asociado a todos los tipos tanto de indlansis de tipo alpino, tanto sin lengua
como con ella, en los que presenta forma en planta semioval, muy peculiar con el punto central del arco
situado hielo abajo .Este arco en media luna enlaza sin solución de continuidad con los arcos morrénicos
.DisimetrÃ−a transversal: la vertiente eterna es más suave y una interna muy escarpada. Estos arcos
morrénicos tienden a comportarse como muros de contención, dando como resultado a un embalsamiento.
Puede aparecer de forma individualizada o varios (lago de Sanabria â 11) conocidos como arcos
morrénicos complejos o VALLUMS, entre ellos hay espacios : vano intramorreico. Varios : pulsaciones del
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glaciar. Cuando el glaciares retira al circo con la deglazación y se producen avances, pulsaciones son arcos
morrénicos internos .
Cordones morrénicos laterales: acumulaciones lineales adosadas en ambas vertientes del lecho, en el
ámbito superior y que enlazan el arco frontal con el órgano colector o circo. También podemos encontrar
varios niveles de cordones que nos indicarÃ−an distintas alturas alcanzas por el hielo :a veces en los tramos
interiores de los valles ocupados por lenguas nos podemos encontrar con valles secundarios en los cuales la
morena lateral adopta una forma de arco frontal pero invertido, bloqueando la salida natural de los valles
confluentes originando: zona lacustre o un rellano .Terraza de obturación o terraza de lein.
Morrenas de ablación: ocupan el fondo glaciar y están constituidas por detritas muy heterométricas y
caóticas resultado del aporte de la cara detrÃ−tica por la masa detrÃ−tica en su interior en el fondo. Estas
morrenas pueden alcanzar dimensiones muy distintas. Si es un glaciar blanco son pequeñas y son glaciares
negros pueden cubrir hasta las cubetas de excavación. La caracterÃ−stica más representativa es que no
adoptan ninguna configuración morfológica por lo que en los glaciares blancos nos vamos a encontrar
pequeñas cantidades de bloques conocidos como bloques erráticos.
Formas de origen proglaciar: se sitúan en los márgenes frontales de los glaciares con una morfodinámica
de tipo mixto (hielo y corrientes d agua de fusión). Hay multitud de formas pero nos centramos en dos:
Eskers : que son colinas alargadas y de trazado en planta sinuoso de 20-30m de altura y varios km de longitud
.Se caracteriza por tener estratos horizontales u oblicuos y son resultado de una sedimentación subglaciar .
Drumlins : son colinas de planta alargada y ovoide que pueden también ser de longitud kilométrica y
altura de 20-30 m .A diferencia de los esker aparecen agrupados formando familias y también son el
resultado de escorrentÃ−as subglaciares pero en las que es necesario obstáculos rocosos que frenen esas
corrientes hÃ−dricas .Otras formas serian los conos que serÃ−an pequeños depósitos en forma de
abanicos.
• La morfogénesis fluvial y las formas fluviales.
Los cursos de agua tienen su ámbito de acción morfogénica en la mayor parte de los continentes con la
excepción de áreas cubiertas por el hielo tanto de latitudes altas como zonas de montaña. Por tanto el
factor morfogenético fluvial es un mecanismo plurizonal.
Los cursos de agua son agentes de erosión ,transporte y sedimentación. Transporta gran cantidad de
sedimentos desde las zonas más altas de su cuenca hasta las bajas e incluso el mar. Por ejemplo los rÃ−os
asiáticos transportan el 80% de la carga detrÃ−tica erosionada sobre los continentes.
Tipos de aguas corrientes: se disponen de manera concentrada, es decir formando lechos o canales o bien de
forma difusa. Pueden ser perennes o tener un carácter espasmódico o intermitente. Por ello distinguimos
entre rÃ−os Guadis, torrentes y arroyadas difusas de pie de monte. Los rÃ−os son corrientes perennes que
fluyen concentradas sobre los lechos fluviales en la parte más baja y excavada de los valles. El Talweg es la
lÃ−nea que une los sectores más profundos del cauce .Los ____ de los rÃ−os tiene un lecho menor donde se
concentran las escorrentÃ−as con un canal sinuoso de márgenes bien definidas conocidas como resaltes de
ribera: tienen una lecho mayor que consta de una parte frecuentemente sumergida durante las crecidas,
caracterizada por un perfil alomado y que se denomina lechos periódicos y también lecho episódico
invadido solo durante las mayores crecidas y que está colonizando por la vegetación. Los lechos fluviales
se organizan en redes o sistemas hidrográficos y drenan espacios muy amplios delimitados por las lÃ−neas
divisorias de agua denominadas cuencas .
En función del trazado se diferencian 4 tipos o patrones principales de redes :de tipo detrÃ−tico o
arboresceste, paralelos ,enrejados o rectangulares.
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De tipo detrÃ−tico o arborescente: los cursos tributarios convergen con la corriente principal, formando
ángulos agudos, las aguas fluviales drenaran áreas caracterizadas por sedimentos de naturaleza
homogénea y además no hay lÃ−neas de debilidad que condicionen la dirección de la red .
Paralelo: los cauces tributarios se unen a los principales formando ángulos agudos muy similares, debido a
la presencia de materiales rocosos competentes y con pendientes bastante notables y con fallas o fracturas a
las que se adapta la red.
Tipo enrejado o espaldera: los cauces tributarios encajan mediante ángulos rectos, lo que nos indica que
esas redes drenan áreas de tipo plegado en las que hay una alternancia de materiales duros y blandos.
Redes rectangulares: controladas por redes d fallas o fracturas.
El sistema radial es el propio de zonas volcánicas. Los volcanes, sobretodo los estrato volcanes e incluso
algunas islas (Gomera).
Anular: nos indica la presencia de estructuras circulares domáticas o la existencia de calderas volcánicas o
también la presencia de estructuras plegadas de tipo diapÃ−rico ,por su parte :la red multicuenca
caracterizada por la falta de organización, predominando zonas encharcadas
Red contorsionada: propia de estructuras periclinales divergentes .
Guadis y torrentes:
Ambos son corrientes de carácter espasmódico. Carecen de una alimentación permanente por lo que
dependen de unas fuertes precipitaciones. Los torrentes constan de un órgano colector de pequeñas
dimensiones que es la cuenca d recepción en horma de embudo, un órgano difusor en forma de garganta y
uno de desagüe que adopta forma de cono de deyección con múltiples .
Guadis: término u-adi (valle en árabe)son propios de zonas áridas y constan de un lecho mayor
,episódico bien delimitado por la presencia de orillas y un lecho menor caracterizado por la existencia de
cauces anastomosados o cruzados que circulan entre lo bancos arenosos o pedregosos. Permanecen secos o
con poca escorrentÃ−a durante gran parte del año pero en episodios tormentosos alcanzan mucha violencia.
Arroyada difusa de pie de monte: el agua circula por numerosos ____entremezclados o formando un manto.
Actividad de las aguas corrientes:
La naturaleza y eficacia de los procesos de modelado fluvial varÃ−an dependiendo de las condiciones
hidrodinámicas ,del carácter de escorrentÃ−a y competencia fluvial. AsÃ− con flujos de agua tranquila la
competencia de los rÃ−os es muy pequeña limitándose a transportar partÃ−culas de pequeño tamaño ;
predominan los procesos de sedimentación ,formando terrazas y depósitos fluviales.
A tenor de la velocidad de las aguas y fisonomÃ−a de los cauces la escorrentÃ−a puede ser: laminar o
turbulenta. Si los lechos son uniformes y el flujo lento el agua se desplaza en forma de láminas superpuestas,
en cambio cuando el cauce es jugoso y la velocidad alta se rompe el ______ de las láminas pasando a
remolinos o torbellinos esta escorrentÃ−a turbulenta es laque lleva a cabo los mayores trabajos
geomorfológicos de tal manera que los impulsos verticales de la pendiente hacen que las partÃ−culas sean
levantadas y desplazadas.
Los rÃ−os transportan partÃ−culas de dos formas distintas :
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-Mecánica : cuando son partÃ−culas sólidas.
-QuÃ−mica: si se trata de partÃ−culas solubles como el bicarbonato cálcico.
QuÃ−mico: se tratarÃ−a de la disolución de partÃ−culas en forma de iones que son fijados a las
moléculas de agua. Es el transporte más rápido pues las partÃ−culas están disueltas.
Mecánico: es mucho más lento y con diversas modalidades en función de la granulometrÃ−a como
:suspensión, exaltación rodamiento o el desplazamiento en masa.
Suspensión: afecta a las partÃ−culas muy finas como arenas, limos y arcillas. Como consecuencia de la
turbulencia del agua duchas partÃ−culas son desplazadas sin necesidad de tocar el fondo. Si la velocidad
decrece se depositarÃ−an 1º las arenas, luego limos y por último las arcillas. Se desplazan grandes
cantidades de sedimentos y a grandes distancias.
Exaltación: a través de ella los rÃ−os transportan partÃ−culas de tamaño mediano como las gravas
(entre 2 y 20 mm) cuyo peso es suficientemente reducido como para que puedan ser levantadas pero lo
suficientemente pesado para caer al lecho rápidamente sin posibilidad de mantenerse en suspensión. Como
consecuencia las partÃ−culas se van desgastando y erosionando el lecho.
Rodamiento: los cantos pequeños ,medianos y grandes entre 2 y 24 cm y los bloques de mas de 24 cm son
desplazados por rodamiento necesitándose impulsos muy grandes. El desgaste provocado por el roce hace
que estos materiales alcancen forma de cantos rodados.
Desplazamientos en masa: propios de episodios de grandes avenidas en la que el rÃ−o tiene la suficiente
competencia como para arrastrar todas las partÃ−culas que hemos visto en masa. Presentar estructuras
caóticas, las partÃ−culas más gruesas en el fondo, las intermedias en el medio y las finas en el superior:
todo esta entremezclado.
Modelado de los lechos fluviales:
Lechos de erosión.
Lechos móviles.
Los lechos de erosión son aquellos en los que las corrientes de agua no son capaces de erosionar o levantar
partÃ−culas ya que están labrados d materiales duros o de grueso calibre, por lo que el proceso del agua es
prácticamente nulo y necesita abundante carga sólida para poder llevar a cabo acciones de modelado.
Como resultado de la actuación de remolinos y del roce o impacto de las partÃ−culas sobre laterales y fondo
de ese lecho de erosión se forman concavidades llamadas manitas de gigante? O pilancones.
Por su parte los lechos móviles se caracterizan por un modelado mucho más rápido y realizado por la
propia corriente de agua sin necesidad de carga sólida. Distinguimos:
-Calibrados
-Meandriformes
-Anastomosados
Los calibrados caracterizados por un trazado rectilÃ−neo ya que los condiciones hidrodinámicas son de
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carácter medio y la carga transportada es bastante reducida, por lo que la acción erosiva se reduce al cauce.
La fisonomÃ−a a penas varÃ−a.
Meandriformes :son lechos caracterizados por un trazado curvilÃ−neo - alternante resultado de corrientes de
gran velocidad y turbulencia que llevan a cabo dos labores: de erosión y de acumulación en los tramos
cóncavos crecen y en los convexos decrecen generando un encurvamientos de la corriente fluvial por un lado
se reduce el tramo por los tramos de meandros o POINT BAR mientras que por el otro se realiza una labor de
zapa .Resultado: las ondulaciones alternantes pueden hacerse cada vez mas apretadas aumentando la
sinuosidad del cauce. Finalmente puede haber una disminución del trazado meandriforme por coalescencia
dando lugar a meandros abandonados. Tipo de meandros:
-Libres
-Encajados
Los depósitos fluviales de tramo medio son los que reúnen las mejores condiciones para el meandrimiento
por lo que la mayor parte de las ocasiones los meandros se enmarcan en las llanuras fluviales dando lugar a
meandros libres. Pero esto recubrimientos detrÃ−ticos suelen tener escaso espesor por lo que con frecuencia
el lecho Meandriformes capaz de alcanzar el sustrato infrayacente que si esta integrado por rocas duras hace
que los meandros cesen su evolución normal y se encajan en él dando lugar a meandros encajados.
Anastomosados: formados por brazos múltiples que dejan entre medias bancos de arenas .Se trata de lechos
con escasa turbulencia, competencia y capacidad de arrastre por lo que priman los procesos de acumulación
detrÃ−tica y los cursos se bifurcan, convergen, adoptan formas trenzadas. Son conocidos por el nombre de
BRAIDED
Llanuras y terrazas fluviales:
Llanuras aluviales: la función principal de los rÃ−os es básicamente evacuar o transportar todas las
partÃ−culas procedentes de los interfluvios hacia aguas abajo hasta evacuarlas en las cuencas oceánicas,
siendo estas de tamaño muy fino; por el contrario una pequeña parte, las más grosera, formada por
arcillas, cantos y bloques es evacuada en las áreas continentales, esta carga detrÃ−tica es la que da lugar a
las llanuras aluviales o aluviones de edad cuaternaria .
Las llanuras aluviales se definen como los márgenes que bordean y delimitan los cursos fluviales cuya
dimensión puede variar desde metros a centenares de km ,caracterizados por una fisonomÃ−a que en
conjunto tiene una topografÃ−a plana pro en detalle escalonada. Esta topografÃ−a está definida por
materiales detrÃ−ticos groseros depositados mediante fases de aluvionamiento a partir de cursos fluviales que
experimentan una anastomosis, es decir un trazado trenzado caracterizado por una gran movilidad lateral y
una nula capacidad de incisión. La mayorÃ−a de las llanuras aluviales están situadas en unidades
morfoestructurales que están o han estado sometidas a una subsidencia tectónica, para que se depositen los
aluviones de los flujos hÃ−dricos y se construyan esas llanuras aluviales es necesario que sus unidades
subsecuentes sean de baja intensidad. De manera que los flujos hÃ−dricos han de tener suficiente caudal u
carga detrÃ−tica capaz de elevar el lecho y por tanto la subsidencia, se produce una disminución de la
velocidad por lo que el proceso de anastomosis que va a descargar toda la carga detrÃ−tica más grosera y
transportar la más fina.
Pongamos el caso que disminuye el ritmo de subsidencia y al mismo tiempo aumenta el caudal y disminuye la
carga detrÃ−tica, los rÃ−os pasarÃ−an de una trazado anastomosado a uno rectilÃ−neo o meandriforme,
donde prima la erosión pasando a la morfogénesis de terrazas fluviales .
Terrazas aluviales: son desde el punto de vista fisiográfico o topográfico superficies planas situadas a
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distintas altitudes y separadas entre ellas por escalones más o menos acentuados .Estas superficies planas de
mayor o menor extensión están definidas por la acumulación de material detrÃ−tico, es decir aluvión
grosero que se corresponde con fases de aluvionamiento depositados por fases anastomosadas y delimitadas
en sus bordes/ vertientes por escalones que corresponden a los surcos de incisión modelados por el cursos
fluvial que ha pasado de un trazado anastomosado a uno meandriforme. Si la llanura aluvial tiene varios
niveles de terraza su configuración es escalonada, si hay menor número de terrazas es aplanada (recuerda a
los relieves tabulares).
El número de terrazas que podemos encontrar oscilan entre 4 o 10 dependiendo de la competencia del rÃ−o.
Se han depositado en el cuaternario como norma general. La mayor altura de los niveles de terraza se alcanza
en los márgenes del rÃ−o, algunos a más de 100m.
También hay una correlación entre terrazas y cronologÃ−a relativas a las terrazas colgadas: a mayor altura
son las más antiguas (en el caso del Tajo están a más de 110m; villafranquense y pleistoceno :hace 1800
millones de años). Los niveles más bajos altimétricamente oscilan entre 5 ó 6 m y serán por tanto del
pleistoceno superior, una edad relativa entre 120 mil años y 10000,las intermedias al pleistoceno medio.
Si está a un metro no es una terraza, estas han de estar bastante colgadas, serÃ−a un nivel N.A.F. (Nivel de
Acumulación Fluvial) serÃ−a un depósito aluvial muy reciente colgado entre 1 ó 2 m.
· Interpretaciones morfogenéticas del origen de las terrazas:
Eustática o glacioeustática: las terrazas se formarÃ−an como consecuencia de las oscilaciones de nivel del
mar que conllevarÃ−an reajustes del perfil longitudinal del rÃ−o lo que traerÃ−a fases de aluvionamiento y
de incisión. Durante los periodos de trasgresión marina o avance del mar se producirÃ−a un aumento del
nivel de base en el que desembocan los rÃ−os, produciéndose un reajuste del perfil longitudinal del rÃ−o.
Si disminuye se supone que disminuye la velocidad de los flujos hÃ−dricos acontecerÃ−an las fases de
aluvionamiento. Durante las fases de regresión marina lo que se produce serÃ−a un descenso generalizado
de los niveles de base, que conlleva a un aumento de la pendiente del perfil longitudinal del rÃ−o, el rÃ−o
fluye a más velocidad y aumenta su capacidad de erosión, incisiva como consecuencia de los avances y
retrocesos de hielo se labrarÃ−an las terrazas.
Esta teorÃ−a se puede aplicar (Poblete lo duda) a los rÃ−os cercanos al océano (en el caso del Tajo
serÃ−an imposible por ejemplo)
Tectónica: para los partidarios las terrazas tendrÃ−an una morfologÃ−a asociada a las variaciones del ritmo
de subsidencia al que está sometido esta unidad estructural. Si el hundimiento es rápido se origina una gran
descarga de material aluvial.
Cuando el ritmo de subsidencia se equilibra o disminuye no descarga, incide los depósitos acumulados. No
es válida esta teorÃ−a tampoco.
Origen: sólo tienen en cuenta factores hidrológicos y climáticos: hidroclimáticos. Es la más aceptada.
Se basa en los periodos de aluvionamiento estarÃ−an favorecidos por unas condiciones climáticas propicias
consistentes en que alimentan muy mal a los cursos fluviales circulando a muy bajo caudal y se favorece a los
procesos de meteorización y la dinámica de vertientes acumulando el rÃ−o una gran cantidad de carga
detrÃ−tica, predominando la fase de aluvionamiento. Las condiciones climáticas han de ser frÃ−as una
cierta crisis climática de rexitasia. Le sucede una fase en la que cambian las condiciones hidrodinámicas
distintas que determinan las actividades fluviales. Ahora pasamos a un caudal del rÃ−o bastante voluminoso y
las condiciones climáticas son benignas protegiendo las llanuras y por consiguiente la carga fluvial es
pequeña. Pasamos a un lecho fluvial anastomosados a un trazado rectilÃ−neo o meandriforme comenzando
a incidir la llanura aluvial antigua .
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