TEMA 18. EL MODELADO Y SUS TIPOS 1/. Factores que intervienen en el modelado del relieve: clima, litología, estructura y tiempo. La Geomorfología es la ciencia geológica que estudia las formas del relieve de una región y los procesos que la generan. Dichas formas valles, mesetas, montañas, etc. caracterizan el paisaje y, en sus múltiples variedades, han sido modeladas por una serie de factores. Entre estos factores, están los agentes geológicos externos: aguas de lluvia, glaciares, viento, ríos, etc. cada uno tiene una diferente manera de actuar originando, por ello, formas distintas. La actuación, en cada caso, de uno u otro agente, viene condicionada, en ultima instancia, por el clima, de forma que cada tipo de clima tiene un agente erosivo característico, sin que por ello los otros agentes queden excluidos. Existen otros factores propios del terreno sobre el que actúan los agentes y que son la litología o naturaleza de la roca, especialx el grado de cohesión de sus componentes minerales, y la estructura o posición con que aparecen las distintas masas rocosas y sus diferentes planos de ruptura, consecuencia de su origen o de los esfuerzos tectónicos que han soportado. Existe un ultimo factor a tener en cuenta, el tiempo, necesario para que puedan actuar los agentes geológicos externos y tallar el relieve. Aunque debe tenerse presente que el relieve resulta de la interacción de todos estos factores, junto con los resultados de ciertos procesos internos con fines didácticos se puede distinguir una geomorfología o morfología climática, una morfología litológica y una morfología estructural atendiendo a los tres factores principales en el modelado del paisaje; clima, naturaleza de las rocas y estructura de las rocas. Algunos tipos de rocas tienen una erosión tan característica que consigue imponer formas particulares, cuya sola presencia denuncia cuales son las rocas de paraje. La resistencia a la erosión que presentan las rocas depende de varios factores; 1/. La cohesión o resistencia a escindirse o separarse en fragmentos más pequeños ante una reacción mecánica. Una roca será tanto más resistente cuanto mayor sea su cohesión. Hay rocas muy coherentes, como granito y calizas, y rocas poco coherentes, deleznables, como las margas, arcillas y arenas. 2/. La permeabilidad o mayor o menor tolerancia de una roca al paso, a través de ella, de un fluido. Las rocas permeables (arenas, por ejemplo) son más resistentes a la erosión que las impermeables (margas y arcillas, por ejemplo). El motivo es que, a través de estas ultimas, no es posible el paso de las aguas superficiales, las cuales forzadas a discurrir sobre la superficie de las rocas, las someten a una mayor acción erosiva. 3/. La alterabilidad o susceptibilidad de una roca a ser atacada por medios químicos (disolución, hidratación, hidrólisis, etc.). Una roca será tanto mas resistente a la erosión cuanto menos alterables sean sus componentes, ya que la alteración superficial ocasionada por la atmósfera facilita la acción erosiva. 4/. La forma de alteración. Hay rocas que al alterarse dejan pocos residuos, como las calizas, que dan arcillas de la descalcificación, las cuales son llevadas en suspensión por el agua. Asimismo, hay rocas que dejan muchos residuos de alteración como los granitos, que dejan sobre la roca sin alterar depósitos de arenas. 2/. El control litológico; El Karst

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• Morfología de los países calizos; el relieve karstico Las calizas son rocas coherentes que se erosionan dando pocos residuos de alteración, ya que la erosión se realiza fundamentalx por disolución. Aunque son rocas compactas, se encuentran muy figuradas por un sistema de diaclasas. Se trata, pues, de rocas permeables. El agua de lluvia penetra a favor de las diaclasas hasta que alcanza el nivel de base, sobre una roca impermeable, formando entonces una corriente de agua subterránea. En este proceso de descenso, así como en la erosión superficial del agua de lluvia, la acción erosiva del agua depende del contenido de CO2. El agua de lluvia cargada de CO2 ocasiona la formación de CO3H2. Cuanto menor sea la temperatura del agua y mayor la presión a la que esta sometida, la cantidad de CO2 que puede contener será mas elevada; H2O+CO2*CO3H2 La acción del CO3H2 sobre el CO3Ca tiene gran importancia, pues disuelve las calizas originando un relieve muy característico; relieve karstico. La reacción que se produce es la siguiente; CO3H2+CO3Ca*(CO3H)2Ca Insoluble soluble Cuando el agua circulante se vea liberada de la presión o alcanza temperaturas más cálidas, la reacción se invierte, precipita el carbonato cálcico y se escapa el CO2. En climas de alta montaña, en climas continentales fríos y en climas templados húmedos, el agua esta a baja temperatura, conteniendo gran cantidad de CO2. Por lo que se disuelve gran cantidad de caliza, caso de una zona amplia de afloramientos calizos de elevadas potencias. Ante tales circunstancias se podrán desarrollar unos relieves característicos. En donde primero se estudiaron fue en Karst (Yugoslavia), y por este hecho se les denomina relieves Karsticos. Se forman a merced de la disolución que el agua, cargada de CO2, produce en la caliza al penetrar por las fracturas, siguiendo los planos de estratificación y los de diaclasa. Con el tiempo se van ensanchando hasta originar la formación de oquedades o grandes cavernas, que junto con la ausencia de circulación de aguas superficiales, a causa de la gran infiltración de estas regiones, son los dos hechos mas relevantes. Dentro de las cavernas se diferencian las situadas encima del nivel freatico de macizo rocoso, zona vadosa o de aireación (cavernas vadosas) de las generadas bajo dicho nivel freatico y que por eso se llaman cavernas freaticas. Como este nivel freatico varia según las estaciones, existe una zona de fluctuación en la que se forman cavernas con caracteres mixtos. Las cavernas verticales reciben el nombre de simas, y se originan por disolución a favor de diaclasas verticales. Cuando son horizontales se llaman galerías, y suelen formarse por disolución siguiendo los planos de estratificación. En la zona vadosa predominan los conductos verticales o simas, por ser donde el agua tiende a circular verticalmente hasta alcanzar el nivel freatico, mientras que en la zona de saturación o en la de fluctuación abundan las galerías, ya que el agua fluye lateralx. En el interior de una caverna existe un incesante goteo de agua cargada de bicarbonato cálcico (CO3H)2Ca. Al invertirse la reacción por ceder al aire el CO2, precipita el CO3Ca, proceso que produce la formación de llamativas estructuras, como son; • Estalactitas; formas calizas que penden del techo y cuyo crecimiento es hacia abajo. • Estalagmitas; son semejantes a las anteriores, pero que parecen surgir del suelo. • Columnas; el crecimiento de las dos formas citadas anteriorx puede motivar que ambas se unan y se forme, de este modo, una columna. 2

• Cortinas; se forman cuando el agua gotea a lo largo de una fractura. Las calizas no suelen ser rocas puras formadas exclusivax por calcita, sino que contiene impurezas en mayor o menor grado, las cuales, dan a las calizas los tonos grises y más o menos rojizos que las caracterizan. Las impurezas mas frecuentes suelen ser arcillas, óxidos de hierro y silice, cementados en el conjunto de la roca junto con los granos minerales de calcita pura. Por ello, al disolverse las calizas, queda un residuo de alteración, formado fundamentalx por arcillas rojas que suelen contener óxidos de Fe, llamadas arcillas de descalcificación y que son llevadas en suspensión por el agua bicarbonatada. Las impurezas, arcilla fundamentalx, pueden depositarse en el fondo de las cavernas y llegar a alcanzar espesores que permiten una impermeabilización y se den las características oportunas para que se almacene el agua, hecho que conducirá a la formación de sifones. El caudal de estas corrientes depende del agua de lluvia que se infiltre y de las perdidas que tengan los pocos ríos que circulan por estas regiones. Las variaciones pluviométricas son las que motivan las variaciones mas notables en el canal subterráneo. El punto donde aflora el agua subterránea recibe el nombre de surgencias. Esta agua que aflora puede proceder de la infiltración del agua de lluvia o de la infiltración total del agua de un río, que vuelve a reaparecer. En muchos casos, los pequeños cursos fluviales que llegan a formarse se infiltran y desaparecen brusca y localizadax en un sumidero. Resultan así habituales en las regiones Kársticas, los valles ciegos que no se prolongan aguas abajo por finalizar en un sumidero, donde se precipitan las aguas que los recorren. También en estas zonas, debido a la acción de las plantas acuaticas (captación de CO2) se produce la precipitación del CO3Ca en torno a ellas, ocasionando la información de las llamadas tobas calcáreas. La circulación superficial es muy reducida debido a la gran infiltración que presentan estas zonas. Normalx, los ríos que atraviesan las regiones Kársticas, son los ríos aloctonos, es decir, que tienen su nacimiento fuera de la región, en una zona donde los terrenos son impermeables. Al penetrar en una región caliza potente, producen la erosión de esta, excavando un valle de paredes verticales hasta llegar a un lecho impermeable. Estos valles así excavados, reciben el nombre de cañones. Otras formas características Lapiaz; Al escurrir, el agua forma sobre la superficie de la roca acanaladuras de disolución, de varios cms de profundidad, que reciben el nombre de lapiaces. Se forman por acción del agua de arroyada cargada de CO2, que escurre sobre la roca en forma de hilillos. En la mayor parte de los casos, esta disolución progresa mas rápidamente a favor de las diaclasas y los planos de estratificación, dando lugar a relieves ruiniformes denominados en España torcales, o formas caprichosas como las de la famosa Ciudad encantada de Cuenca. Dolinas; Son depresiones cerradas de contornos mas o menos sinuosos, limitadas por paredes rocosas escarpadas, con perfil transversal en forma de embudo. Las dimensiones en superficie oscilan desde unos m2 hasta varios kms de diámetro; con detenimiento también varían mucho, pues llegan desde varios metros hasta unos 200 m La superficie esta tapizada por tierra de descalcificación, apta para el cultivo. Existen dolinas temporal o permanentex inundadas constituyendo un campo de dolinas y servir de sumidero a las corrientes superficiales. Poljés; El significado de esta palabra yugoslava es llanura. Son formas mayores que pueden extenderse en kms2 o incluso decenas de centenares de kms2, configurando amplias depresiones no siempre estrictax cerradas, de fondo plano y vertientes de roca generalx desnuda y mas o menos escarpadas.

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Los poljés son la consecuencia de la evolución de depresiones de diferente naturaleza tales como depresiones tectónicas, depresiones sinclinales, que amplían por retroceso de las vertientes. Su superficie también esta cubierta por tierra de descalcificación, muy apta para el cultivo. Debido a la poca profundidad a que se encuentra el nivel freatico, la captación de agua mediante pozos es muy fácil y resulta cómodo el asentamiento de poblaciones. El poljé puede estar recorrido por algún arroyo o curso fluvial procedente de alguna surgencia situada en sus bordes o bien del exterior del propio poljé, perdiéndose con frecuencia en sumideros denominados ponors. El resultado final de la acción del agua sobre un macizo calcáreo es un paisaje de aspecto ruinosos, con abundantes formas caprichosas. 3/. El control estructural; Costas y otros relieves estructurales La estructura geológica de una región es la peculiar disposición espacial de las rocas de esa región. La disposición de las rocas que forman una región condiciona en gran parte el relieve de la misma; no se erosionan igual los terrenos de estructura masiva, como en el caso de los graníticos, que los de estructura estratificada. Tampoco darán las mismas formas de relieve estratos horizontales, que los que están inclinados, plegados o fallados. • Influencia de las estructuras en los relieves del interior En las regiones con estratos horizontales; la estructura se impone a las formas especialx si hay capas de distinta resistencia (es decir, la estructura se mantiene dando la forma del relieve). En este caso los estratos resistentes dificultan la erosión y sobre ellos se desarrollan llanuras estructurales, que son cortadas bruscax por los valles fluviales. Retazos de estas pueden quedar aisladas formando las mesas y los cerros testigos. Si hay varios estratos resistentes intercalados entre los blandos, además de la suuperficie de la llanura estructural pueden existir superficies estructurales colgadas en la bajada, a diferentes alturas. Se habla entonces de un relieve de graderío. En las regiones con estratos inclinados; si los estratos buzan ligerax, se originan las cuestas; son pequeñas elevaciones del terreno, alargadas a favor de una capa resistente englobada entre otras más blandas. Su pendiente mayor corta a las capas y su pendiente menor coincide con el buzamiento del estrato y es por tanto una superficie estructural; la cuesta es asimétrica. Para buzamientos mas elevados de los estratos se desarrollan los llamados Hogbacks, que se pueden definir como cuestas con buzamientos superiores a los 30º (lomos de cerdo) y las crestas estructurales, que representan el caso limite, con buzamiento de las capas subverticales. En este caso la capa resistente destaca en el relieve como muro vertical. En las regiones falladas; los relieves introducidos por las fallas suelen ser los resaltos que producen los escarpes de falla, de dibujo mas o menos rectilíneo, en la dirección del plano de falla. Los escarpes de falla tienden a atenuarse por erosión remontante de las corrientes establecidas sobre él, y dichos escarpes son sucesivax destruidos y vueltos a construir sobre las rocas, cada vez mas profundas y de competencia distinta. En los sistemas de fallas como los horst y fosas es fácil comprender que la morfología se debe al desarrollo de un doble escarpamiento.

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En la figura podemos ver la evolución de un escarpe de falla que pasa por varias fases en las que los escarpes son destruidos y vueltos a construir sobre las rocas mas profundas. La etapa C representa una inversión del terreno y en la etapa E se vuelve a la posición inicial. figura 4 En las regiones plegadas; en los países plegados se suele dar una morfología basada en la erosión diferencial de las rocas y en el estilo de plegamiento. En los pliegues suaves y simétricos, de estilo jurásico, se desarrolla una morfología especial. En este caso, se forman relieves consecuentes o conformes con las estructuras (relieve jurásico), es decir, que los anticlinales corresponden a las alineaciones de las montañas y sinclinales a valles. La escisión de los anticlinales se inicia por cabeceras de barrancos (ruz), que llegan a crecer hasta truncar por un valle (cluse) al antiguo anticlinal. En este caso, los relieves consecuentes o conformes con las estructuras (relieve jurásico), es decir, aquellos en los que los anticlinales les corresponden con las montañas y los sinclinales con los valles, comienzan a erosionarse, formándose cabeceras de barrancos, que llegan a crecer hasta conectar un valle con otro. La erosión continuada con el eje de un anticlinal, puede dar lugar a que desaparezca la capa competente, y se forma una depresión de paredes escarpadas correspondientes a las rocas competentes y unas laderas suaves correspondientes a las rocas blandas inferiores. La depresión recibe el nombre de combe. Si la erosión en los ejes de los anticlinales se desarrolla mucho, pueden formarse relieves invertidos o subalpinos de forma que los valles corresponden a los anticlinales y sinclinales, se forma el relieve peneplanizado. En ciertos casos, los ríos pueden reactivar su energía y encajarse en la superficie de erosión, aprovechando lógicamente las capas menos resistentes. Quedan así en resalte las capas resistentes, todas ellas como alineaciones topográficas de la misma altura. Este tipo de relieve es el relieve apalachiano. • Influencia en el trazado de las costas − El modelado de las costas se debe a la acción del mar, en todos los casos, la erosión marina se concentra principalx sobre los promontorios, dando lugar a numerosas formas y, finalx, al acantilado, que retrocede progresivax. Los materiales producidos en la erosión son transportados por olas y corrientes litorales, acumulándose y originando las formaciones sedimentarias. De este modo la costa va evolucionando, originando un modelado cuyas formas vienen condicionadas por la estructura del litoral. Atendiendo a ello se habla de dos tipos principales de costas; − Costas de inmersión; son aquellas que se están sumergiendo en el mar, bien por hundimiento del continente, bien por elevación del nivel del mar. Según las formas apreciadas en ellas se habla de: Costas de rías; producidas cuando antiguos valles fluviales quedan sumergidos en el mar. Costas de fiordos; cuando antiguos valles glaciares quedan sumergidos en el mar. Costas de tipo Pacifico; poco accidentadas, sin entrantes ni salientes, debido a que la tectónica de la región ha originado estructuras con pliegues paralelos a la costa. Pueden emerger islotes alargados que se corresponden con crestas anticlinales. Costas de tipo Atlántico; con entrantes y salientes que corresponden a sinclinales y anticlinales, respectivas, acentuados mas o menos según la resistencia de los materiales que los forman. Ello es debido a que las estructuras tectónicas se han originado perpendiculares a la línea de costa. Costas de falla; en ellas el bloque hundido queda sumergido y la costa es un acantilado que se corresponde con el plano de falla. 5

Costas de emersion; se forman al producirse un descenso en el nivel del mar o bien al originarse una elevación del continente debido a movimientos isostaticos. Se caracterizan por su poca elevación, con un suave declive hasta el mar denominado llanura costera o playa levantada, en la cual se pueden apreciar los materiales que originariax constituían el fondo marino. Suelen ser costas poco accidentadas, mas o menos rectas. 4/. El control climático; Areas templadas y desérticas Independientex de la litología y de la estructura de las rocas, ciertas características del paisaje se deben a la influencia directa del clima, que impone las condiciones bajo las cuales tiene lugar el modelado y determina la evolución de este. Al tratar de la influencia del clima en el modelado del relieve, debe tenerse en cuenta que los vegetales son auténticos indicadores de las variaciones climáticas. Por ello, un mapa de la distribución de la vegetación se superpone perfectax con un mapa climático. • Morfología de las zonas templadas; sistema de erosión normal − Este tipo de modelado es propio de las regiones afectadas por un clima que es templado−humedo oceánico como el de Europa Occidental, la zona central de la costa atlántica de los Estados Unidos o la España húmeda. El adjetivo normal que se aplica a este sistema morfoclimatico tiene una raíz histórica y procede de que este modelado era el habitualx observado por los primeros geomorfologos, europeos y norteamericanos, en sus países de origen. − El mecanismo erosivo predominante es la meteorización química de las rocas y el desarrollo de suelos potentes y bien estructurados, como consecuencia de la actividad de las temperaturas y la notable pluviometría de estas regiones. Las acciones mecánicas son, por el contrario, muy restringidas, dada la homogénea regularidad con que cae la precipitación, la ausencia de agentes erosivos especialx agresivos y por efecto del papel protector que ejerce la abundante vegetación, propia de estas regiones, sobre el terreno. • El resultado es que a los ríos, abundantes y caudalosos, solo llega material fino y sustancias en disolución procedente de la erosión de los interfluvios, de forma que la degradación del relieve es muy lenta y uniforme, originando así los suaves y alomados paisajes de estas regiones profusax cubiertas por vegetación y dotadas de una red fluvial bien jerarquizada. • Las formas fluviales más típicas de este modelado son las terrazas fluviales y los meandros; Las terrazas son depósitos de sedimentos fluviales que se presentan escalonados a ambos lados del cauce. Se formaron debido a cambios climáticos en la Era Cuaternaria. En las épocas interglaciares se produjo el deshielo y los ríos experimentaron grandes crecidas, depositando muchos sedimentos. Al sobrevenir una época glaciar, la acumulación de hielo en la corteza continental ocasiono un descenso eustatico del nivel del mar y, en consecuencia, un cambio en el nivel de base de los ríos; se renovaron los procesos erosivos de los mismos (rejuvenecimiento) y profundizaron su cauce, que quedo encajado en los aluviones depositados anteriorx, dejando restos a los lados, que son las terrazas fluviales. Son depósitos escalonados de los aluviones que han quedado a distinta altura, del cauce actual del río, corresponden a épocas de gran sedimentación, seguidas de episodios de erosión activa que ahonda el cauce y deja colgados los aluviones antiguos al excavar el río sus propios depósitos. Se distinguen cuatro terrazas siendo la mas alta la más antigua y se explican por los cambios climáticos de la era cuaternaria que ha dado lugar a 4 glaciaciones con sus correspondientes periodos interglaciares. Los meandros son curvas en el cauce de un río que, en el transcurso del tiempo, tienden a pronunciarse. En un 6

meandro pueden distinguirse una parte cóncava y otra convexa. Debido a la fuerza centrifuga del agua, tendrá mayor velocidad en la zona cóncava, la que la erosionara, y menor velocidad en la zona convexa, hecho que motivara él deposito de materiales. Los meandros, por este motivo, se desplazan lateralx y aguas abajo, divagando por el valle. Cuando un meandro en su desplazamiento, contacta con la ladera del valle, produciendo una socavación de esta que, repetida en ese punto y en el resto del valle, lo va ampliando. Cuando dos meandros sucesivos, en su evolución contactan entre sí, quedan separados unicax por una estrecha franja, que el río puede romper para seguir el trayecto más corto, bien por la continuación de la socavación, o durante una crecida; queda así un meandro abandonado, que con frecuencia forma un lago semilunar. 4.B.Morfologia de las zonas desérticas; sistema de erosión árido y subárido Los países templados de clima mediterráneo con zonas subáridas, las regiones esteparias de los continentes y las zonas áridas, con los desiertos, presentan actualx formas aplanadas del relieve cuya génesis es parecida, pues obedece al resultado de una erosión areolar. En estas zonas, la primera consecuencia de sus caracteres climáticos es la existencia de una vegetación precaria, en todo caso discontinua y poco abundante, permitiendo que el terreno asome al desnudo. En estas condiciones tiene lugar una intensa disgregación y ruptura mecánica de las rocas, por efecto de las alternancias térmicas. Esto es la causa de la tremenda efectividad de las aguas salvajes, dado lo violento y concentrado de las escasas precipitaciones, y la amplia posibilidad de los fenómenos eólicos, como consecuencia de la sequedad habitual de la superficie del terreno. La acción de las aguas salvajes provoca el desmoronamiento progresivo de las laderas y el retroceso de las mismas. Los materiales deslizados por la acción de la gravedad por las laderas y pendientes, como consecuencia de su erosión, son distribuidos al pie de las mismas por las aguas salvajes de lluvia, que forman mantos de arroyada. De esta forma, los citados materiales se depositan en grandes extensiones, formando llanuras de pendiente suave, que reciben el nombre de glacis, si se desarrollan sobre rocas blandas, o de pedimentos, si lo hacen sobre rocas cristalinas duras. Los glacis y pedimentos se desarrollan, en consecuencia, al pie de las vertientes montañosas, habiendo un cambio brusco de pendiente entre la zona montañosa y el pedimento o glacis que recibe el nombre de nick y que marca el limite entre la vertiente y la llanura. Cuando la arroyada de agua es muy intensa se producen encajamientos del agua en la superficie de los glacis y pedimentos, formándose cárcavas y barrancos por los que discurren cursos de agua torrenciales, que en los países mediterráneos y semiáridos reciben el nombre de ramblas, y en los desérticos, uadis. Por otra parte, en el interior de las zonas desérticas suelen formarse llanuras endorreicas, que son zonas llanas ligerax deprimidas y sin drenaje o salida hacia el mar. De las regiones desérticas también son típicos los caliches o encostramientos calcáreos. Se trata del endurecimiento superficial del terreno por enriquecimiento en CO3Ca intersticial; depositado por el ascenso capilar del agua, previax infiltrada y endurecida en sales que ha adquirido por disolución en los niveles inferiores del suelo. El desierto se inicia a partir de un macizo montañoso que sufre una erosión areolar por las variaciones de temperatura entre el día y la noche que provocan la fragmentación de las rocas en mayor o menor grado. El transporte y sedimentación por el viento de los materiales fragmentados es muy activo, dado que las zonas áridas mantienen sobre ellas frecuentex un anticiclón que hace que el viento sople siempre desde el interior (zona de alta presión) hacia la periferia (zona de baja presión), arrastrando y seleccionando los materiales erosionados y fragmentados.

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Cantos gruesos quedaran cerca del macizo montañoso del que proceden, formando el reg o desierto pedregoso. Las arenas se situaran a continuación, formando el erg o desierto arenoso, a menudo con dunas. Por ultimo, se depositaran las partículas finas en limo, formando el loess.

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