Tema 14 – Geomorfología. Los factores condicionantes del modelado del relieve. La importancia de la litología y las estructuras geológicas.

1. INTRODUCCIÓN

Desde siempre el hombre ha sentido una gran curiosidad por conocer las causas del relieve terrestre y porque, la superficie de nuestro planeta no esplana, a medida que fueron exploicandose algunas cosas, se comprobó que el conjunto de procesos que intervienen en la formación del relieve están interrelacionados y que por lo tanto su estudio es mas complicado de lo que en principio pueda parecer, esto ha hecho que durante nuestra historia se hayan desarrollado una serie de teorías que se conocen con el nombre de modelos, en las que se discuten precisamente la interrelación de estos procesos.

Indudablemente que los procesos externos ejecutados por su agentes geológicos y dependientes directaente de la climatología juegan un papel crucial en el modelado del releive, estos harán funcionar unos mecanismos: meteorización, erosión, transporte y sedimentación que finalmente detallarán el paisaje.

2. GEOMORFOLOGÍA

La geomorfología es el estudio del modelado del relieve de la superficie terrestre, también se la puede considerar como el conjunto de procesos que en la superficie terrestre configuran el relieve, denominándose por ello también geodinámica externa.

En el modelado del relieve intervienen una serie de factores como la actuación de los agentes geológicos externos, el clima, la litología o la naturaleza de la roca de superficie y las estructuras tectónicas, que se interrelacionan entre si. En ocasiones se relacionan en condiciones de igualdad, en otras ocasiones un agente predomina sobre el resto.

Para explicar el relieve actual, la geomorfología se halla muy ligada a la geología, a la cual se une en el plano práctico. Al tener como objeto el globo terráqueo, se integra en las ciencias geográficas.

3. EVOLUCIÓN DE LAS IDEAS SOBRE EL MODELADO DEL RELIEVE. MODELOS FUNDAMENTALES

El modelado del relieve fue motivo de preocupación ya desde la antigua Grecia por sus geógrafos, continuándose en el renacimiento por Leonardo da Vinci y Bernardo Palissy, el primero había deja­do ya constancia de las relaciones entre la importancia de los ríos y la dimensión de sus valles.

Al margen de la geología, los inge­nieros al construir canales y ocuparse de la ordenación de los ríos, adquirieron un conocimiento empírico de la dinámica fluvial que luego sistematizaron de forma matemática, otros se interesaron por la geomorfología dinámica para la protección de los caminos y carreteras que construían, uno de ellos Surrelí, formuló en 1841 una teoría sobre la evolución de los torrentes y Dausse en 1872 estableció la noción de perfil de equilibrio fluvial, también se descubrió que la repoblación forestal es un medio eficaz de lucha contra la erosión de los torrentes; los trabajos de Fabre en el macizo de Aigoual es el primer logro de ía geomorfología aplicada.

Las corrientes de investigación pura fueron, asimismo, variadas. Así desde fines del siglo XVIII, el ginebrino Saus-sure se interesó por los glaciares y, al estudiar formas y depósitos, pensó que se extendían antes mucho más que en la actualidad.

Los geólogos, por su lado, se intere­saron por la evolución actual del relieve con el fin de reconstruir la historia del planeta.

Hasta mediados del siglo XVIII no em­pezó a despertar interés el estudio sobre el paisaje, y a pesar de que ya en este siglo J. Hutton (1788) publicó algo de geomor­fología en su obra «Teoría de la Tierra» y que Lamarck propugnaba la idea de que los valles se habían formado por la acción de las redes fluviales en una progresiva evolución erosiva, las ideas catastrofistas de Cuvier eran las que predominaban, al propugnar éste un origen del relieve debido a conmociones planetarias entre las cuales destacaba el «Diluvio Universal», que al cesar y retirarse las aguas habría labrado el relieve actual.

Lyell en el siglo XIX rompió con todas estas ideas y estableció el principio del ac-tualismo. No obstante la idea se centraba en que la retirada del mar era la principal causa que producía el relieve, hasta el final del siglo pasado la idea de Hutton, de que los valles eran producidos por el curso de los ríos, no tomó cuerpo.

3.1. Ciclo geográfico o de erosión normal de W.M. Davis (1850-1934)

Davis, parte de un dominio climático húmedo en el cual se deben de dar las condiciones normales de erosión y de un levantamiento rápido inicial del territorio seguido de un dilatado tiempo de esta­bilidad tectónica en el cual se habrían instalado las redes fluviales con sus su­cesivos estadios de juventud, madurez y senilidad.

El levantamiento, iniciaría la evolución del relieve con acciones erosivas mínimas, llegándose a un relieve muy sencillo, de­nominado superficie inicial, más o me­nos horizontal y limitada por un talud de pendiente alta hacia el océano.

Se llega así a lo que Davis denominó estadio juvenil del ciclo geográfico ca­racterizado por un relieve en altiplanicie, los restos totalmente intactos de la super­ficie inicial, profundamente hendida por la red fluvial encajada en ella por erosión remontante.

El final de ese encajamiento vendría determinado por la adquisición, por parte de los distintos ríos, de su «perfil longitu­dinal regularizado o de equilibrio». Tal perfil teórico es aquel capaz de asegurar al río la energía justa y precisa para man­tener el flujo de sus aguas, y la capacidad de transporte de sus acarreos y la de los que le suministran las vertientes del valle pero sin ejercer nuevas acciones erosivas sobre su cauce ni abandonar en él nada de su carga de sedimentos.

Después de la fase juvenil, alcanzada mediante la adquisición por la red fluvial de su perfil regularizado o de equilibrio, el territorio avanzaría, según Davis, hacia su estadio de madurez mediante la suavi-zación de las vertientes y laderas de los valles de la región, pasando de la altipla­nicie al territorio ondulado pero todavía de relieve acentuado, del que ya habrían desaparecido todos los vestigios de la primitiva superficie inicial en la cual las alomadas cumbres serían tangentes a la altiplanicie inicial ya desaparecida.

En la figura 2, se puede ver un gráfico en el que se ve la evolución del perfil de equilibrio y compararlo con el real (r). Los perfiles (a,b,c) son antiguos y los (1,2,3) son teóricos a los que podría tender su evolución mediante erosión remontante desde pl, p2, p3, respectivamente y se­dimentación desde esos puntos hasta la desembocadura.

Por otra parte, la red fluvial que hasta entonces había sido de carácter predo­minantemente consecuente, es decir, condicionada en su disposición por la desnivelación general regional entre el territorio elevado y su nivel de base, el mar, empieza a mostrar claras adaptaciones a la estructura y a la litología del sustrato rocoso.

La paulatina evolución de la red fluvial durante el estadio de madurez determina­ría la aparición de nuevos afluentes y el desarrollo preferente de los ya existentes a favor de las zonas de mínima resistencia a la erosión, tales como estratos blandos o fallas. Estos cursos fluviales se denomi­nan subsecuentes y su rápida evolución determina que sean capaces de capturar a otros cuya capacidad de encajamiento y retroceso erosivo sea inferior, con lo que la red fluvial va adquiriendo paulatinamente el carácter de subsecuente adaptándose a las estructuras tectónicas de la región. Pero también, la suave pendiente de las lade­ras que caracterizan a este estadio maduro del relieve, determina que los derrubios que a lo largo de ellas llegan a los cauces fluviales sean progresivamente de menor tamaño, con lo que la carga de los acarreos fluviales disminuye gradualmente de peso. Esto obliga al río que para conservar su perfil de equilibrio tenga que disminuir su pendiente encajándose, suavemente y poco a poco, en forma de erosión remontante debido al exceso de energía disponible que resulta de aquella disminución del peso de los sedimentos transportados.

Esta situación continuada, lleva paulati­namente al estadio de senilidad del desa­rrollo del «ciclo geográfico». Las laderas se van suavizando, los derrubios de ellas liberados, descienden cada vez con mayor dificultad y los mismos que al llegar a los cauces fluviales, pueden ser transportados por los ríos con menos gasto de energía. El sobrante de esa energía se sigue utilizando en rebajar la pendiente y la elevación del perfil de los cursos fluviales en relación a su nivel de base, y en función de ello todas las laderas y vertientes se rebajan y suavizan igualmente.

Así con el tiempo se va alcanzando paulatinamente el estadio final del ciclo geográfico, que Davis denominó penilla­nura. Se caracteriza porque el relieve se ve reducido a ondulaciones sumamente suaves, casi imperceptibles, que separarían mutuamente extensos valles fluviales de topografía prácticamente llana y ocupados por potentes depósitos fluviales.

Igualmente, las zonas suavemente alo­madas que separarían cada uno de estos amplios valles estarían recubiertas por espesos mantos de alteración de materia­les muy finos que, en razón de las insig­nificantes pendientes de las laderas, sería muy difícil movilizarlos hasta el cauce de los ríos.

El agente de esta evolución propuesta por Wilson sería la red fluvial que, tras encajarse en la primitiva superficie ini­cial del territorio, adquiriría su perfil de equilibrio determinando a continuación que la topografía de las vertientes de la región se rebajen y suavicen.

Complicaciones a la Teoría de Davis

El propio Davis admitía que su ciclo de erosión normal podía sufrir una se­rie de complicaciones que alterasen la pauta ideal de la evolución del relieve, tales complicaciones podrían ser de dos tipos.

– Interrupciones del Ciclo Geográfico.

La Teoría de Davis implica muy largos períodos de estabilidad tectónica. Así, si durante el desarrollo de un ciclo erosivo de este tipo sobreviniera una nueva elevación generalizada del territorio, éste experimen­taría una desnivelación suplementaria en relación al nivel de base.

Cada vez que se desencadenase un nuevo levantamiento de tipo tectónico generalizado cuando aún está actuando un ciclo erosivo llevaría, según Davis, a la interrupción de su normal desarrollo y a la elaboración transitoria de morfolo­gías compuestas policsclicas, en las que coexistirían dos o más penillanuras esca­lonadas en trance de elaboración, y de las cuales la más baja y moderna progresaría remontantemente en detrimento de la más antigua y elevada a la que acabaría por eliminar.

– Discrepancias accidentales del Ciclo de Davis.

La teoría del ciclo normal de Davis, parte de un clima reinante en la región considerada de elevada humedad para que el desarrollo de las redes fluviales sean propicias como para poder actuar y ejercer acciones erosivas importantes. Por ello aquellos dominios climáticos en que las aguas de escorrentía fueran escasas (regiones áridas y desérticas) o estuvieran en morfogenético según el modelo del ciclo de erosión normal, tal como ha sido ex­puesto. Así, los climas áridos y glaciares constituirían, según Davis, excepciones atípicas del caso general representado por las regiones húmedas, en las que se cumpliría el modelo davisino, constitu­yendo de esta manera las «discrepancias accidentales» del mismo.

La elaboración del relieve por parte de la actividad volcánica como agente cons­tructivo de origen endógeno y el peculiar comportamiento de las calizas frente a los agentes geológicos externos, constituirían otros casos de discrepancias anómalas del tipo de las anteriores.

En el caso de las calizas, su gran so­lubilidad permite la infiltración a través de ellas de las aguas superficiales por sus grietas y fisuras, con lo que la escorrentía fluvial es sumamente escasa en estas re­giones y, por tanto, también su actividad erosiva. En cambio, en el interior de los macizos calizos, las aguas infiltrantes efectúan una importante labor erosiva por disolución de la roca, que en cierta manera es erosionada desde dentro en vez de serlo solamente desde la superficie.

3.2. Modelo de la escuela alemana

Los geomorfólogos alemanes critica­ron el razonamiento de Davis por la falta de base empírica y el excesivo carácter deductivo del razonamiento davisiano. Como contraposición nace un modelo que se basaba en los siguientes puntos;

– Cada tipo de clima presenta modalida­des específicas en su acción erosiva.

– No existen largos períodos de estabili­dad tectónica, separados por cortos.

– No existen casi momentos instantáneos de levantamiento generalizado.

– Por el contrario ambos fenómenos serían de duración equivalente, o al menos comparables.

– La erosión sería inmediata y simultá­nea con la elevación tectónica y no un
proceso sucesivo y posterior.

– Los territorios que tienen una cota parecida podrían ser, en vez de peni­llanuras davisianas rejuvenecidas, el resultado de una erosión más rápida
y eficaz de las zonas culminantes que de las de elevación inferior.

Según este último punto, a medida que se creara un relieve por efecto de defor­maciones tectónicas, las iniciales cumbres dominantes verían disminuir su cota más aceleradamente que las cimas menos ele­vadas, con lo que la cota de ambas tendería progresivamente a igualarse y a definir un nivel de cumbres. Esta concepción debida a A. Penck, se opone así a la identifica­ción de las regiones con cimas situadas a altitudes próximas con antiguas peni­llanuras rejuvenecidas por una evolución policíclica, según la interpretación que Davis propone a tales regiones.

3.3.Escuela francesa. Geomorfología climática

A mediados del siglo pasado, surge en Francia, quizás influidos por los geomor-fólogos franceses, una comente en el es­tudio del relieve, que se caracteriza por el rotundo rechazo a la teoría del ciclo geográfico de Davis y por la importancia que se le otorga al clima como principal condicionante en el modelo del relieve.

El principal impulsor de esta escuela fue E. De Martonne, aunque el más re­presentativo siempre ha sido J.Tricart.

Frente a la concepción davisiana del ci­clo de erosión normal, la escuela francesa opina que el modelado del relieve no sigue una pauta cíclica y que no existen unas condiciones «normales» para su elabora­ción. Por el contrario señalan que existen unos cuantos dominios climáticos, a los que se pueden reducir todas las varieda­des de climas y rnicroclimas posibles, en cada uno de los cuales la morfogénesis adopta modalidades específicas como consecuencia de la actuación de procesos y mecanismo erosivos que, hasta cierto punto, son propios y característicos de cada uno de ellos.

La delimitación e individualización de cada uno de esos dominios climáticos no es neta, sino que se pasa de unos a otros de forma gradual y difusa. Ello es así, tanto porque la separación entre los distintos tipos de climas tampoco puede ser estable­cida de forma tajante, como por el hecho de que los distintos agentes erosivos y los procesos y mecanismos morfogenéticos que ellos determinan no son estrictamente peculiares y específicos de cada una de esas grandes divisiones climáticas.

De ahí, que exista una clasificación de los agentes geológicos externos atendiendo a estos criterios, de la siguiente forma:

– Zonales: condiciones ambientales, agentes erosivos, procesos y mecanis­mos morfogenéticos, y formas de relie­ve resultantes que tienen un carácter de exclusividad específica de un dominio climático dado.

– Azonales: los que pueden ser comunes a cualquier dominio climático.

– Polizonales: los que son propios de más de un dominio.

– Extrazonales: pueden ser caracterís­tico de alguno de ellos, pero pueden darse de forma esporádica o accidental en otros.

El sistematizar y caracterizar, a efec­tos geomorfológicos, los mencionados dominios climáticos sería sencillo si las condiciones en que se realiza la elabo­ración del modelado del relieve fueran estrictamente zonales, si el clima no ex­perimentara variaciones a lo largo de la historia geológica. Sin embargo, ninguna de ambas condiciones se cumple sino que, por el contrario, el relieve se ha generado a lo largo de una sucesión de climas cam­biantes, por obra de una serie de procesos y mecanismos erosivos determinados en cada instante a grandes rasgos por el clima reinante, pero entre los que coexisten los de carácter zonal con otros azonales, polizonales y extrazonales.

3.4.Teoría de pedíplanación de LC. KING

Ya se ha visto anteriormente que los conceptos de Geomorfología climática y de Penillanura davisiana son, en princi­pio, antagónicos, ya que esta última es el resultado final y obligado de la evolución del relieve, en tanto que la primera postula, que el modelado del paisaje sigue pautas diferentes y específicas según el sistema morfoclimático de que se trate. Además, esa situación no tendería a situaciones cíclicas y repetidas del relieve, como en el modelado davisiano, sino a un desarrollo progresivo condicionado por sucesivas y diferentes condiciones tectónicas y climáticas.

Pero, ¿Cómo explicar la existencia en la Naturaleza de territorios más o menos extensos de topografía muy suave o casi horizontal y de indudable origen erosivo, a las que se aplica el nombre de superficies de erosión?

La formación de las «superficies de erosión» responde en muchos casos, pro­bablemente, al retroceso de las laderas de una región paralelamente así misma, tal como supuso L.C.King en los años sesenta. Según él, en una ladera pueden distinguirse cuatro sectores de arriba abajo: cresta o parte alta, escarpe, o segmento de máxima pendiente, talud de derrubios o de acumu­lación de los fragmentos rocosos caídos o arrastrados por las aguas desde zonas más altas, y pedimento o rampa en suave pendiente que une la ladera con el fondo del valle

Las acciones más eficaces desde el punto de vista erosivo se producen en el escarpe, ya que allí las aguas de preci­pitaciones más arriba han adquirido ya un caudal y velocidad de escorrentía suficientes. Al pie del escarpe las aguas de arroyada pierden paulatinamente su capacidad de erosión por ir ya muy car­gadas de acarreos sólidos, parte de íos cuales abandona en el talud de derrubios y en el pedimento, en el que además se esparcen y diseminan antes de llegar al cauce del fondo del valle. El resultado es que el escarpe va retrocediendo, y con él, toda la ladera, pero permanecen los cuatro sectores descritos diferenciados, y determinando la progresiva extensión y ensanchamiento del pedimento. El arra­samiento erosivo del territorio vendría así determinado por ese ensanchamiento de los originales pedimentos de las laderas y por la unión lateral y remontante de varios de ellos para dar una pedillanura.

Para que una evolución de este tipo se diera es necesario que la erosión en el escarpe por obra de las aguas de arro­yada sea suficientemente intensa, lo cual solo ocurrirá si la protección del terreno por la vegetación es poco eficaz, por su escaso desarrollo y carácter disperso, y si las precipitaciones son marcadamente concentradas y violentas. Ambas condi­ciones se dan preferentemente y de forma más neta en los ambientes propios de los sistemas morfoclimáticos árido y subárido, en los que la vegetación es escasa y la precipitación es abundante en cortos períodos de tiempo, tipo tormentoso, pero que aunque distanciadas en el tiempo de gran eficacia erosiva.

Así es aconsejable sustituir el con­cepto davisiano de penillanura término utilizado para el final de toda evolución morfogenética salvo en los dominios glaciares o extremadamente áridos, por el de pedillanura entendida como el resultado de una determinada pauta de desarrollo regresivo de laderas, solo viable preci­samente en ambiente árido y subárido. Las superficies de erosión dejan así de ser testigos de una evolución policíclica para representar formas zonales morfo-climáticas muy elaboradas y de notable extensión.

3.5.Orientación actual del modelado del relieve

En la actualidad la Geomorfología no sigue ninguna concepción dogmática, aunque sí recoge todas las ideas útiles que han ido surgiendo a lo largo de su desarrollo histórico como ciencia desde el siglo pasado. Se trata de llegar a con­clusiones por métodos inductivos basados en la observación e incluso en la experi­mentación.

Es probable que nunca pueda llegarse a establecer una pauta de validez general para el modelado y evolución del relieve, sino solamente a modelos locales y parcia­les para la explicación de la morfogénesis concreta de regiones determinadas. De esta forma, los rejuvenecimientos que propone Davis han de ser interpretados y deduci­dos a la luz de los actuales conocimien­tos tectónicos sobre la dinámica cortical, en concreto en relación con la teoría de la Tectónica de Placas. Esto implica la conexión de la Geomorfología con otras ciencias geológicas, por lo que se debe de abandonar la idea de una evolución cíclica en el modelado, sustituyéndola por la noción de desarrollo continuado de la historia de los fenómenos y modi­ficaciones experimentadas por la corteza terrestre, tanto desde su interior (Geodi­námica Interna) como en su superficie (Geodinámica externa).

En la actualidad se acepta únicamente el control que sobre el modelado del relieve ejerce el clima y sus cambios. Por ello, los planteamientos de Geomorfología Climá­tica resultan correctos, pero sólo cuando se complementan con la consideración de la litología y estructura de la región y las deformaciones y los movimientos tectó­nicos que la han afectado, principalmente los más recientes (Neotectónica). Por otra parte, las acciones, procesos y mecanismos erosivos que el clima controla y determi­na, se estudian cada vez con mayor rigor y detalle, utilizando los conocimientos y métodos físicos, químicos, matemáticos y técnicos que resulten necesarios y ade­cuados.

4. ESTRUCTURA Y DISLOCACIONES TECTÓNICAS

Las fuerzas que actúan sobre un ele­mento de materia pueden ser de dos tipos (Ramsay, J. 1977): las primeras surgen en el seno del material y son proporcionales a la masa de este (por ejemplo, la gravedad, la fuerza magnética…), se conocen como fuerzas másicas. Las del segundo tipo se conocen como fuerzas de superficie, actúan sobre la superficie de un cuerpo, esta fuerza por unidad de superficie se denomina esfuerzo.

Las condiciones de esfuerzo que exis­ten en el interior de la corteza terrestre conducen a ía deformación de la roca de una manera permanente.

Una roca sometida a un esfuerzo, teóricamente, puede comportarse como un cuerpo elástico, caso en que la de­formación es reversible, como un cuerpo plástico, cuya deformación es permanente por encima de un cierto límite de esfuer­zo, y como un cuerpo viscoso, donde la deformación está en función del tiempo, además del esfuerzo.

En la naturaleza, las rocas no son cuerpo elásticos, viscosos o plásticos. En el curso de la deformación pueden reaccionar como material elástico-plás­tico, plástico-viscoso, combinando varios comportamientos o variando éste a lo largo del tiempo.

Los factores principales que influyen en este comportamiento son: la presión confinante, la temperatura, la cantidad de agua u otros fluidos que contiene la roca, la profundidad y las características de la roca.

De las condiciones físico-químicas del medio en que se produzca la deformación y de la cantidad y tipo de esfuerzo aplica­do van a depender las estructuras que se formen y el campo en el que tenga lugar. En determinadas circunstancias, las rocas se comportan como frágiles y llegan a la rotura.

Las estructuras que se encuentran en las rocas se pueden agrupar en cuatro tipos de deformación:

– Elástica. Como es la respuesta de las rocas al paso de las ondas sísmicas producidas por la energía liberada en un foco sísmico, si ésta no alcanza un valor muy alto, o las deformaciones de ía corteza debidas a la atracción del Sol y la Luna. Esta deformación no es permanente y sólo puede estudiarse en el momento en que sucede, cuando es
aplicado el esfuerzo.

– Viscosa. En general, está asociada a rocas que sufren una fusión parcial en zonas profundas de la corteza. Es el caso de los domos gneísicos, que ascienden a la superficie por su menor densidad. Sin necesitar tempe­raturas y presiones elevadas, algunas rocas, como las arcillas y las sales, materiales muy plásticos, adquieren deformaciones viscosas. Las sales a una cierta profundidad son poco den­sas y tienden a ascender hacia zonas más superficiales de menor presión, originando diapiros salinos.

– Plástica. Cuando las rocas se defor­man dentro del campo plástico, se comportan como un material dúctil, dando origen a las estructuras deno­minadas pliegues. Se llama también deformación continua, ya que por lo general no tiene planos de rotura.

– Frágil. Cuando se rompe la cohesión interna de los materiales rocosos que se deforman en su campo elástico, se dice que la roca es frágil y las condi­ciones de esfuerzo en el momento de la rotura definen el límite de esfuerzo de la resistencia frágil. Las rocas pueden sufrir o estar sometidas a un esfuerzo hidrostático compresivo y reaccionar cambiando de volumen. Pero, si este esfuerzo es de tracción, la roca rompe cuando se igualan los valores de los esfuerzos cohesivos. Son los esfuer­zos de cizalla los que conducen a la formación de las fallas y fracturas.

4.1. Pliegues

Las estructuras típicas de una roca que se deforma dentro de su campo plástico son los pliegues. Las condiciones de presión y temperatura pueden ser muy variadas.

Los pliegues resultan de la curvatura de elementos planos o lineales. Estos elemen­tos son indicadores de la distorsión que ha sufrido un determinado material o roca y de los caracteres geométricos de esta.

En la naturaleza, una superficie ple­gada se puede asimilar, en la mayor parte de los casos, a una forma cilindrica, si no en su totalidad, sí considerándola en fragmentos de mayor o menor tamaño. La generatriz, o línea que se mueve en el espacio paralelamente a sí misma, de la superficie cilindrica corresponde en este caso al eje axial del pliegue. Una sección transversal, perpendicular a la dirección del eje, permite identificar una serie de elementos geométricos que describen el pliegue

El punto de máxima curvatura o pun­to de charnela separa los flancos de un pliegue y define una línea en la superficie curvada o línea de charnela.

Pero un pliegue no está formado por una única superficie, teniendo en cuenta las sucesivas superficies, el plano en que se sitúan las líneas de charnela es el plano o superficie de charnela, si contiene los ejes axiales, se denomina plano o super­ficie axial del pliegue.

La forma de los pliegues más inme­diata es la comparación con un arco o una cubeta. Un pliegue cuyos flancos convergen hacia arriba es un anticlinal, una estructura plegada cuyos flancos se cierran hacia abajo es un sinclinal.

Como el plano de estratificación es uno de los mejores guías en el estudio de los pliegues, teneindo en cuenta la posición estratigráfica de las cpas que forman la estructura, se denominan anticlinales aquellos pliegues que aparecen rocas mas antiguas en el nucleo, y sinclinales cuando el nucleo esta ocupado por las rocas mas modernas. Estas denominaciones no coinciden con una forma estructural determinada. Un antiforme es un anticlinal si estratigráficamente afloran en su parte interna los sedimetnos mas antiguos, o será un antiforme sinclinal si la sucesión estratigráfica es la contraria. El mismo caso sucede con los infromes. La relación geométrica entre superficies adyacente se puede definir construyendo las líneas que unen puntos de igual buzamiento (entendemos por buzamiento el angulo del pliegue con respecto a la horizontal). Usando este método, Ramsay, J. (1977) establece una clasificación de pliegues. Existen tres tipos de pliegues que se pueden considerar como clases fundamentales, su definición se basa en la curvatura de las superficies adyacentes. (Figura 8).

– Clase 1. La curvatura del arco interno del pliegue es siempre mayor que la del arco externo.

– Clase 2. La curvatura de los arcos interno y externo es la misma.

– Cíase 3. La curvatura del arco inter­no es siempre menor que la del arco externo.

Otra clasificación de pliegues puede hacerse en base a la orientación de la línea de charnela y de la superficie axial.

Pero no son sólo criterios geométricos o morfológicos los que diferencian distintos tipos de pliegues, estas formas obedecen a los mecanismos que rigen su formación.

Las relaciones entre el aumento de la deformación interna y los estados de es­fuerzo en los pliegues dependen de:

– La naturaleza y orientación del es­fuerzo y de las modificaciones que experimenta a lo largo del tiempo.

– Las propiedades geológicas iniciales del material y los cambios que sufren durante la deformación.

4.2. Fallas

Las fracturas son estructuras que resul­tan del comportamiento frágil de la roca, en las cuales los bloques se desplazan relativamente unos con respecto a otros de forma neta a favor de discontinuidades de dimensiones y características superfi­ciales variables.

Cuando el desplazamiento es impor­tante, las fracturas reciben el nombre de fallas, si tiende a ser cero, se denominan diaclasas.

Una falla es una discontinuidad entre dos bloques que han sufrido un despla­zamiento paralelo a la superficie de dis­continuidad.

El valor del desplazamiento se puede conocer midiendo la separación y el salto de falla. La separación es la distancia perpendicular entre las dos trazas de un plano guía desplazado, medida sobre el plano de falla. El salto es el desplaza­miento entre dos puntos anteriormente adyacentes

En el momento de la rotura se observa en los modelos experimentales que apare­cen dos planos de cizalla, que se cortan en líneas paralelas a la dirección del esfuerzo intermedio, y que la bisectriz del ángulo agudo entre estos planos corresponde al eje máximo de esfuerzos. De acuerdo con Anderson (1955), se pueden considerar tres tipos fundamentales de fallas, gene­radas por tres situaciones de los ejes de esfuerzos

Fallas normales:

El techo desciende con respecto al muro. Son fracturas propias de zonas de distensión, asociadas a grandes estructuras corticales. Los rift del Este de África y la dorsal Medio-Atlántica son un ejemplo. También se producen fallas normales en las últimas etapas orogénicas, distensivas, creando fosas tectónicas y zonas elevadas o horts. A menos escala, las fallas normales aparecen ligadas a otras estructuras tectó­nicas, que provocan extensiones en algunas direcciones, como pliegues, diapiros…

Fallas inversas:

El eje de esfuerzo máximo, esfuerzo compresivo, se sitúa en la horizontal. El bloque techo sube con respecto al bloque muro. Las fallas inversas están relaciona­das con etapas compresivas y acompañan al plegamiento. Cuando el plano de falla está muy poco inclinado, se suele hablar de cabalgamiento.

Fallas de dirección:

La componente de desplazamiento principal se sitúa en la horizontal. El movimiento de los dos bloques es sinestral si un observador colocado sobre la traza del plano de falla ve avanzar hacia él el bloque de su izquierda, si es el bloque si­tuado a su derecha el que se mueve hacia el observador, es destral.

Además de las grandes fallas en direc­ción que afectan a grandes áreas, estas fracturas pueden estar relacionadas con el plegamiento, siendo sincrónicas, anteriores o posteriores a él.

Un tipo especial de fallas en dirección son las fallas transformantes, que limitan 2 bloques litosféricos que se mueven en sentido contrario y desplazan segmentos de otros tipos de límites, fosas o dorsales. El movimiento es contrario al esperado en una falla en dirección.

El otro tipo de fracturas, las diaclasas, aparecen como una asociación de planos de discontinuidad más o menos regularmente espaciados en una roca. El origen de las diaclasas es diverso. Se presentan asocia­das a otras estructuras, a los procesos de distensión regional y al enfriamiento de las rocas ígneas.

5. LOS PROCESOS EXTERNOS, SUS MECANISMOS

Los procesos geológicos externos son aquellos que realizan el modelado del re­lieve. Se sirven de los llamados agentes externos para realizar su labor y se pueden concretar en la meteorización, la erosión, el transporte y la sedimentación.

Las “herramientas” que utilizan los me­canismos son principalmente el agua en sus diversas formas y aspectos, y el viento; sin descartar los cambios de temperatura, la gravedad e incluso los seres vivos.

5.1. Meteorización

La meteorización es la alteración “in situ” de los materiales, provocada funda­mentalmente por la acción de los agentes atmosféricos, que son controlados por el clima. Consiste en la descomposición y disgregación, de los materiales más superficiales de la corteza terrestre por la acción simultánea de los agentes de la meteorización mecánica, química y biológica.

Meteorización mecánica

Este tipo de meteorización efectúa una labor disgregadora de los materiales. Es muy importante en climas árticos y de­sérticos, mientras que es nula en climas tropicales. Puede ser de diferentes tipos:

– Gelivación, gelifracción o crioclastismo: que consiste en la rotura de los materiales debido al paso del agua de es­tado líquido a sólido, que lleva implícito un aumento de volumen del orden del 10%, lo que supone una fuerza de cuña que desgaja las rocas. Dichas fuerzas alcanzan valores de hasta 2.000 Kg/cm². lo que provoca el estallido de las rocas. Normalmente las pedrizas o canchales de nuestros paisajes, están formados por bloques angulosos, desprendidos de las paredes rocosas por gelifracción.

– Lajamiento: es debido a la descom­ presión (pérdida de presión de carga), por eliminación del material de recubri­miento, expandiéndose los minerales y rocas en función de su módulo de elas­ticidad (distinto para cada mineral) con lo que comienza la separación granular. Tal meteorización es frecuente en rocas plutónicas, que cuando afloran se descom­primen fracturándose según ciertas pautas geométricas. En el caso de los granitos y rocas afines, las fracturas (diaclasas) adoptan unas orientaciones ortogonales con las producidas por esfuerzos tectó­nicos que tras la separación granular y meteorización química, dan al paisaje una fisonomía característica que se llama pai­saje en bolos.

– Meteorización térmica: producida por las oscilaciones diarias de la temperatura,
que provocan una descamación superficial de las rocas. En los climas áridos y subá-ridos, condicionados por los anticiclones subtropicales, son frecuentes oscilaciones de 35-40C en un solo día. Si la roca esta compuesta por minerales leucocratos (de colores claros) y melanocratos (de colores oscuros), la cantidad de calor absorbida por cada uno de ellos será diferente y, por lo tanto, también la variación de volumen experimentada por cada uno de ellos, con lo que se facilita la disgregación de la roca.

– Las raíces de las plantas: al penetrar y crecer, ejercen una labor mecánica im­portante que acompañada por el azote del viento en las ramas, produce un movimien­to de palanca en el tronco de los árboles y arbustos que se transmite a los órganos radiculares, que de esta forma transmiten esfuerzos a los materiales facilitando su alteración.

Meteorización química

La meteorización química y bioquímica forman en conjunto una serie de mecanis­mos químicos que, junto con los físicos antes mencionados, que en realidad prepa­ran esta acción química, van destruyendo los minerales y los material es-origen hasta sus últimas consecuencias; en definitiva, su límite está en la disolución iónica total de tales materiales.

Todos los materiales o rocas origen, cuando se exhuman, están en un auténtico desequilibrio con el medio, especialmente ante el nuevo quimismo con que se enfren­tan y además, muy especialmente las rocas ígneas y metamórficas, en franca inestabi­lidad física, ya que los condicionantes de presión y temperatura en que se engen­draron, son muy diferentes en el ambiente de exhumación; por eso, los minerales formados a altas presiones y temperatu­ras, presentan una composición química, mucho más inestable y por lo tanto, más alterable que los que se han formado en condiciones menos energéticas.

Cuanto mayor se la diferencia entre las presiones y las temperaturas en que se ge­neraron los minerales y los condicionantes hipergénicos, actuales, tanto mayor será el debilitamiento de los enlaces iónicos y moleculares, y tanto más fácilmente se destruirá el mineral, al combinarse sus constituyentes con los geoquímicos propios del nuevo ambiente.

La ejerce fundamentalmente el agua y los gases que lleva disueltos, produce un desmoronamiento de la red cristalina o una descomposición del mineral. Hay una serie de factores que controlan este tipo de meteorización, como son: la composición mineralógica de las rocas que sufren la alteración; la intensidad del proceso de ataque, que depende del clima o la inten­sidad relativa de los medios de destrucción mecánica, que facilita la penetración del agua, y expone nuevas superficies de roca a la meteorización.

La meteorización química reviste di­versas modalidades:

– Disolución: provoca un desmorone de la red cristalina ya que se produce una io­nización y posterior escape de estos iones por los agentes de la geodinámica externa. Se da en materiales solubles en agua como las sales (balita, silvina, carnalita), sulfatos (yeso) y carbonatos (calcita). Los iones cloruro y sodio son arrastra­dos por el agua, que se comporta como un dipolo, provocando la distorsión del cloruro de sodio y facilita la emigración de los iones.

– Carbonatación: consiste en el ataque químico efectuado por las aguas que llevan en disolución dióxido de carbono. Durante las lluvias el agua atmosférica disuelve cier­ta cantidad de dióxido de carbono contenido en la atmósfera, incorporándolo a la preci­pitación. Dicho contenido o presión parcial de dióxido de carbono aumenta durante la percolación o infiltración, por ser el suelo rico en dióxido de carbono procedente de la descomposición bacteriana de la mate­ria orgánica. La presencia del dióxido de carbono disuelto en el agua en forma de ácido carbónico, según la expresión: Este ácido carbónico le da carácter ácido al agua y, por tanto, agresivo, permitiendo un mayor ataque químico al aumentar el poder de disolución. Si bien la carbonatación es un proceso genera­lizado en todo tipo de rocas, se produce un mayor grado de desarrollo en las rocas carbonatadas.

– Hidrólisis: o descomposición por el agua, implica un cambio químico, no una ionización. Los minerales hidroliza-bles incluyen en sus complejas fórmulas elementos solubles en estado de cationes que son liberados en el ataque químico, mientras el residuo insoíuble se organiza en nuevas estructuras minerales. Se puede considerar la hidrólisis como el mecanismo más importante de la alteración hipergéni-ca, ya que es el encargado de destruir los silicatos y aluminosilicatos, y estos son los minerales más abundantes que forman la corteza terrestre.

– Hidratación: consiste en la entrada de moléculas de agua en algunos minera­les favoreciendo su posterior erosión, ya que es más soluble el mineral hidratado, o adquiere un mayor volumen y super­ficie de exposición a la meteorización química.

– Oxidación: que se produce porque las aguas llevan disuelto oxígeno, que puede oxidar los iones ferrosos contenidos en buen número de minerales. Una vez oxida­do en estado férrico, el hierro es altamente insoíuble, precipitándose y tiñendo de rojo y amarillo-ocre el suelo. Por su abundancia y sensibilidad, los minerales más afectados por la oxidación son los ferromagnesianos de las rocas en­dógenas. El hierro y manganeso, en estado fe­rroso y manganeso, se transforman en compuestos férricos y mángameos.

Meteorización biológica

La meteorización biológica y la reali­zada por los seres vivos, puede ser tanto de tipo mecánico, como químico. Se pro­duce a pequeña escala y contribuye a la oxigenación, nitrogenación, etc. de los suelos (ver cuadro página siguiente).

5.2.La erosión

La erosión es ejercida por agentes diná­micos que afectan a la roca. Estos agentes son el agua y el viento. El agente principal de erosión son las aguas de escorrentía superficiales tanto en forma líquida como sólida (glaciar).

La escorrentía superficial comprende todo tipo de aguas que movilizadas por la fuerza de la gravedad discurren por la superficie terrestre arrancando y ponien­do en movimiento los fragmentos de roca producidos por la meteorización mecánica o en disolución producidos por la meteo­rización química, en el caso del glaciar sólo será posible el primer caso.

Las aguas de escorrentía superficial pueden estar encauzadas (ríos y torren­tes) o no (aguas salvajes o de arroyada difusa), la acción morfogenética de cada una de ellas es distinta y dan por tanto formas diferentes de modelado de relieve. Sin embargo los mecanismos de erosión, transporte y sedimentación son comunes para los tres. Además deben estudiarse las aguas subterráneas, por su importancia en el modelado kárstico.

La erosión del viento puede producirse de dos formas una arrancando y poniendo en movimiento las partículas: deflacción, y la otra desgastando los obstáculos con los que choca por el transporte de partículas en suspensión (abrasión).

5.3.Transporte

El transporte se puede realizar de muy diversas formas, depende fundamentalmen­te de la velocidad del fluido o viento y del peso y tamaño de la partícula.

Así puede ser por arrastre, rodamiento, saltación, suspensión y disolución.

La velocidad alta y el tamaño pequeño contribuirá al transporte por flotación o suspensión, mientras que elevado tamaño y poca velocidad suponen transporte por arrastre o rodamiento. La disolución sólo será posible en el agua líquida y aquellas sustancias que puedan hacerlo. Todo esto queda reflejado esquemáticamente en el denominado “diagrama de Hjulstróm”

Todas estas circunstancias suponen que el transporte realice lo que se conoce como selección, es decir; según va disminuyendo la velocidad del fluido se irán depositando los cantos de mayor tamaño y así sucesi­vamente. Esta selección no se produce en el transporte por hielo donde los cantos no pueden depositarse al ir en suspensión atrapados dentro del mismo, tampoco se puede producir el redondeamiento de los cantos como en un medio fluido, pues el transporte no se puede hacer por roda­miento. Todas estas peculiaridades en un depósito sedimentario nos hablan del medio de transporte y por lo tanto del tipo de ambiente geológico.

5.4.Sedimentación

Es el proceso por el cual los mate­riales dejan de transportarse, la energía de transporte se hace cero. Existe por lo tanto una relación directa entre el trans­porte y la sedimentación que igualmen­te queda reflejada en el diagrama de la figura 11.

Cuando la potencia del agente de trans­porte, río, viento, etc., disminuye, puede ser insuficiente para transportar toda la carga, entonces parte de ella es depositada. Las manifestaciones de estas deposiciones constituyen fundamentalmente las llanu­ras de acreción o inundación, bien sean actuales o antiguas (terrazas).

El depósito puede originar un relieve distinto del producido por la erosión. En­tre los más importantes están: las llanuras aluviales, las terrazas fluviales.

Finalmente hay que significar que es en el depósito donde se realiza la verdadera selección de los materiales por su tamaño, pudiéndose clasificar en bien clasificados y mal clasificados.

En las características del depósito intervienen una serie de factores tanto físicos como químicos que lo caracte­rizan y crean el denominado ambiente sedimentario.

– Los factores químicos son: el pH, potencial de ionización y el de óxido reducción.

– Entre los físicos el más importante será el tamaño de la cuenca tanto en ex­tensión como en profundidad.

Los materiales que forman un depósito se pueden clasificar en cuatro grupos:

– Materiales no alterados que provie­nen de rocas preexistentes (resístalos), serán los más estables como el cuarzo. Pero si las condiciones lo permiten (meteorización química poco activa, transporte rápido e importante) ciertos minerales menos estables (tales como los feldespatos) pueden incorporarse al sedimento sin sedimentación previa.

– Materiales que provienen de la meteo­rización de los componentes menos estables de las rocas preexistentes, (minerales de neoformación) son los denominados minerales de arcillas.

– Materiales que provienen de la preci­pitación de sustancias disueltas en el agua al variar las características fisicoquímicas de la misma, como son los carbonates, sulfates, etc.

– Materiales que proceden de orga­nismos, restos esqueléticos y mate­ria orgánica y que forman también carbonates, fosfatos, sílice etc).

6. FACTORES CONDICIONANTES DE LOS MECANISMOS DE EROSIÓN, TRANSPORTE Y SEDIMENTACIÓN

Los mecanismos de erosión, transpor­te y sedimentación se ven condicionados en cada uno de los procesos geológicos anteriormente vistos por tres factores fundamentales: la litología, la tectónica y el clima, cada uno en mayor o menor proporción según el proceso y tipo de mecanismo.

Quizá el factor más condicionante sea el clima ya que de él depende la existen­cia de los procesos geológicos externos y de que por lo tanto actúen con más o menos intensidad los agentes geológicos; en segundo lugar podríamos destacar la litología, ya que la naturaleza de la roca puede intervenir y condicionar en la ve­locidad e intensidad del proceso y por último la tectónica que puede influir en determinadas ocasiones pero de una forma muy activa.

6.1. Influencia del clima

La meteorización mecánica es muy importante en los climas árticos y desér­ticos, mientras que se puede decir que es nula en climas tropicales.

La meteorización térmica es propia de los climas áridos y subáridos condi­cionados por los anticiclones subtropica­les, donde existen oscilaciones térmicas importantes que pueden llegar hasta los 50°C.

Mientras que la meteorización química queda restringida a los climas templados húmedos y ecuatoriales donde existen precipitaciones persistentes, mientras que en los climas desértico y árido será muy débil o nula.

Una clara influencia del clima lo te­nemos en la formación de las terrazas fluviales.

Su origen está en la denominada varia­ción del nivel de base. El nivel de base es el punto en que la energía de la corriente fluvial se anula. Suponiendo una red flu­vial jerarquizada y madura, dicho nivel de base lo constituyen las aguas oceánicas. El nivel de base es por tanto el último punto del perfil longitudinal de un río.

Desde hace muchos años los geomorfólogos han relacionado las variaciones en el nivel del volumen de agua almacenado en los océanos (y por tanto su nivel libre) con causas climáticas, concretamente con épocas de glaciarismo; en el caso de las terrazas, con el glaciarismo cuaternario.

Evidentemente durante una glaciación las precipitaciones en forma de nieve que­dan retenidas en los continentes, donde transformada en hielo logran formidables espesores. Al no existir escorrentía super­ficial, el balance final es una disminución del volumen de las aguas oceánicas, y por tanto un descenso del nivel del agua del mar. Contrariamente, en épocas intergla-ciares, hay fusión de los hielos y corrien­tes superficiales que retornan el agua al océano, subiendo su nivel. Hasta aquí la causa; ahora veamos sus efectos; cuando se produce una elevación del nivel del mar. asistimos a una transgresión marina, con lo que la desembocadura del río comienza a retroceder aguas arriba, produciéndose sedimentación en las zonas recién ganadas por el mar; es pues una época de aluvio-namiento (zona A fig. 12).

Por contra el descenso de las aguas del mar, supone una regresión, erosionando el río donde antes existía la sedimentación; asistiremos entonces al encajamiento del río en terrazas formadas en épocas de sedimentación.

Las oscilaciones del nivel del mar, debido a variaciones de volumen de agua (movimientos eusíáticos) sirven para justificar la formación de terrazas en el tramo bajo del río.

El clima influye directamente en los procesos de hielo y deshielo y en mantener las condiciones de temperatura constante para que exista glaciarismo, en el momento que estas condiciones desaparecen igual­mente ocurre con el hielo.

6.2.Influencia de La litología

Cuanta más edad posea una roca, mayo­res posibilidades y tiempo a tenido de ser objeto de meteorización en sus diversas modalidades. No obstante este factor pue­de quedar retardado y enmascarado si las rocas han estado largo tiempo sin aflorar, o bien protegidas bajo un potente manto de alteración o suelo, o simplemente cubiertas por una densa formación vegetal.

La textura y composición de las rocas influyen de una forma importante en la meteorización. Así el grado de cohesión entre los clastos, que pueden estar unidos por un cemento de SiO₂ muy coherente o de Ca CO₃, es lo que menos importa, la cohesión depende en su totalidad del cemento. El tamaño de los granos minera­les, es a veces un factor determinante; así ciertos tipos de granitos de grano grueso presentan menor grado de cohesión y fusionamiento entre los propios granos.

La porosidad y permeabilidad, como características texturales, pueden asimismo controlar la meteorización, al igual que el grado de plasticidad de las rocas que puede suponer la existencia de vertientes escarpadas o tendidas.

La propia composición mineralógica de las rocas, es quizás el factor más impor­tante de todos. Se han realizado numerosas experiencias y comprobaciones acerca del grado de meteorización (solubilidad) de diversos componentes. En 1938 Goldich comprobó como los minerales primeramen­te formados en un magma (a altas presio­nes y temperaturas) eran precisamente los más inestables frente a la meteorización química estableciendo una clasificación de minerales de susceptibilidad creciente a la meteorización que resulta ser justo la inversa de la secuencia de cristalización de los minerales de Bowen; resultando que el cuarzo, moscovita y ortosa son más esta­bles y resistentes a la meteorización que el olivino, piroxenos y anfíboles. Dentro de las plagioclasas son más estables las sódicas que las calcicas.

Otros como Jackson establecieron la secuencia de meteorización basada en la mayor o menor abundancia relativa de mi­nerales residuales en la fracción arcilla del suelo y que va de: 1° Yeso, 2° calcita, 3° olivino, 4° hornblenda y biotita, 5° albita. Si en la fracción arcilla aparecen el yeso y la calcita, indica una meteorización rá­pida. Si aparece la albita la meteorización fue lenta.

La composición de la roca influye no­tablemente en las formas erosivas, caso de los Karst y en la forma de transporte, disolución, transporte mecánico o coloidal, según sean sales, resistatos o arcillas.

6.3.Influencia tectónica

La alternancia de capas competentes e incompetentes. El espesor de los estratos, así como su geometría. El buzamiento, tipo de las juntas de estratificación. Grado y tipo de plegamiento y/o diaclasado. Des­plazamiento y transporte en masa de los materiales por las vertientes, etc., pueden influir en el grado de meteorización de las rocas.

El encauzamiento de los cursos flu­viales a lo largo de las fosas tectónicas y en los planos de falla (valles tectónicos) y en los sinclinales (valles sinclinales) son los casos más claros de influencia tectónica.

No hay que olvidar a este respecto la instalación de lagos igualmente en fosas tectónicas (lagos tectónicos), que muchos con el tiempo han dado lugar a grandes ríos como por ejemplo el Tajo.

También es de destacar en la erosión de las costas por el oleaje, la influencia del buzamiento; hacia el mar hará dis­minuir la erosión sobre los estratos y hacia el continente la aumentará por ser la superficie presentada hacia el mar más acreste y no suave como la primera, por lo que se favorecerá la fuerza del choque de la ola.

Los casos más claros de influencia de la tectónica en el mecanismo de erosión están sin duda en los fenómenos de ante­cedencia y sobreimposición.

Fenómeno de antecedencia.

El curso fluvial circula por una lla­nura aluvial encajando su valle en ella, posteriormente por debajo empieza a desarrollarse un anticlinal cuyo eje llegara a coincidir con el valle, ayudando de esta forma a que el río se encaje más al aumentar la erosión por conñuir por un lado el empuje vertical del levantamiento tectónico y por otra la propia erosión del río en su cauce contribuyendo a un reju­venecimiento general del relieve

Fenómeno de sobreimposición.

El curso fluvial se sobrepone a un an­ticlinal ya existente enterrado, la erosión fluvial poco a poco, va excavando su cauce hasta que se encaja en el eje anticlinal no pudiendo salir ya de él.

La existencia de los meandros, que pueden ser de posición fija, los encaja­dos en estructuras tectónicas, o divagantes, desarrollados sobre suelos.

Se piensa que estos meandros provienen de la incisión o encajamiento de mean­dros divagantes, bien porque el relieve se haya rejuvenecido (antecedencia) o bien por profunda erosión vertical del río hasta dar con un substrato compacto (meandros epigénicos o de sobreimposición), como es el caso del famoso meandro del Tajo en su paso por Toledo, serían claras influencias de las estructuras tectónicas.