Modelado kárstico

Recibe este nombre el conjunto de acciones y procesos de modelado condicionados por la presencia de rocas carbonatadas, fundamentalmente calizas, que, siendo solubles bajo determinadas condiciones, dan lugar a morfologías y paisajes peculiares. Es por tanto un tipo de modelado condicionado por la presencia de un tipo determinado de roca, la caliza, y la disponibilidad de agua líquida, más o menos cargada de dióxido de carbono disuelto, lo que limita el desarrollo de relieves kársticos a regiones intertropicales y templadas.

Este paisaje toma su nombre de la región de Karst, en Croacia.

La erosión por disolución del carbonato cálcico avanza tanto desde la superficie como desde el interior gracias a la infiltración de agua a través de grietas, fisuras y cavidades de disolución. Por ello se habla de formas exokársticas y formas endokársticas, y es también lo que hace que externamente los karsts sean paisajes muy áridos, pues toda el agua se infiltra.

Las formas exokársticas más simples son las huellas de disolución en forma de oquedades y, sobre todo, de canalillos visibles en la superficie de las rocas calcáreas. Reciben el nombre de lapiaces y pueden mostrar tamaños centimétricos, como los de las calizas de la sierra de Cazorla (Jaén) de la foto, o formar canales más profundos en la superficie de la roca.

La disolución superficial puede ser muy profunda y alcanzar gran desarrollo, dando origen a terrenos muy accidentados, como la superficie de este acantilado calcáreo de Guadamía en Asturias.

Algunas calizas afectadas por procesos de disolución, que aparecen perforadas por multitud de cavidades, reciben el nombre de caliza oquerosa, muy utilizada en jardinería con fines ornamentales.

Es frecuente la presencia en superficie de aberturas que comunican con las cavidades endokársticas, en forma de simas, pozos, cavernas..., que además de servir como sumideros o puntos de infiltración de agua hacia el endokarst, suponen cierto riesgo por la posibilidad de caídas. Esta abertura es una de las muchas que salpican el cerro de Calamorro en Benalmádena (Málaga).

En las regiones kársticas encontramos cañones de paredes muy escarpadas o verticales, incluso extraplomadas, gracias a la compacidad de la roca caliza y al desgaste que la humedad basal ejerce sobre el pie de la pared. Estos cañones con frecuencia son ciegos, terminan en fondo de saco, donde una surgencia o un sumidero dan nacimiento a una corriente fluvial o la hacen desaparecer, respectivamente. El de la fotografía se llama Hoz de Beteta (Cuenca) y por su fondo corre el río Guadiela.

Izquierda: De una surgencia kárstica nace el río Mundo en la sierra de Alcaraz (Albacete). Derecha: el "Pozo Azul" es la surgencia de un sistema de galerías frecuentado por aficionados al espeleobuceo que, a lo largo de casi 1.800 metros, atraviesa el macizo calcáreo cretácico de Covanera, en la provincia de Burgos. Estas aguas vierten en el río Rudrón, afluente del Ebro.

El hundimiento de cavidades internas se manifiesta al exterior en forma de torcas (a veces llamadas “dolinas en pozo”), como esta (izquierda) de los llanos de Pozondón (Teruel). Más cerca, en las proximidades de Titulcia, podemos ver otra torca, aunque en este caso el colapso se ha producido en yesos y no en calizas (foto de la derecha).

Además del hundimiento de cavidades internas, también se forman depresiones superficiales por disolución desde la superficie hacia el interior del complejo kárstico, generalmente a favor del punto de intersección de dos diaclasas. Estas depresiones se denominan dolinas o dolinas en embudo, por su forma ya que sus paredes no son escarpadas como en el caso de las torcas. El fondo de estas formaciones suele quedar relleno por arcillas de descalcificación que pueden servir como tierra de labor, tal como vemos en esta otra dolina (foto de la derecha), situada también en los llanos de Pozondón (Teruel). A la izquierda, abajo, un conjunto de dolinas en el alto valle de Miera (Cantabria).

Las dolinas pueden contener agua si su fondo se encuentra bajo el nivel freático, formando lagunas que suelen tener forma circular o ligeramente ovalada. Estas son algunas de las lagunas de Cañada del Hoyo, en Cuenca.

Otras rocas solubles pueden dar origen a formaciones kársticas similares a las que aparecen en rocas carbonatadas, aunque son menos frecuentes. Así ocurre con los yesos, en los que se pueden desarrollar sistemas de cavidades y galerías, como ocurre en Sorbas (Almería). La presencia de sales solubles se manifiesta muchas veces en hundimientos del terreno por el colapso de cavidades internas, como se ve en la foto de la izquierda, tomada cerca de Paredes de Sigüenza (Guadalajara). En esta zona se explotaron, hasta época reciente, las sales del subsuelo extrayendo agua mediante pozos y evaporándola en salinas, como las de Imón (Guadalajara), en la foto de la derecha.

Algunas de las cavidades internas de los macizos kársticos tienen una situación y un tamaño que permiten su acceso desde el exterior (cuevas, cavernas, diversos tipos de conductos), haciendo que las formaciones endokársticas estén entre las más conocidas por el público, como las estalactitas y estalagmitas, formas de depósito o calizas travertínicas que se forman por precipitación del carbonato cálcico disuelto en el agua de infiltración (techo de la cueva de Benidoleig, en Valencia).

Las estalactitas se forman lentamente a medida que el agua portadora de carbonato gotea a lo largo de la estalactita y precipita ese carbonato haciéndola crecer. En su extremo es posible ver las gotas de agua y, por tanto, asistir al proceso de formación, aunque, por su ritmo, no sea evidente (techo de la cueva de los Osos en Tella, Huesca).

El goteo procedente de las estalactitas también deposita carbonato cálcico bajo ella haciendo crecer una estalagmita desde el piso de la cavidad hacia arriba. Ambas formaciones pueden llegar a unirse formando una columna. La columna de la fotografía de la izquierda aparece de color negro por depósito de óxidos de manganeso. La presencia de otras sustancias minerales puede colorear de forma muy variada los depósitos que encontramos en las cavernas (izquierda: cueva de los Osos en Tella, Huesca; derecha: cuevas de Nerja en Málaga).

Además de estalactitas y estalagmitas, las morfologías que se pueden encontrar en las cavidades kársticas son virtualmente infinitas, aunque abundan las que toman forma de cascada por donde ha escurrido el agua que deposita el carbonato. El color verdoso se debe al crecimiento de algas inducido por la iluminación artificial de esta cueva (Benidoleig).

Otra formación en colada de las cuevas de Nerja, en Málaga. Estas cuevas se cuentan entre las más conocidas y de mayor afluencia turística de nuestro país.

También son comunes las formaciones en cortina, en forma de lámina, con mayor o menor desarrollo (cueva de los Osos en Tella, Huesca).

El agua que sale del macizo calcáreo (surgencias, manantiales, fuentes...) contiene carbonato en disolución (hasta 60 mg/l, según Derruau) que puede precipitar sobre los vegetales formando estas tobas que conservan la morfología, a veces con gran detalle, de los órganos cubiertos, en este caso musgo (río Mundo, Albacete).

Estas tobas corresponden a una facies de tallos, aludiendo al tipo de órganos vegetales recubiertos por el carbonato cálcico. La escala mide 20 cm. (Monasterio de Piedra, Zaragoza).

La continua ampliación de las cavidades del karst interno por evacuación de lo erosionado conduce a hundimientos que exhuman cavidades y conductos.

Además de minerales solubles, las aguas que circulan a través de los conductos del karst también transportan material detrítico procedente tanto de las impurezas insolubles contenidas en la caliza (en general arcillas, llamadas de descalcificación) como de fragmentos de la propia caliza. Algunos de estos conductos aparecen al descubierto cuando el karst se desmantela. En el caso de la foto de la izquierda, el conducto quedó relleno de material fragmentario que permite apreciar la ordenación por tamaño (granoselección) entre la base y la parte superior. La regla recuadrada mide 17 cm (proximidades de Aína en Albacete).Las imágenes que siguen a este párrafo pertenecen al paraje conocido como "ruiniforme de Tamajón", situado en las cercanías de esta localidad alcarreña. En algunas de ellas podemos apreciar conductos exhumados.

El estadío evolutivo final de un macizo kárstico bajo clima templado-húmedo es un paisaje de aspecto ruiniforme, también llamado torcal, por ensanchamiento de las cavidades y hundimiento continuado de sus techos, quedando bloques aislados rodeados por terrenos arcillosos formados por las arcillas de descalcificación. Parecida situación ocurre en el caso de su desarrollo como macrolapiaces con formación de callejones y pináculos (El Tormo de la Ciudad Encantada de Cuenca).

Los restos del karst pueden originar un paisaje original con formas caprichosas y profusión de pasajes estrechos, arcos y puentes. También son muy característicos los bloques en pedestal o con forma de seta por acción de la humedad cerca de la base o en el seno del regolito (el Teatro de la Ciudad Encantada de Cuenca).

A veces el relleno arcilloso residual del karst puede contener minerales de interés económico, con frecuencia de hierro (limonita, siderita,...), que se han concentrado tras ser eliminado el carbonato cálcico por disolución. Así ocurre en esta zona de Cabárceno (Cantabria), donde actualmente existe un "Parque de la Naturaleza". La excavación de ese depósito para su aprovechamiento ha dejado un paisaje pintoresco erizado de pináculos calizos, donde aún abundan los minerales de hierro.

Uno de los paisajes calcáreos más peculiares es el que aparece en el Torcal de Antequera (Málaga), donde la estratificación de las calizas jurásicas en una serie de numerosos bancos de pequeño espesor da lugar a formas de gran belleza.

Modelado glaciar

Se puede definir un glaciar como una masa de hielo policristalino procedente de nieve compactada y recristalizada. Esta masa de hielo se mueve desplazándose a favor de pendiente en un proceso de descarga desde la zona de acumulación hacia zonas bajas y/o marginales, en las que se produce la pérdida de hielo, ya sea por ablación (fusión, evaporación o sublimación) o por desmembramiento de la masa de hielo sobre aguas continentales o marinas.

Por lo tanto, el hielo glaciar se forma a partir de la compactación de la nieve acumulada (si esta acumulación supera la fusión o ablación) hasta convertirse en el llamado "hielo azul", de comportamiento plástico, sobre todo a cierta profundidad, y capaz de fluir a favor de la pendiente.En superficie, la menor plasticidad hace que el hielo forme grietas o crevasses por efecto de las tensiones que crea la velocidad de flujo distinta en diferentes zonas de la masa de hielo o las flexiones que ésta sufre al traspasar los umbrales. Si se cruzan dos sistemas de crevasses quedan bloques de hielo individualizados que se llaman sèracs.Las fotografías de arriba muestran el aspecto del hielo en el glaciar de Monte Perdido (pirineo de Huesca), en claro retroceso. Se pueden apreciar diferentes sistemas de crevasses.

La zona de acumulación de la nieve que dará lugar al hielo glaciar es el circo, una depresión entre relieves pronunciados de la que parte la lengua del glaciar (a la izquierda el glaciar Pasterze, en Austria).Tras la retirada del hielo podemos apreciar las características de esta depresión que, como en este caso, con frecuencia queda ocupada por un lago glaciar. El circo queda separado del valle por un resalte o umbral que puede actuar como presa que retiene el agua del lago.Obsérvese que las rocas del fondo de la cubeta presentan un aspecto más "liso" o "suavizado" por la abrasión glaciar mientras que los relieves circundantes aparecen formados por agujas, galayares, aristas y superficies quebradas, "ásperas", modeladas por crioclastia, prueba de lo cual son las pedreras que se ven al pie de las laderas (las fotos de la izquierda son del circo de la laguna grande de Gredos, Ávila).

Lagos de origen glaciar

A diferencia de Gredos donde los aparatos glaciares alcanzaron cierto desarrollo durante la última glaciación (foto superior izquierda: valle glaciar de la Garganta de Gredos), en Guadarrama apenas se formaron glaciares de circo o colgados, sin lengua, salvo las incipientes de Peñalara y Pepe Hernando. La fotografía inferior de la izquierda muestra los circos de Los Neveros (Hoyo Cerrado a la izquierda y Hoyo Poyales a la derecha), situados en la vertiente sur de los Montes Carpetanos, vistos desde el puerto de la Morcuera. El resalte que, en forma de "V", limita los hoyos corresponde a la morrena terminal incidida por la escorrentía superficial.

Dentro del Sistema Central, el enclave más representativo del glaciarismo en el sector del Guadarrama es el circo y laguna de Peñalara, en cuyo entorno es posible apreciar las huellas de procesos debidos a la acción del hielo y a fenómenos periglaciares, tanto pasados como actuales.

El circo de la laguna de Peñalara está formado por dos recuencos de diferente tamaño en los que la masa de hielo alcanzó diferente espesor y que, según las épocas de avance o retroceso glaciar, funcionaron como un aparato único o de manera independiente, al retirarse los hielos a cotas más altas.

Además del mencionado conjunto glaciar de Peñalara, el mejor desarrollado del Guadarrama, existen cierto número de otros circos menores. Los más destacados se pueden agrupar en dos conjuntos: los dos circos del sector Neveros: Hoyo Cerrado y Hoyo Poyales, ya mencionados más arriba, y los comprendidos entre la zona de Los Pelados y el puerto de Navafría, que comprende los circos de Hoyo Borrocoso, Hoyo Cerrado, Hoyo de Peñacabra, Hoyos de Pinilla y Hoyo Grande de Navafría, fundamentalmente..

Todos los circos mencionados hasta ahora se sitúan en la vertiente sureste de los Montes Carpetanos. Esto es así porque son los mejor desarrollados, pero hay también otros en diferentes puntos, como es el Hoyo Mediano situado en el llamado Hueco de San Blas, en la vertiente meridional de la Cuerda

Larga, bajo las cumbres de Asómate de Hoyos y Bailanderos.

Además del circo, en los glaciares de tipo alpino, otra forma espectacular del modelado es el valle, cuyo característico perfil transversal en "U" denota su origen. En muchos de estos valles se puede distinguir una ruptura de pendiente angular en las vertientes u hombrera que señala el límite de la acción erosiva de la lengua de hielo.En los Pirineos, donde persisten aparatos glaciares activos (unos 14 en la vertiente española en 1999, según E.Martínez de Pisón) podemos encontrar grandes valles que recuerdan pasadas épocas glaciares (izquierda arriba: Valle de Ossau y lago de Fabrèges, Pirineo Francés; izquierda inferior: valle de Cinco Lagunas y Hoya de las Berzas, en Gredos; derecha: valle de Ordesa, Huesca; el pico del centro es el Monte Perdido, en cuya vertiente NE se sitúa el glaciar del mismo nombre).

El Sistema Central fue el límite meridional de formación de aparatos glaciares en la Península Ibérica. Desde la Sierra de Gredos hacia el oeste, las mayores precipitaciones favorecidas por la influencia atlántica permitieron el desarrollo de lenguas de mayor longitud. El valle del rio Zèzere, en la Serra da Estrela (Portugal), muestra muy claramente el característico perfil que indica su origen glaciar. En la foto de la derecha se ve el reborde que forma la morrena frontal.

Los glaciares confluyen en su recorrido formando valles principales y tributarios que desembocan en aquellos. La mayor capacidad erosiva del glaciar principal hace que su valle sea más profundo, quedando los laterales colgados o suspendidos. La foto de la izquierda muestra el valle La Larri colgado sobre el mayor de Pineta, en Huesca (se ha marcado el borde en amarillo).La dinámica fluvial actual da lugar a cascadas entre unos y otros valles.

La viscosidad del hielo hace que el material que acarrea no sea rodado como hacen ríos o viento, sino que fricciona sobre la roca de sustrato y da así lugar a pulidos, formando superficies lisas en las rocas que están marcadas por estrías, surcos y acanaladuras. La foto superior de la izquierda muestra el granito próximo al umbral que limita la cubeta ocupada por la laguna grande de Gredos con su superficie pulida por esa abrasión glaciar y modelada según el flujo del hielo de izquierda a derecha. El color amarillo se debe al crecimiento del líquen Rhizocarpon geographicum , que suele colonizar estas superficies pulidas en rocas ácidas.

La foto inferior izquierda corresponde a la pared de la margen izquierda del glaciar Mer de Glace (Montenvers, Chamonix, Alpes franceses).

Estas rocas (izquierda), situadas en el umbral de salida del circo de Artouste (Pirineo Francés), muestran una gran acanaladura, por la que está pasando la persona que aparece en la foto, además de una superficie lisa (pulido) llena de finas estrías, que señalan la dirección de flujo del hielo hacia el fondo en la imagen, donde se abre el valle de Soussouéou (Francia). Las rocas de la derecha (igual localización) presentan algunas estrías bien marcadas (flechas).

Muchas veces las finas estrías son claramente visibles a modo de “arañazos” sobre las superficies de las rocas, que aparecen pulidas también como consecuencia de la erosión glaciar.Las señales oblicuas en varias direcciones que se pueden apreciar junto a la escala al aumentar la fotografía de la derecha se deben a actos vandálicos (Fotos tomadas en Breitlowina, valle de Grindelwald, Suiza. Agosto de 2004).

Otras formas menores de erosión glaciar son hendiduras de fricción, denominación que incluye varias formas diferentes que tienen en común el presentar rotura en la superficie de la roca, a veces con pérdida de un fragmento de esta.

[FORMACIÓN]

Las rocas agorregadas son formas erosivas muy comunes, sobre todo en las zonas de umbrales, de tamaño variado pero de forma muy constante: presentan una superficie de escasa pendiente orientada en contra del flujo del hielo, pulida y estriada, y otra superficie de pendiente acusada, muy irregular, fracturada, orientada en el mismo sentido del flujo. En esta foto, del circo de Gredos, la forma de la roca indica que el hielo se desplazaba de derecha a izquierda.

El sedimento que deposita el hielo glaciar cuando se funde recibe el nombre de till. Es un material sin clasificar, heterogéneo en granulometría y composición (por su origen), poco maduro composicional y texturalmente. Abundan los detritos de tamaño bloque empastados por otros finos, arcillosos.La foto de la izquierda muestra un bloque de caliza de las morrenas grises de Monte Perdido. Un bastón apoyado en él da idea de su tamaño. La roca muestra grietas en échelon rellenas de calcita y la formación de un lapiaz en su superficie.

Los glaciares tienen una gran capacidad de transporte: en sus depósitos (till) aparecen bloques de gran tamaño. Pero lo que mejor ilustra esa capacidad es la presencia de bloques erráticos: grandes masas de roca situadas sobre depósitos de origen glaciar pero sin relación composicional con ellos, procedentes de áreas alejadas, transportados por el hielo a lo largo de decenas o centenares, y más de mil kilómetros. Su tamaño puede llegar a alcanzar escala kilométrica.El bloque de la foto superior izquierda, de proporciones más bien modestas, pertenece a uno de los arcos morrénicos del glaciar de la hoya de Peñalara (Madrid). El de la foto inferior, algo mayor, corresponde al glaciar de la Laguna Negra de Urbión (Soria).

La fusión del hielo (ablación) da origen a corrientes de agua, llamadas fluvioglaciares, que discurren tanto sobre la superficie del hielo (supraglaciares), como en su interior (intraglaciares, foto izquierda abajo, glaciar Mer de Glace) o bajo él (subglaciares). En muchas ocasiones, estas corrientes alcanzan gran velocidad y transportan abundantes detritos aportados por la erosión glaciar, excavando así marmitas gigantes en el lecho rocoso, de hasta varios metros de profundidad y diámetro (la mayor marmita visible en el Gletschergarten de Lucerna, Suiza, mide 9,5 metros de profundidad por 8 metros de diámetro; pulsa en la miniatura de la izquierda para verla). Con frecuencia se conservan en el fondo de esas marmitas algunos de los bloques que intervinieron en su formación.

Modelado litoral

La acción erosiva del mar sobre las rocas del litoral se debe fundamentalmente a mecanismos relacionados con el efecto del oleaje: la presión ejercida por el agua y por el aire situado en grietas o fisuras, que es comprimido como por un émbolo al golpear la ola, más el impacto del material fragmentario que la ola arroja contra las rocas. Tampoco hay que olvidar la acción de la disolución que ejerce el agua y, en fin, la amplitud que a todas esas acciones proporciona la oscilación de las mareas.

Si las rocas litorales presentan cavidades, como es el caso de estas calizas karstificadas, las olas, al entrar con fuerza por ellas, pueden crear surtidores en la superficie del acantilado. En Asturias reciben el nombre de bufones (foto izquierda: bufones de Llamés).

La formación de un acantilado requiere la presencia de rocas coherentes, compactas, capaces de mantener el frente de aquel sin desmoronarse, y cuya estratificación sea próxima a la vertical, horizontal o buzando hacia el continente (Costa del Algarve, Portugal).

El oleaje ejerce una acción de zapa en la base del acantilado, que va siendo socavado y formándose una visera, hasta que la falta de sustentación de las rocas superiores provoca el desplome. Así, el frente del acantilado retrocede tierra adentro.En muchos lugares se hace necesaria la instalación de grandes bloques de roca u hormigón que actúen como rompeolas para minimizar el efecto de la erosión marina, como se ve en la fotografía de la derecha (faro de cabo Roche en Cádiz), que también muestra desplomes del acantilado al fondo.

El desplome de bloques puede originar formaciones peculiares como este gran arco en rocas calcáreas, en que la compacidad de los bancos superiores ha permitido su sustentación. ("Boca do Inferno" en Cascais, Portugal).

La fracturación previa de la roca facilita la acción del oleaje. Una red de diaclasas ortogonales preexistente permite la disgregación en grandes bloques a medida que progresa la erosión (Praia das Maçãs, Portugal).

Los bloques caídos sirven como fuente de nuevo material detrítico que las olas desmenuzarán y arrojarán de nuevo contra el acantilado continuando su acción erosiva.

El retroceso del acantilado puede dejar restos a modo testigos de su situación anterior. La foto muestra además el efecto de socavamiento de la base del acantilado (costa del Algarve, Portugal).

Al socavar la base del acantilado pueden formarse arcos naturales (costa del Algarve, Portugal).

Otras formas, menos frecuentes, son estos grandes pilancones, de morfología claramente convergente con los vistos en los apartados dedicados al modelado fluvial y la meteorización (costa del Algarve, Portugal).

El desplome de las rocas atacadas por la erosión marina puede ser causa de riesgo para las construcciones u obras públicas situadas a lo largo del litoral (Mojácar, Almería).

 

Como se indicó más arriba, el acantilado retrocede poco a poco tierra adentro como consecuencia de la erosión en su base y posterior desprendimiento. Así, va quedando una plataforma de abrasión horizontal que representa el límite inferior de la acción erosiva de las olas. Durante la marea baja es posible ver esta plataforma al quedar al descubierto (fotos de diferentes localizaciones. De izquierda a derecha: Asturias, Cantabria y Cádiz).

Movimientos verticales del continente o descensos en el nivel del mar pueden dejar antiguas plataformas de abrasión sobreelevadas respecto al nivel actual del oleaje; reciben el nombre de rasas (Ericeira, Portugal).

Aquí la abrasión marina ha actuado sobre rocas carbonatadas previamente atacadas por disolución (karstificación) para originar formas de modelado pecualiares con numerosos arcos, pináculos, cavernas y dolinas perforadas por debajo por el mar (playa de Cuevas del Mar, Asturias).

Como prueba del desmantelamiento del macizo kárstico por la erosión marina quedan al descubierto paleoconductos rellenos por material detrítico en el seno de las rocas calizas (Playa de Cuevas del Mar, Asturias).

Un caso especial lo constituye la bonita playa de Gulpiyuri (Asturias) situada en el fondo de una torca kárstica y comunicada con el mar a través de las rocas del fondo, que constituyen el acantilado por su otra vertiente.

Las formas de depósito litoral constan en general de sedimentos detríticos de tamaño arena y algunas gravas, acumulados formando bien terrazas litorales junto al borde de la plataforma de abrasión, bien acumulaciones cerca de la línea de costa o en el mismo borde (playas). Estos sedimentos son remodelados por las corrientes de deriva litoral, paralelas a la costa, y adquieren diferentes morfologías. En general se denominan

barras, aunque reciben nombres particulares según su forma: flechas, restingas, tómbolos,... En la foto superior de la izquierda corresponde al tómbolo de Blanes (Tarragona), una barra de arena que una la costa con un resalte rocoso. La inferior muestra el tómbolo de Covachos, en la playa del mismo nombre (Soto de la Marina, Cantabria), durante la marea alta y la marea baja.

En la superficie de sedimentos del tamaño de las arenas bajo la acción de un agente de transporte fluido (agua, viento) aparecen las rizaduras (ripples), presentes en la superficie de las dunas, en el fondo de ríos o, como aquí, en la playa de Gandía (Valencia).

Las rizaduras son uno de los numerosos tipos de estructuras sedimentarias que pueden conservarse en la roca e informar acerca de las condiciones y ambiente en que se depositó el sedimento. Estas areniscas rojas de edad triásica las conservan con gran detalle (Pozos Boyetes, río Martín en Peñasrroyas, Teruel).

Algunas de las estructuras sedimentarias más comunes son las debidas a la actividad de los seres vivos que ocupan el sedimento y se desplazan a su través o sobre él, como en estas arenas de la playa de la Fuente del Gallo (Conil, Cádiz).

Formas de modelado en clima árido

El desierto pedregoso o REG es el paisaje más extendido en las regiones áridas. Los relieves rocosos son atacados por la meteorización, fundamentalmente de tipo mecánico como consecuencia de la falta de agua, por termoclastia y crecimiento de cristales de sales. El viento terminará arrastrando las partículas más finas (esta acción es la deflación) y quedarán los cantos mayores formando el reg (Marruecos).

Los cantos eolizados (o ventifactos) suelen presentar caras planas en las direcciones de los vientos dominantes, las cuales muestran impactos de granos de arena. En el desierto, estos cantos aparecen recubiertos de un barniz desértico o pátina de color negro (izqda: Marruecos).Algo similar ocurre en las superficies rocosas expuestas a vientos dominantes: la foto de la derecha corresponde a rocas situadas a barlovento en la duna de Mónsul, en el Parque Natural de Cabo de Gata (Almería).

El transporte eólico forma acumulaciones de arena dando origen al desierto arenoso o ERG y a la formación de dunas de forma variada: parabólicas, longitudinales, transversales, las grandes piramidales o ghourds y las más conocidas, en forma de media luna y móviles, llamadas barjanes (erg de Merzuga en Marruecos).

Las dunas son también comunes en las áreas litorales, donde abunda la arena y el viento es constante, como ésta de la costa de Almería, en la playa de Mónsul.La arena que el viento empuja a lo largo de la pendiente de barlovento cae a sotavento de la cresta. En consecuencia, hay un transporte neto de arena que, en algunas situaciones, da lugar a dunas móviles. La fotografía de la derecha muestra ese desplazamiento de arena impulsada por el viento.

El viento crea sobre la superficie de la arena unas ondulaciones o rizaduras (también ripples u ondulitas) cuya morfología y tamaño dependen del tamaño de grano y la velocidad y dirección del viento. También se forman por efecto del agua marina o fluvial sobre arenas.

La presencia de obstáculos favorece la acumulación de arena y modifica la morfología de las rizaduras. Igual que la anterior, la foto corresponde al erg de Merzuga, entre Ouarzazate y Er Rachidia (Marruecos).

Estas rizaduras se han formado sobre las arenas de la playa de Mónsul. Las rocas del fondo son tefras volcánicas.

En las regiones áridas las precipitaciones son muy esporádicas pero de carácter torrencial, teniendo el agua un importantísimo efecto modelador del paisaje por su gran capacidad erosiva. Los torrentes que se forman en estas áreas tienen una morfología caracterizada por su lecho muy ancho y plano, en el que se ven grandes bloques que atestiguan la potencia de estas aguas de régimen torrencial (Oued Todra, Marruecos).

Esos torrentes están presentes en la península ibérica a lo largo del litoral mediterráneo, donde son conocidos como ramblas, como ésta del desierto de Tabernas en Almería. La escasez de vegetación, consecuente a la aridez climática, deja los suelos desprotegidos frente a las precipitaciones torrenciales favoreciendo el desarrollo de terrenos acarcavados, como también muestra la fotografía.

Aguas salvajes y de arroyada. Torrentes

Las aguas salvajes son aguas superficiales carentes de cauce y caudal fijos. Corresponden por tanto a fenómenos episódicos de precipitaciones más o menos intensas o fenómenos de deshielo repentino de origen climático o volcánico, por ejemplo. Su efecto erosivo puede llegar a ser muy importante, arrastrando grandes cantidades de materiales, destruyendo el suelo edáfico e, incluso, ocasionando avenidas y desencadenando movimientos de ladera. En todo caso, depende de factores como: cubierta vegetal del terreno, pendiente, tipo de material.Los torrentes se encauzan en canales persistentes aunque el caudal es también temporal.

Inicialmente las aguas salvajes discurren por la superficie como arroyada en manto o lámina que enseguida comienza su incisión erosiva labrando pequeños surcos y canales (arroyada en surco), que se van agrandando si el terreno es deleznable y carece de protección vegetal (izquierda: arcillas y margas en Zahara de la Sierra, Cádiz). La pendiente acusada favorece e incrementa la capacidad erosiva de las aguas de arroyada (derecha: talud de un arroyo cerca de Aldea de San Esteban, Soria).

Las pendientes acusadas dificultan la recolonización vegetal y los surcos y canales profundizan formando cárcavas que evolucionan aumentando su extensión y profundidad (pinares en Cogolludo, Guadalajara).

La deforestación hace que el acarcavamiento afecte a áreas extensas, con la consiguiente pérdida de suelo fértil e incremento en el volumen de sedimentos que acarrean los cursos fluviales. También el clima y la litología son factores que pueden propiciar el desarrollo de estas formaciones (Las Barrancas de Castrejón en Toledo).

El desarrollo de cárcavas da lugar a paisajes muy accidentados, donde la vegetación no puede arraigar y que los hace inútiles para cualquier aprovechamiento, que presentan profundos surcos entre aristas agudas; por esto, se les ha llamado bad lands o tierras malas (cárcavas del pico del Murciano, nordeste de la Comunidad de Madrid).

Las vertientes y aristas pueden ser casi verticales (igual localización).

Una de las formaciones más características de estos paisajes son las torres de erosión, también llamadas chimeneas de hadas y dames coiffées, generalmente formadas bajo la protección frente a las precipitaciones de un nivel más resistente (igual localización).

El desarrollo de las cárcavas y la altura de las torres de erosión puede ser muy grande. En este caso se puede comparar con el tamaño de las personas que se distinguen en el fondo del canal de la parte inferior de la fotografía (igual localización).

Cualquier material deleznable, compuesto por fragmentos de rocas poco cementados, es susceptible de desarrollar estas formaciones. En la foto, las torres de erosión están labradas en cenizas volcánicas cubiertas por un nivel resistente también volcánico: ignimbrita, la roca resultante de la consolidación de un flujo piroclástico (o nube ardiente). Valle blanco de Uchisar en Capadocia. Turquía.

La escasa coherencia de las cenizas permite su fácil excavación y la construcción de viviendas o refugios en su interior, como ocurrió en la antigüedad (igual localización).

Los torrentes excavan un canal de desagüe en las vertientes y depositan sus acarreos en conos al pie de esas laderas. En la fotografía los cantiles yesíferos de El Piul junto a la laguna del Campillo en Rivas-Vaciamadrid (Madrid).

Esta vista permite apreciar los tres segmentos en que se han venido estructurando clásicamente estos torrentes de ladera: una cuenca de recepción superior, el estrecho canal de desagüe y el cono de deyección al pie del talud.

A pesar de su carácter episódico, la capacidad erosiva de las aguas torrenciales puede ser importante, como pone de manifiesto este canal excavado en el cono aluvial del torrente que drena las cárcavas del pico del Murciano, antes mencionadas, cerca del Pontón de la Oliva, en Madrid.

Ese mismo torrente es capaz de remover bloques de gran tamaño. En el centro de la fotografía, un martillo de geólogo, con mango azul, sirve como término de comparación (la longitud del martillo es 33 cm).

La violencia de los torrentes formados como consecuencia de una precipitación tormentosa de gran intensidad puede formar canales de grandes dimensiones. Éste de la sierra de Cazorla (Jaén) tiene al menos tres metros de profundidad desde el nivel por el que discurría una senda (señalado por las flechas rojas).

También en climas áridos las aguas torrenciales tienen gran importancia como agentes de modelado. Aunque escasas en su frecuencia, las precipitaciones pueden ser muy violentas, de carácter tormentoso, y formar torrentes de gran capacidad erosiva que permanecen secos la mayor parte del tiempo. Estos torrentes, actuando sobre una topografía acusada, pueden formar profundas gargantas (Oued Todra, Marruecos).

El peligro que supone una crecida súbita puede ser causa de una tragedia si hay personas o bienes expuestas al mismo, en situación de riesgo. Este es el caso de la avenida que en agosto de 1986 ocasionó 87 víctimas al sepultar en agua y lodo el cámping Las Nieves, en Biescas (Huesca). El cámping estaba situado sobre el abanico aluvial del torrente que drena el barranco de Arás, de frente en el centro de la imagen. En primer término vemos la llanura de inundación del río Gállego. La foto está tomada en julio de 2002.

Modelado fluvial

Los ríos se caracterizan por poseer un cauce más o menos fijo y un caudal permanente. Esto último es posible gracias a la aportación procedente de aguas subterráneas. Sin embargo, algunos ríos proceden de la fusión de masas de hielo estables, como es el caso de la fotografía, en que el río Cinca recibe el agua del deshielo del glaciar de Monte Perdido, situado sobre el valle de Pineta (Huesca). El relieve del fondo es el Cilindro de Marboré.

En el tramo alto del curso fluvial predomina la erosión sobre otras acciones como consecuencia de la elevada pendiente, gracias a la cual el río posee una gran energía y, en consecuencia, capacidad erosiva. Son frecuentes las formaciones como cascadas y rápidos (cascadas del Cinca, Huesca).

Prueba de esa elevada energía es la presencia de bloques de gran tamaño en los cauces de los ríos de montaña, como estos de la Garganta de Gredos, poco antes de verter al río Tormes en Navalperal de Tormes (Ávila).

Estos ríos presentan un régimen de carácter torrencial, con grandes variaciones de caudal entre crecida y estiaje. Durante las épocas en que desciende el caudal podemos observar tanto los grandes bloques que se mencionaban más arriba, como las huellas de la enorme capacidad erosiva que pueden tener estas corrientes, removilizando depósitos anteriores (igual localización).

La presencia de saltos de agua es un carácter común tanto en el tramo de cabecera como en los arroyos de montaña, donde el relieve sea escarpado, como el caso del arroyo del Aguilón, un afluente del río Lozoya en el valle del Paular (Madrid).

Esta cascada la forma el río Borosa, un afluente del Guadalquivir en su tramo superior, dentro de la sierra de Cazorla (Jaén), otro relieve abrupto.

La presencia de rocas resistentes estratificadas y su disposición pueden formar una sucesión de saltos y cascadas como graderíos o escalones (gradas de Soaso en el valle de Ordesa, Huesca).

Donde la capacidad erosiva del río es elevada, éste se encaja en su cauce (erosión lineal) profundizándolo y tallando gargantas y desfiladeros a través de las masas rocosas (río Pitarque cerca de Montoro, Teruel).

La elevación tectónica del territorio o el descenso en el nivel de base fluvial son los factores que pueden rejuvenecer el río y dotarle de mayor capacidad erosiva haciendo que se encaje profundamente si encuentra rocas resistentes. Así, el río Guadalevín traza el profundo Tajo de Ronda (Málaga) a través de conglomerados torrenciales de edad miocena.

En relieves jóvenes, abruptos, y donde la litología es apropiada pueden aparecer profundos cañones, como el de Gistaín, en el pirineo oscense, excavado en calizas.

Aunque el río es poco aparente, el desfiladero de Los Gaitanes en la serranía de Málaga, cortado en bancos de calizas verticales, supera los 100 metros de profundidad.

Durante el estiaje, el lecho rocoso en el tramo alto revela las huellas de la erosión que producen los acarreos del río en forma de profundos surcos y canales (gubiazos en el lecho rocoso del río Pitarque, Teruel).

Aunque una de las formaciones más características son los pilancones o marmitas de gigante, que no hay que confundir con los pilones o gnammas que la alteración química produce lejos de los cauces fluviales. Aquí se han desarrollado sobre granito en el arroyo Torcón (Toledo).

Cuando quedan en seco se pueden ver en el fondo de los pilancones las masas de clastos que, con su continuo girar bajo un remolino [ ® ver esquema], horadan el lecho fluvial. El pequeño círculo negro entre ambos pilancones es una tapa de objetivo fotográfico que mide 62 mm de diámetro (nacimiento del río Pitarque, Teruel).

Aún los arroyos de apariencia poco espectacular son capaces de excavar pilancones de gran tamaño, como este del arroyo del Aguilón en el valle del Paular (Madrid).

En el curso medio el río pierde pendiente y capacidad abandonando parte de su carga más gruesa y formando una llanura aluvial o de inundación. En la primera parte de este tramo abundan las gravas muy gruesas que el río sólo es capaz de remover en las grandes crecidas por lo que se acumulan formando barras entre las que corre el agua, a veces formando varios canales activos en forma de canales trenzados o de

canales anastomosados (río Ara en Huesca).

En otra zona del mismo río Ara se aprecia el tamaño de los aluviones entre los que discurre el río.

Este aluvión muy grueso ocupa el valle del río Jarama tras su unión con el Lozoya, cerca de la localidad de Patones de Abajo (Madrid). Se pueden apreciar, en diferentes planos, los diversos canales activos del río.

El río abandona sus acarreos (aluviones) si carece de la energía necesaria para su transporte, bien al decrecer la pendiente o subir el nivel de base, entre otras causas. Pero igualmente puede ocurrir lo contrario: ganar capacidad erosiva y encajarse en la llanura aluvial, labrando un nuevo valle que, a su vez, será de nuevo relleno y quizá también erosionado. De esta manera, los restos de materiales que formaban llanuras aluviales anteriores van quedando dispuestos en forma escalonada en las márgenes del valle actual, son las llamadas terrazas aluviales.

¿Cómo se forman las terrazas?

En la foto superior de la izquierda se ven terrazas del río Jarama poco antes de recibir las aguas del Lozoya en el norte de la Comunidad de Madrid (el relieve más elevado no es una terraza). La foto inferior de la izquierda muestra los restos de un nivel de terraza desaparecida, también del Jarama, a la altura de Velilla de San Antonio. Obsérvese su situación topográficamente por encima del nivel actual del canal activo, visible detrás y señalado por la presencia del bosque de ribera. Más allá se ve la superficie roturada de la actual llanura de inundación.

La otra forma característica de los canales fluviales son las sinuosidades llamadas meandros. Aparecen en la segunda mitad del tramo medio y en el tramo bajo del río, siendo muy variable su forma y desarrollo. Este lo traza el río Manzanares frente a Rivas-Vaciamadrid, poco antes de su unión con el Jarama. El agua corre de derecha a izquierda de la foto. En la curva del meandro el agua tiende a desplazarse hacia el exterior del mismo, donde será mayor su efecto erosivo y la orilla aparece escarpada (zona oscura del fondo a la derecha), mientras que en la orilla interna del meandro el agua pierde velocidad y el río deposita una barra semilunar o point bar. Ese efecto erosivo en el exterior de la curva ha obligado a realizar la protección de la misma mediante depósitos de bloques que el río no puede remover (en primer término).

Este esquema representa lo indicado arriba acerca de la acción del agua en el meandro. En él, el perfil del canal es asimétrico, más profundo en la orilla cóncava exterior, donde el agua erosiona. La superficie del agua se inclina levemente como consecuencia del desplazamiento de la misma hacia el exterior del meandro.Como consecuencia de las acciones descritas, el meandro tiende a ampliarse, a hacerse más ancho, y a desplazarse aguas abajo del valle.

Además de desviarse hacia afuera del meandro, el agua describe un torbellino helicoidal que incrementa su acción erosiva sobre esa orilla.

Los meandros descritos anteriormente pueden desplazarse por la llanura de inundación del río, pero en otras ocasiones la erosión ha sobreimpuesto su trazado sobre rocas duras en las que se ha encajado el río formando los meandros encajados (embalse de Burgomillodo ocupando el valle del río Duratón, Segovia).

El mismo caso muestra el encajamiento del río Malvellido, en las Hurdes (Cáceres), que describe meandros encajados en esquistos y pizarras.

La concentración de la acción erosiva en determinados puntos a lo largo del meandro puede conducir al estrangulamiento del mismo, como ocurrirá en un futuro en este meandro del río Alagón, cerca de Riomalo de Abajo (Cáceres).

Cuando un meandro de estrangula, el agua toma el camino más corto abandonando el antiguo curso a lo largo de la curva que quedará como un meandro abandonado. Si éste permanece conteniendo agua formará un lago en herradura. En la foto campos de labor ocupan un meandro abandonado en torno a la localidad de La Cabrera (Guadalajara). El río discurre al fondo, transversalmente al plano de la foto.

Entre el embalse de El Atazar y el Pontón de la Oliva, el río Lozoya traza estos meandros encajados. En primer término vemos un meandro activo y, en segundo plano, un meandro abandonado ocupando la mitad izquierda de la foto.

El puente romano de Talamanca del Jarama ha quedado en seco al desplazarse el canal activo del río en su llanura de inundación, aunque el puente ha resistido el paso de siglos y crecidas.

La variación en la situación de los canales fluviales activos o el depósito de una avenida, entre otras causas, pueden fosilizar un canal dejando una estructura reconocible en la serie sedimentaria como un paleocauce o paleocanal. Esta foto muestra un paleocauce torrencial en el seno del abanico aluvial de Cobatillas (Teruel).

La dinámica fluvial normal también puede ser causa de riesgos para bienes y personas. Se dice que todo río, tarde o temprano, ocupará su llanura de inundación. Las avenidas de mayor magnitud son menos frecuentes, pero no por ello deja de existir la posibilidad de que se produzca. La riada del río Jarama de 1947 provocó la caída de uno de los pilares del puente de San Martín de la Vega. Hoy el río pasa más allá de este puente, pues su canal es divagante en la llanura de inundación.

A pocos cientos de metros del puente anterior se encuentra el actual, muy transitado, que muestra otro aspecto de la dinámica del río Jarama. Éste se ha encajado en su llanura de inundación más de metro y medio, poniendo al descubierto parte de la cimentación de los pilares que sustentan el puente.

Otro par de pilares del mismo puente mostrando igual situación.