1. 1. PROCESOS GEOLÓGICOS EXTERNOS

Las acciones que los agentes realizan se denominan procesos geológicos externos. Consisten en mecanismos de tipo físico-químico que actúan sobre las rocas y sedimentos de la geosfera, y son los siguientes:

• Meteorización.- Es la transformación de los materiales de la corteza terrestre como respuesta a las condiciones de contacto o proximidad con los agentes externos. Es importante resaltar que, cuando una roca se meteoriza, permanece disgregada situ formando un manto de alteración y, por tanto, no existe pérdida de masa. La meteorización puede ser física, química o biológica.

• Erosión.- Es la eliminación y puesta en movimiento de materiales geológicos desde la posición que ocupaban en la superficie terrestre hacia lugares más alejados.

• Transporte.- El traslado de los sedimentos hacia cuencas de sedimentación suele producirse en el seno de un fluido (aire, agua o hielo glaciar). Los sedimentos son transportados en estado sólido (fragmentos detríticos) o bien como iones disueltos en agua.

• Sedimentación.- Es el depósito de partículas sólidas al decrecer la velocidad del fluido de transporte. En el caso de los solutos, su acumulación se produce cuando el agua se evapora o tiene lugar una precipitación inorgánica u orgánica. Existen ambientes de sedimentación tanto en los medios marinos como en los continentales y de transición entre ambos.

2. 2. ENERGÍA

Las energías involucradas en el modelado del relieve son, principalmente, la solar y la potencial.

La radiación solar induce la mayor parte de los procesos geológicos externos. La cantidad que llega a la Tierra no es constante, sino que depende de una serie de factores como la emisión del Sol, la inclinación de sus rayos o la duración del día. El albedo, que es la proporción de radiación solar reflejada por la superficie terrestre, influye en el calentamiento o enfriamiento del planeta.

La energía potencial y la gravedad hacen posible el desplazamiento de materiales a posiciones de mínima energía.

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3. 3. FACTORES CONDICIONANTES

El efecto que tanto los agentes como los procesos, animados por distintas fuentes de energía, producen sobre la geosfera no es homogéneo.

Existen una serie de factores, desigualmente repartidos, que influyen sobre el modelado del relieve. Dichos factores son los siguientes:

• Cada litología posee una determinada composición mineral, dureza, compacidad, textura y porosidad que la hacen más resistente o vulnerable a las acciones o procesos geológicos externos.

• La estructura geológica de un conjunto de rocas viene determinada por la existencia de superficies de estratificación, el buzamiento o inclinación de las capas y la presencia de pliegues, fallas o diaclasas. Estos elementos, o bien su falta, su densidad o interespaciado ejercerán un control decisivo sobre las formas del relieve.

• El clima afecta al relieve de manera muy evidente. Las temperaturas y las precipitaciones de una regíón determinan qué agente principal actuará sobre las rocas (glaciares, vientos…).

• La topografía, especialmente la pendiente de las laderas, influye en la estabilidad de los materiales y en la facilidad con la que se pueden desencadenar movimientos en ellos.

• El tiempo durante el que actúan los distintos procesos condiciona en el efecto que estos causan sobre la superficie terrestre.

4. 4. LA METEORIZACIÓN Y LOS SUELOS

Las condiciones en que se forman la mayoría de las rocas son radicalmente distintas a las que encuentran cuando alcanzan la superficie terrestre. Eso implica ajustarse a estas últimas para lograr el equilibrio; y es la meteorización quien hace posible la adaptación de las rocas a su nuevo medio. Cualquiera que sea el mecanismo de meteorización, su velocidad y su duración en el tiempo, el resultado será un manto de alteración de espesor variable que recubrirá la roca sin alterarla.

4.1. ¿Qué es el suelo?

El suelo es más que un simple manto de alteración o regolito. Desde el punto de vista de la geología, el suelo es un depósito natural consistente en capas (horizontes) constituidas por elementos minerales y/u orgánicos de espesor variable, que difieren de la roca de la que proceden en sus propiedades morfológicas, físicas, químicas y mineralógicas así como en sus carácterísticas biológicas.

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El suelo se desarrolla en la zona zona de interacción de la geosfera, la hidrosfera, la atmósfera , la biosfera y la antroposfera.

Es pues una interfase constituida por una combinación de materia sólida inorgánica (45 % en peso) y materia orgánica (5 % en peso), agua (25 % en peso ) y aire (25 % en peso).

El 50 % del volumen del suelo está formado por materia mineral y humus, y el 50% restante es aire (O2 y CO2 imprescindibles para los microorganismos) y agua con diversos nutrientes en disolución que ocupan los poros del suelo.

4.2. Factores que influyen en la formación de un suelo (edafogénesis)

Se pueden destacar cinco factores, cuya acción combinada determina las carácterísticas y la naturaleza del suelo.

• Roca madre. Es la fuente de materia mineral tras meteorizarse. El tipo de roca influye en la velocidad de meteorización y, por tanto, en la de formación del suelo. La composición de la roca se relaciona con la fertilidad del suelo y la vegetación que sustenta.

• Tiempo. Si un suelo se ha formado rápidamente, la composición de la roca madre será la que determine sus carácterísticas, y si este proceso se ha prolongado en el tiempo, será el clima el que deje una mayor impronta. En general, cuanto más tiempo transcurra mayor espesor del suelo y menor similitud con la roca madre.

• Seres vivos. Influyen en las propiedades físicas y químicas del suelo y aportan materia orgánica, cuya principal fuente es la vegetación.

La descomposición de la materia orgánica origina nutrientes y, por lo tanto, condiciona la fertilidad, además de inducir la formación de ácidos orgánicos que facilitan la meteorización. El producto final de la descomposición por parte de bacterias, hongos, invertebrados y protozoos es el humus.

• Topografía. La longitud e inclinación de la pendiente influyen en la erosión y la capacidad de retención de agua. También la orientación de la ladera es un aspecto relevante.

• Clima. Es el factor más influyente en la formación del suelo. Los climas cálidos y húmedos favorecen la meteorización química intensa y dan lugar a suelos de grandes espesores. En climas secos y de temperaturas extremas, son generalmente delgados y de escasa fertilidad.

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4.3. Etapas de la edafogénesis

La formación del suelo implica la actuación de procesos físicos y químicos y de otros en los que se mezclen las partículas generadas. En este proceso de formación de un suelo o edafogénesis podemos distinguir las siguientes etapas:

1. Disgregación de las rocas que afloran.

2. Alteración química de los minerales de los fragmentos rocosos.

3. Instalación sobre esta cobertera de meteorización de organismos vivos: microorganismos, plantas ..

4. Incorporación a la cobertera de meteorización de los restos orgánicos muertos y transformación de los mismos mediante procesos de descomposición, putrefacción y fermentación.

5. Actuación simultánea de las aguas de infiltración con fenómenos de alteración química y distribución vertical de los componentes transportados en medio acuoso.

4.4. El perfil de un suelo

Los procesos formadores del suelo actúan preferentemente desde la superficie hacia abajo. Esto conlleva variaciones en la composición, textura, estructura y color a distintas profundidades que dividen al suelo en horizontes o capas.

El perfil de un suelo es una sección vertical del mismo que permite distinguir todos sus horizontes.

 Horizonte O: Formado casi exclusivamente por materia orgánica, como el mantillo vegetal, seres microscópicos (bacterias, hongos, algas), invertebrados… Hay una elevada cantidad de oxígeno, dióxido de carbono y ácidos orgánicos.

 Horizonte A: Contiene humus y una considerable actividad biológica, pero la materia mineral es la dominante. Puede hallarse en la superficie o bajo un horizonte
O.

 Horizonte E: Es una capa de color claro con poca materia orgánica. También se llama zona de eluviación, porque se produce un lavado de materia orgánica, hierro, aluminio o arcilla hacia zonas inferiores.

 Horizonte B: Se conoce como zona de iluviación o acumulación de los materiales procedentes del horizonte E. La acumulación de arcillas provoca una mayor retención de agua. Hasta aquí alcanzan las raíces, los seres vivos. Aún son activos los procesos formadores del suelo y no quedan restos de la estructura original del material parental.

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 Horizonte C: Horizonte mineral de carácterísticas similares al material parental, poco afectado por procesos edafogenéticos.

 Horizonte R: Es el sustrato rocoso consolidado que subyace al suelo.

Las carácterísticas y extensión de los horizontes del suelo varían en cada ambiente edafogenético; además en un suelo no tienen por qué aparecer todos los horizontes posibles y los límites entre ellos pueden ser bruscos o graduales.

Un suelo ideal contaría con los siguientes niveles dispuestos en este orden:

4.5. Carácterísticas de los suelos

Una muestra inalterada de suelo consiste en una matriz de partículas orgánicas e inorgánicas con poros interconectados, rellenos de aire y gases. Este conjunto puede tener carácterísticas variables cuya medida permitirá clasificar al suelo. Las principales carácterísticas de los suelos son:

 Color. Es útil para reconocer horizontes y procesos activos o que han actuado en el suelo.

 Textura. Para averiguarla se usa un diagrama triangular. La variación en el tamaño de grano de las partículas de un suelo tiene su origen en la herencia del material parental, la meteorización física de las partículas del suelo o el aporte eólico desde la atmósfera.

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• Materia orgánica. Suele concentrarse, en cantidad variable, en los horizontes O y A y comprende toda la biomasa vegetal (que es mayoritaria), animal y microbiana tanto viva como no viva. El carbono orgánico representa en torno a un 50 % de la materia orgánica de un suelo.

• Estructura. Alude a la forma de agregación de las partículas individuales del suelo. Influye tanto en la circulación del agua y el aire como en la susceptibilidad a la erosión de su superficie.

• Densidad. Es la medida del peso del suelo seco por unidad de volumen. Varía en función de la proporción relativa entre materia sólida (orgánica e inorgánica) y de la cantidad de poros.

• Retención y movilidad de la humedad. En los poros del suelo se almacena una cantidad de agua variable. Este agua puede adherirse fuertemente a la superficie de las partículas siendo relativamente inmóvil (agua retenida), o puede ocupar poros amplios y ser móvil pudiendo migrar lateralmente y en la vertical (agua circulante).

• Capacidad de intercambio catiónico. Es la capacidad de retener y liberar iones positivos. Los cationes son atraídos por partículas coloidales del suelo (arcilla o materia orgánica), que tienen mayoritariamente carga negativa.

• pH. Varía entre 2 y 11, si bien los valores más usuales van de 5 a 9. Depende del contenido en iones. Los más frecuentes son Ca 2+, Mg2+, K+,H+, CI-,NO3-,SO42-, HCO3-, CO32- y OH- .

4.6. Clasificación de los suelos

La diversidad de suelos en nuestro planeta es enorme. Ello exige sistemas de clasificación claros, basados en carácterísticas fácilmente medibles tanto in situ como en el laboratorio. Los que son similares comparten propiedades y se habrán formado bajo los mismos factores formadores y procesos edafogenéticos.

Existen diferentes clasificaciones de los suelos según el enfoque con el que se estudien. Una muy utilizada en geología es la clasificación mundial de suelos USDA o U.S. Soil Taxonomy del Departamento de Agricultura de EE UU, basada en horizontes de diagnóstico, horizontes particulares o combinaciones de ellos que se presentan en un perfil y son fácilmente reconocibles en el campo. La presencia de uno de estos horizontes permite clasificar un suelo en órdenes, subórdenes y grupos.

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ORDEN

ALFISOL

Suelos jóvenes en bosques de hoja caduca. Horizonte B enriquecido por iluviación de arcilla.

ANDISOL

Suelos jóvenes desarrollados sobre ceniza volcánica depositada recientemente.

ARIDISOL

Suelos de climas áridos con acumulaciones de yeso o carbonatos.

ENTISOL

Apenas se diferencian horizontes. Aluviones, permafrost, desiertos de arena…

HISTOSOL

Suelos orgánicos formados bajo cualquier clima con depósitos de turba, lignito…

INCEPTISOL

Suelos con escaso desarrollo de horizontes. Frecuentes en áreas de tundra y recientemente deglaciadas, con vulcanismo activo…

MOLLISOL

Suelos de climas templados en zonas de prado. Horizonte superficial blando, espeso y oscuro con abundante materia orgánica.

OXISOL

Suelos tropicales o subtropicales, fruto de una intensa meteorización. Formación de horizontes lateríticos.

SPODOSOL

Suelos húmedos en bosques de coníferas. Horizonte A o E gris, lixiviado. Horizonte B rico en hierro y/o materia orgánica.

ULTISOL

Suelos propios de zonas húmedas, templadas o tropicales. Enriquecidos en arcilla.

VERTISOL

Suelos ricos en arcillas expansibles, que se hidratan y expanden en presencia de agua y se agrietan al secarse.

5. PROCESOS GRAVITACIONALES

Una vez meteorizadas las rocas, los productos resultantes pueden movilizarse, simplemente, por la acción directa de la gravedad. Ello da como resultado un amplio conjunto de procesos, denominados genéricamente gravitacionales o de desplazamiento en masa.

Algunas carácterísticas comunes a estos procesos son las siguientes: los sedimentos no precisan un medio de transporte fluido como el agua, el hielo glaciar o el viento, aunque a veces el agua puede facilitar dicho transporte; transfieren derrubios a zonas topográficamente más bajas, donde una corriente puede removilizarlos; ensanchan los valles y necesitan pendientes para poder producirse.

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5.1. Factores que afectan a los procesos gravitacionales:

Los procesos gravitacionales ocurren cuando se supera el umbral entre estabilidad e inestabilidad de la pendiente. Hay cuatro factores desencadenantes que pueden provocar o acelerar la caída del material. Son los siguientes:

• Agua. Cuando los poros del sedimento se llenan de agua disminuye su cohesión, lo que provoca que unas partículas puedan deslizarse sobre otras con facilidad. El papel del agua como precursor de movimientos de ladera es doble: lubrica los contactos entre partículas y añade peso.

• Pendiente. Puede ser generada por la socavación de un río, los golpes de las olas en la base de un acantilado, la acción del ser humano, etc. A partir de 40° de inclinación, las pendientes suelen ser inestables.

• Vegetación. Las plantas desempeñan una doble función preventiva frente a los procesos gravitacionales. Por un lado protegen contra la erosión y, por otro, estabilizan las pendientes gracias a sus sistemas radiculares. También resguardan el terreno frente al impacto de las gotas de lluvia.

• Terremotos. Son un factor desencadenante adicional. Uno de los efectos que pueden provocar es la licuefacción. Esta consiste en la pérdida de resistencia de los materiales superficiales saturados de agua, que pasan a comportarse como un fluido en movimiento.

5.2. Clasificación de los procesos gravitacionales

Los movimientos de ladera, en función del tipo de movimiento, se clasifican en:

Desprendimientos

Se denomina así a la caída libre de fragmentos rocosos. Para que ocurra es preciso que las pendientes sean muy pronunciadas y que se trate, preferentemente, de paredes rocosas afectadas por fracturas. Generalmente son rápidos y destructivos.

Deslizamientos (slumps)

Tienen lugar cuando un volumen de material resbala sobre otro, que permanece estable en su posición original. Puede ser traslacional, si la masa se desliza sobre una superficie plana, o rotacional, cuando la superficie de rotura es cóncava y muestra un sistema de grietas en la cabecera.

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Flujos de derrubios (debris flow)

El material se mueve en forma de fluido viscoso saturado de agua. Adquiere forma de lengua o lóbulo y para que ocurra es necesario que haya una acumulación de material suelto, por ejemplo, una pedrera, y un aporte de agua procedente de lluvias fuertes o deshielo que empape los sedimentos. Son frecuentes en zonas de alta montaña.

Reptación o creep

Es un movimiento gradual de suelo y regolito. Se activa por fenómenos de expansión y contracción en la superficie de una ladera, causados bien por un proceso de humectación y secado, bien por uno de hielo y deshielo. Se trata de movimientos muy lentos, que no pueden apreciarse, aunque es fácil observar sus efectos: por ejemplo, la base curvada de los troncos de los árboles.

6. RELIEVES ESTRUCTURALES

La influencia de la tectónica de placas en el relieve es determinante en muchas áreas, especialmente en las de montaña, ya que han sido fuertemente plegadas y fracturadas.

El modelado estructural engloba todas las formas de relieve en las que la tectónica actúa directa o indirectamente como un factor geomorfológico más: a veces origina directamente un relieve, y otras condiciona la actuación de los procesos generadores de relieve controlando el modelado resultante.

6.1. Clasificación de los relieves estructurales

En función del protagonismo de la propia estructura geológica, se pueden diferenciar tres categorías de relieves estructurales:

• Formas originales o primitivas. Son estructuras tectónicas que condicionan el relieve en su totalidad, con independencia de otros procesos modeladores que puedan actuar después. Algunos ejemplos son los anticlinales que culminan relieves (mont), o los planos de falla que forman escarpes.

• Formas penioriginales. La morfología tectónica es casi original “dirigiendo” la actuación de los agentes de modelado. Las combes y las cluses, incisiones fluviales en grandes pliegues, serían ejemplos de estas formas.

• Formas derivadas. La estructura condiciona la labor modeladora de otros procesos morfogenéticos, de manera que los rasgos tectónicos se conservan en el relieve. Los relieves en cuesta y las crestas se engloban en esta tipología.

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6.2. Tipos más frecuentes

Los relieves estructurales más habituales se agrupan en tres ámbitos tectónicos distintos: zonas no plegadas (atectónicas), plegadas y fracturadas.

 Zonas atectónicas. Los estratos son horizontales o presentan buzamientos muy suaves, y se originan diferentes tipos de relieves.

 Zonas plegadas. En áreas donde el plegamiento ha sido simple y ha dado lugar a series monoclinales se pueden formar relieves en cuesta. Estos constan de un frente escarpado y un dorso tendido de pendiente constante. En ocasiones, algunas capas verticales quedan aisladas constituyendo crestas.

Las zonas profusamente plegadas presentan una mayor diversidad de formas: las elevaciones pueden coincidir con anticlinales (mont) o sinclinales (val).

Si un valle fluvial sigue el eje de un pliegue, da lugar a una combe. Si es perpendicular a dicho eje, se forma una cluse.

 Zonas fracturadas. Por último, en zonas fracturadas, los bloques delimitados por las fallas pueden dar lugar a elevaciones (horst) y hundimientos (graben).

7. RELIEVES LITOLÓGICOS

Los relieves litológicos son aquellos que están influenciados, de manera más o menos directa, por la naturaleza de la roca que los compone. En ocasiones son las rocas, al formarse, las que constituyen relieves con geometrías determinadas, como en el caso de los volcanes. Otras, son el resultado de la interacción específica de una roca con los agentes y procesos geológicos externos, que dan lugar a morfologías carácterísticas. Dentro de este segundo tipo se engloban los relieves graníticos y kársticos.

7.1. Relieves volcánicos

Son el conjunto de morfologías que dependen de la actividad magmática eruptiva. De entrada, este rasgo restringe la distribución geográfica de estos relieves a zonas muy concretas de la superficie terrestre.

Las formas de relieve volcánico mejor modeladas se encuentran habitualmente en torno a zonas de acrecíón y subducción, vulcanismo intraoceánico e intracontinental, asociadas especialmente a áreas de rift.

En regiones donde el vulcanismo es un proceso del pasado, pueden encontrarse aún vestigios residuales, más o menos degradados pero de cierta entidad.

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7.1.1. Estados evolutivos de los relieves volcánicos

En función del tiempo transcurrido desde la actividad volcánica, en estos relieves pueden distinguirse tres fases:

 Fase inicial. Se observa en zonas de intensa actividad volcánica, donde esta define el relieve y predominan las formas originales.

 Fase posterior. Las morfologías no están totalmente influenciadas por la actividad volcánica, sino que también son producto de la acción modeladora exógena.

 Fase de desgaste. Quedan relieves residuales, respetados por la erosión debido a la resistencia que ofrecíó la roca. Los restos del vulcanismo destacan sobre los relieves circundantes.

7.1.2. Morfologías volcánicas

7.1.2.1. Construcciones:

Acumulaciones de material volcánico que dan lugar a relieves positivos o a planicies.

 Conos o domos: Se forman por sucesivos apilamientos, alrededor del emisor, de materiales como la lava y los piroclastos (tefras), básicamente. Pueden aparecer aislados o alineados, en el caso de erupciones fisurales. En el interior de volcanes peleanos como el Santa Helena se originan domos.

 Escudos: Se forman en volcanes basálticos. Tienen un gran diámetro y baja pendiente en sus laderas (entre 6° y 12°). Los volcanes hawaianos son ejemplos de este tipo..

 Conos de escorias: Son propios de erupciones explosivas. Poseen pequeño diámetro y pendientes más pronunciadas que los escudos (entre 10° y 40°). Los conos de escorias de las Islas Canarias son muy carácterísticos.

 Estratovolcanes: Se forman por erupciones sucesivas de lavas y piroclastos. Alcanzan dimensiones medias y sus morfologías están muy definidas. Es la imagen del volcán clásico. El Teide o el monte Fuji presentan este aspecto.

 Móberg: Son volcanes formados bajo casquetes glaciares. El peso del hielo impide la formación de un cono típico dando lugar a morfologías en mesa. Son frecuentes en Islandia.

 Campos o plataformas: Derivan de coladas de lava basáltica o formaciones de piroclastos. Estas coladas son muy fluidas, generan corrientes superpuestas en una masa continua o flujos individualizados.

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7.1.2.2. Subsidencias, colapsos y desplomes:

Suceden por el vaciado de la cámara magmática en la que se hunde el edificio. Las grandes calderas son la morfología más representativa.

7.1.2.3. Cráteres:

Son depresiones, generalmente troncocónicas, originadas por fenómenos de explosión- colapso. Su morfología depende del tipo de ventana de emisión, pudiendo ser fisural, irregular ensanchada o troncocónica. Las morfologías más habituales son los cráteres-caldera y los cráteres-maar, que albergan un lago en su interior.

7.1.2.4. Otras formas:

Dentro de la variedad de geoformas volcánicas, algunas se asocian a flujos de gravedad en las laderas del volcán. Son los lahares, compuestos por material no consolidado que se empapa de agua de forma súbita al deshelarse la nieve o los glaciares del cráter durante un episodio eruptivo. Se trata de fenómenos de gran peligrosidad emparentados con los procesos gravitacionales.

Otras morfologías de detalle son los tubos volcánicos, cavidades formadas en conductos por los que ha circulado la lava. Llegan a alcanzar desarrollos de decenas de kilómetros formando redes.

7.2. Relieves graníticos

Engloban todas las formas del relieve carácterísticas de las rocas magmáticas intrusivas.

Son morfologías modeladas por los agentes geológicos externos, pero con un marcado control litológico. Su máximo desarrollo se observa en los granitos.

Su origen son los modelados diferenciales, que se forman tras una meteorización y erosión selectivas; la meteorización, predominantemente química, genera un manto de alteración que la erosión evacúa posteriormente.

Las variables que controlan la alteración del granito son las siguientes:

 Composición mineralógica. Condiciona el tipo de meteorización y la velocidad a la que se produce.

 Textura. La roca será más resistente a la erosión cuanto mejor ajusten entre sí los cristales que la forman. Una textura idiomorfa (forma cristalina completamente desarrollada), menos granuda y porosa, hará a la roca menos susceptible a la erosión.

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• Fracturación. Influye en la profundidad que alcanza la meteorización dentro del macizo rocoso. Si las fracturas son escasas y están espaciadas, disminuirá el alcance de la meteorización.

La combinación de las tres variables define la presencia de unas zonas arenizadas y otras con roca fresca. La arenización alude al material granítico alterado, pero todavía no erosionado. Esa arena residual o grus es altamente susceptible a la movilización por la lluvia o por corrientes superficiales de agua.

7.2.1. Morfologías graníticas

A grandes rasgos, se puede hacer una división de las morfologías graníticas según la escala a la que se presentan.

7.2.1.1. Formas mayores

Son las morfologías de mayor tamaño con una expresión relevante en el paisaje.

Domos y crestones: Son formas primarias en el paisaje y guardan una relación directa con el diaclasado. Cuando este es curvo se originan domos. Si predomina el diaclasado vertical, aparecen crestones.

Berrocales y pedrizas: Son acumulaciones de bloques como resultado de la meteorización y la erosión a favor de cruces de fracturas curvas y verticales. Constituyen la degradación de domos y crestones. Los berrocales aislados también reciben el nombre de tor.

Lanchar: Se trata de superficies rocosas lisas o débilmente inclinadas. Se corresponden con flancos o techos de domos parcialmente exhumados.

7.2.1.2. Formas de detalle

A escala métrica o centimétrica existen morfologías muy diversas. Afectan a las superficies rocosas libres que constituyen parte de las formas mayores.

Acanaladuras: Se trata de regueros subparalelos que se forman en paredes inclinadas, al desagregar el agua pluvial los minerales del granito.

Tafoni y alvéolos: Son concavidades de tamaño métrico (tafoni) o centimétrico (alvéolos) que se producen en paredes verticales por desagregación selectiva causada por el agua de escorrentía. Los alvéolos pueden formar complejos entramados, estructuras en panal de abejas, dirigidos por venas de cuarzo.

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Marmitas y pilancones: Se trata de concavidades situadas en lechos fluviales (marmitas) o sobre superficies horizontales fuera de los cauces (pilancones). Las primeras son más profundas.

El agua corriente o retenida es la que produce la desagregación mineral y el vaciado del residuo mineral. En planta son circulares u ovoides.

Piedras caballeras: Son bloques aislados apoyado sobre una pequeña base o pedestal.

7.3. Relieves kársticos

El modelado kárstico es uno de los más extensos, complejos e interesantes relieves que pueden encontrarse en la superficie terrestre.

El término karst, o carst, proviene de la regíón eslovena de Kras, donde este modelado adquiere un gran esplendor y donde fueron originalmente definidas numerosas morfologías.

Dentro de estos relieves se incluyen las morfologías desarrolladas en rocas solubles, como los carbonatos (principalmente calizas, pero también dolomías) o los sulfatos (yeso o anhidrita).

En los paisajes kársticos, el agua realiza un complejo viaje que comienza con el acceso al macizo rocoso (zona de infiltración), continúa el recorrido del mismo por redes de conductos y cavidades y sale de nuevo al exterior a través de surgencias (zona de emisión).

7.3.1. La química del karst

Los relieves kársticos poseen una base esencialmente química. La reacción de disolución no es el único proceso que tiene lugar en ellos, pero sí resulta clave. En el caso de la caliza, la roca más habitual, esta es la reacción que lo controla:

CaCO3 + H2O + CO2 ↔ 2(HCO3)- + Ca 2+

Calcita Bicarbonato

Hay que resaltar dos aspectos de esta reacción:

• La capacidad de disolución del agua aumenta si se acidifica. Esto puede ocurrir de varias maneras: el agua de lluvia o nieve incorpora dióxido de carbono (CO2) atmosférico en su trayecto hasta la superficie terrestre; o bien, la más importante, el CO2 de origen biológico se disuelve en el agua conforme atraviesa el suelo hacia la roca subyacente. Cualquiera que sea su origen, el CO2 unido al agua produce ácido carbónico: I

H2O + CO2 → H2CO3

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• El proceso es reversible. Cuando el agua está saturada, y en determinadas condiciones físico-químicas, lo que ocurre no es la disolución, sino la precipitación de carbonato de calcio.

7.3.2. Factores condicionantes del karst

La roca caliza es escasamente porosa. Por tanto, la progresión del agua a través del macizo rocoso precisa de una red de discontinuidades, como superficies de estratificación y fracturas por las que circular.

A medida que el agua atraviesa la roca se va saturando de carbonato y perdiendo capacidad de disolución, y el que la disolución/precipitación del karst tenga lugar y la intensidad con que se produzca dependen de un amplio número de factores.

Se trata de un ejemplo muy evidente de interrelación entre las cuatro esferas que componen el sistema Tierra, y en síntesis, estos son los factores que controlan el desarrollo de los procesos kársticos:

• Topografía. Relieves de escasa pendiente favorecen la infiltración del agua y su acceso al interior de la roca. Por el contrario, en zonas de fuertes pendientes predominará la escorrentía superficial.

• Clima. Las precipitaciones condicionan la disponibilidad de agua para la disolución en superficie y la infiltración. El frío aumenta la agresividad del agua y el calor favorece la precipitación de la calcita, tanto en el interior de la roca (cavidades) como en puntos de emisión de agua subterránea (surgencias).

• Litología y estructura. No todas las rocas solubles tienen idéntica susceptibilidad a la disolución. Importan la textura y la presencia de elementos como fósiles, granos de minerales insolubles, etc. Por otro lado, la existencia de fracturas es determinante a la hora de favorecer la infiltración del agua. Si el karst afecta a rocas plegadas, la geometría de los pliegues influirá en el desarrollo espacial del mismo.

• Suelos y vegetación: Si el agua atraviesa un suelo espeso y con abundante vegetación, disolverá más CO2 a su paso y será, por tanto, más ácida. En zonas de roca desnuda, la acidez del agua es generalmente menor.

7.3.3. Morfologías kársticas

El karst presenta dos ámbitos claros de desarrollo: el de superficie o exokarst y el subterráneo o endokarst.

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Uno de los rasgos más llamativos del karst es el desarrollo de cuevas. Se entiende por cueva un conducto subterráneo por el que cabe una persona.

A partir de esta definición, las posibilidades en cuanto a forma, diámetro y longitud del conducto son inmensos. También lo son los posibles rellenos sedimentarios que pueden encontrarse en su interior, así como el grado de actividad de los procesos morfogenétlcos que aloja.

El desarrollo de un sistema endokárstlco puede superar holgadamente los mil metros, entre la boca superior y la salida más baja, y el centenar de kilómetros, en su entramado de galerías y pozos.

7.3.3.1. Formas y depósitos exo y endokársticos

Dolinas : Son depresiones de planta generalmente circular y profundidad variable. Pueden aparecer aisladas o formando campos de dolinas. Cuando, al crecer, dos o más dolinas se solapan, forman una uvala.

Lapiaces: Se trata de regueros formados por la disolución del agua circulando por rocas en pendiente. Los que se desarrollan bajo el suelo adquieren contornos redondeados.

Poljés: Son grandes depresiones de morfología en planta variable. Se inundan estacionalmente y el agua acaba filtrándose por un sumidero o ponor. Presentan en su fondo un relleno de arcillas de descalcificación.

Valles ciegos: Son valles cerrados. El agua que, permanente o temporalmente, puede circular por su superficie, acaba filtrándose por un sumidero o, de manera difusa, por el fondo de una dolina.

Surgencias: También llamadas manantiales o fuentes, son los puntos por los que el agua abandona el endokarst y accede de nuevo a la superficie. Se forman allí donde la disolución kárstica alcanza el nivel de base fluvial, o bien cuando topa con una formación rocosa impermeable subyacente.

Tobas: Son acumulaciones de calcita en las surgencias que emiten agua saturada de carbonato de calcio. Durante su formación pueden atrapar vegetación (musgo, juncos…) que crece en esos ambientes y que, al descomponerse, dejará moldes carácterísticos.

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Barrancos fluviokársticos: Se trata de valles fluviales estrechos, con una morfología mixta fluvial-kárstica y delimitados por grandes paredes verticales de roca. En su fondo aparecen marmitas de gigante, caos de bloques empotrados, etc.

Sima: Es la entrada a una cavidad consistente en un conducto vertical.

Galería: Se llama así al tramo horizontal de una cueva. Su sección, inicialmente, tiende a ser circular (tubo freático), pues esta es la forma que le confiere el a agua circulando a presión. Cuando esta ya no rellena por completo el tubo, la erosión provoca una incisión encajada en el fondo (conducto vadoso).

Salas y pozos: Las salas son grandes espacios subterráneos, que generalmente confluyen con otros conductos o quedan abiertas, a favor de cruces de fracturas. Los pozos son tramos verticales que conectan dos galerías. Pueden tener centenares de metros y diámetros muy variados.

Espeleotemas: Es el nombre genérico que se emplea para referirse a los depósitos químicos formados en las cuevas por precipitación, generalmente de calcita. Si crecen desde el techo hacia el suelo se llaman estalactitas, y si lo hacen en sentido contrario, estalagmitas. Cuando ambas confluyen forman una columna.

Depósitos detríticos: Pueden ser autóctonos, cuando el material procede de la propia cavidad y es transportado por cursos de agua internos o asociados a desprendimientos desde el techo o las paredes de la cueva. Los alóctonos entran a la cueva desde el exterior, a través de ríos que penetran en la cavidad.

Depósitos de hielo: En el interior de las cavidades de las zonas polares o de alta montaña pueden formarse importantes depósitos de hielo, que originan cuevas heladas. El hielo procede, bien del agua de goteo al helarse (hielo de congelación), o bien de la compactación de nieve que penetra desde el exterior (hielo de neviza). En estas cavidades son frecuentes los espeleotemas de hielo, que poseen morfologías similares a los de calcita.