DEPARTAMENTO DE GEOGRAFIA CATEDRA: GEOMORFOLOGIA PROFESOR TITULAR: Dra. MONICA C. GARCIA

UNIDAD I. LOS FUNDAMENTOS GEOMORFOLOGICOS

La Geomorfología como rama de la Geografía Física. Objeto de estudio. Para explicar el porqué de la inclusión de la Geomorfología en la Geografía Física, es necesario pensar

en el sentido de la Geografía y recordar que esencialmente es la ciencia de la organización del espacio. Parte de los paisajes, los analiza e inventaría, hace clasificaciones que terminan en tipologías, a la vez que intenta discernir la parte correspondiente a los elementos naturales (relieve, rocas del subsuelo, clima, vegetación, etc.) o a los humanos (los distintos grupos humanos y su actividad en todos los momentos de la historia), en su elaboración. La Geografía Física, como toda disciplina, es una ciencia de relaciones. Su objeto son las combinaciones que en la superficie del planeta realizan los elementos de su esfera, sin excluir las influencias biológicas y la acción de los grupos humanos.

La Geomorfología es una rama fundamental de la Geografía Física, y a través de ella, de toda la disciplina. Su objeto es el estudio de las formas del modelado de la superficie terrestre; es decir, de la zona de contacto de la litósfera con la hidrósfera y la atmósfera, que sirve de soporte a las manifestaciones biológicas y las actividades humanas. La Geomorfología es, como todas las ciencias de la Naturaleza, una ciencia de reunión, de síntesis. Comprendida de este modo, la Geomorfología no es una parte de la Geografía Física, sino uno de sus múltiples puntos de vista que no permite prescindir de ningún modo de los otros aspectos de ésta.

El modelado es el resultado de la relación de un sistema de erosión (modelador) sobre una determinada estructura. Los sistemas de erosión dependen de la naturaleza de los climas y las estructuras, de la naturaleza de los materiales, y de su particular ordenamiento o forma de yacer. Este ordenamiento está en relación directa con los movimientos de la corteza terrestre o litósfera. El estudio de los climas compete a la Climatología y el de las estructuras a la Geología. En consecuencia, la Geomorfología estudia las relaciones de equilibrio dinámico entre las tres esferas del mundo físico. Estas relaciones son complejas, incluso cada esfera es, en sí misma, compleja. Las estructuras geológicas dependen de la naturaleza de los materiales y de la tectónica; el clima, del modelado terrestre y éste, de las estructuras y el clima.

En suma, la Geomorfología no puede alcanzar adecuadamente sus fines, sin el conocimiento de las demás ramas de la Geografía y de las ciencias auxiliares directa o indirectamente vinculadas con ella. Las relaciones más directas se han establecido con la Geología y la vecindad entre ambas disciplinas es tan grande que frecuentemente son confundidas. La Geomorfología describe, clasifica y explica las formas del terreno. Su punto de partida es el modelado actual. La Geología, en cambio, tiene como meta final la estructura de la corteza terrestre, en su desarrollo genético, inclusive del tiempo actual. Su método es preponderantemente histórico, aunque ligado a hechos especiales.

La Geología proporciona a la Geomorfología conocimientos fundamentales: movimientos tectónicos (tectodinámica), disposición de las rocas y resistencia de las mismas. Los datos correspondientes a la estructura y a la dinámica de la corteza terrestre constituyen el punto de partida de la Geomorfología. Aún hoy, se discute la pertenencia de la Geomorfología a las ciencias de la Tierra o a la Geografía. La cuestión se ha resuelto según los países. En Estados Unidos se la considera un simple complemento de la Geología; mientras que en Francia se encontró ligada desde sus inicios a la Geografía.

Por naturaleza, la Geomorfología se halla vinculada o en relación estrecha con las otras ciencias de la superficie terrestre: Geología, Climatología, Hidrología, Geoquímica, Edafología, Ecología, Geografía Humana. Pero su originalidad propia reside en los roles que le corresponden, en los papeles que desempeña en el conocimiento de la "epidermis de la Tierra":

• Descripción, clasificación y localización de las formas de la superficie terrestre (MORFOGRAFIA).

• Investigación sobre el origen de las formas (MORFOGENESIS), sobre su evolución en el tiempo (MORFODIACRONISMO y MORFOCRONOLOGIA) y sobre las formaciones superficiales que son las correlativas de esta evolución (MORFOSEDIMENTOLOGIA)

• Determinación de procesos responsables de las transformaciones pasadas y actuales del relieve; de las mediciones y de las consecuencias de dichas acciones (MORFODINAMICA).

• Evaluación de las dimensiones de las formas desde el punto de vista de su cobertura, de su extensión y de sus relaciones en el espacio (MORFOMETRIA).

Según los momentos y las personas, algunos de estos aspectos no pueden ser analizados separadamente. Por lo tanto, solamente en su conjunto constituye plenamente la Geomorfología.

2

Algunas definiciones

"La Geomorfología es la rama de la Geografía Física que concierne al estudio de las formas del relieve

terrestre, de su génesis, de su evolución en el tiempo y de sus relaciones en el espacio" (Ferdinand Joly)

"La Geomorfología es la rama de la Geografía Física cuyo objeto de estudio son las formas del modelado

de la superficie terrestre". (R. Capitanelli y otros)

"La Geomorfología es el estudio de las formas del relieve terrestre". (Max Derruau)

"Es la ciencia del estudio del paisaje". (Arthur Bloom)

“El estudio sistemático de las formas del relieve terrestre se denomina Geomorfología". (Arthur Strahler)

"La Geomorfología es la ciencia de las formas del terreno, de la epidermis de la Tierra". (Jean Tricart)

"El objetivo de la Geomorfología es la explicación de las formas del relieve". (Pierre Birot)

"Geomorfología significa conocimiento racional de las formas de la Tierra". (Julio Jiménez Muñoz)

Evolución de la concepción geomorfológica Desde la antigüedad y hasta el siglo XVIII el estudio de las geoformas no sobrepasó el estadio de las

descripciones sumarias, aunque existían ya preocupaciones de los científicos por hallar una explicación a los fenómenos de la naturaleza cotidianamente observados, que no pasaban de ser objetos de admiración y asombro, una prueba de la omnipresencia divina o elementos utilitarios. El interés de los filósofos GRIEGOS Y ROMANOS se hallaba centrado en el origen y descripción de las aguas corrientes y su trabajo, de los terremotos y erupciones volcánicas y las montañas, logrando con el tiempo un inventario de los grandes tipos de formas, basado en las apariencias como principio de diferenciación.

Gran parte de estas contribuciones fueron olvidadas en los siglos siguientes (EDAD MEDIA) donde las ideas religiosas predominantes coartaban la aceptación de conceptos que no se ajustaran a las ideas religiosas de la explicación de la evolución de la Tierra y del paisaje, teniendo por lo tanto, escasa repercusión en el pensamiento medieval. Se destacan por sus aportes en este período, los ARABES, que sentaron las bases de la erosión diferencial (para explicar el origen de las montañas). En el siglo XV, LEONARDO DE VINCI explicaba el carácter fluvial de muchos valles, siguiendo las ideas desarrolladas por Séneca al respecto. De Vinci profundizó sus ideas al reconocer que los ríos acarreaban materiales, contribuyendo al modelado del paisaje. Durante los siglos XV, XVI y XVII predominó la concepción catastrofista. Se consideraba que los cambios ocasionados en la corteza terrestre habían sido producidos luego de cataclismos universales. El predominio del concepto bíblico impidió que los pensadores ahondaran en la explicación de las razones.

En el siglo XVIII, BUFFON consideró que la formación de valles por acción de los ríos no podía haberse efectuado en poco tiempo. Para él, resultaba inadmisible que se pensara en la formación del relieve en forma violenta. Posteriormente debió retractarse por considerársele hereje DE SAUSSURE apreció otro factor de transformación: la acción de los glaciares en la formación de valles glaciarios, en tiempo muy prolongado.

A fines del siglo XVIII, HUTTON y PLAYFAIR son llevados a concebir y a desarrollar la idea de una evolución del relieve. El agente de esta evolución es un fenómeno observable: el escurrimiento de las aguas de lluvia, concentradas en los ríos. Hutton es el creador de la teoría del Uniformitarismo, pensamiento contrario al catastrofismo. Con él manifestaba que los sucesos de la actualidad -erupciones volcánicas, sismos, hundimientos, etc.- habían sucedido antes y sucederían luego, aunque no siempre con la misma intensidad. Estas ideas son reagrupadas y sistematizadas por C. LYELL bajo el nombre de actualismo. El relieve evoluciona desde siempre bajo la acción de fuerzas erosivas del mismo tipo de aquellas que actúan bajo nuestros ojos; introduce la idea de una transformación del relieve, de un cambio de los paisajes.

Hacia el final del siglo XIX, un autor norteamericano, W. M. DAVIS, sintetizó las ideas dispersas en materia de Geomorfología y extrajo de ellas un cuerpo de doctrina que asociaba la coherencia y el rigor, la claridad y la simplicidad. Los grandes lineamientos del sistema propuesto por Davis gira alrededor de un número pequeño de nociones: en la base, un dato: el relieve, de preferencia, montañoso. Las aguas de lluvia que se escurren, se concentran y son la causa de los torrentes que atacan la montaña. A este estadio de

3

juventud, que tiene por consecuencia la impetuosidad y fogocidad de los ríos, sucede un estadio de madurez: los torrentes dejan lugar a los ríos, los que continúan excavando, ampliando y regularizando sus valles. Al cabo de cierto tiempo, el relieve es reducido, el sistema de pendientes ha perdido su vigor y los ríos confluyen lentamente en los valles de gradientes apenas marcados es el estadio final de la evolución, el de vejez o senilidad. La antigua montaña se ha rebajado a una peneplanicie, próxima al nivel del mar. El conjunto de esta evolución recibe el nombre de CICLO DE EROSION o CICLO GEOMORFICO, de marcado carácter deductivo. Un nuevo movimiento tectónico puede provocar la formación de una montaña o elevar la planicie: el relieve es rejuvenecido, los ríos adquieren nuevamente su vigor y excavan gargantas que entallan la peneplanicie, recomenzando el ciclo erosivo.

El planteamiento corológico propuesto por von Richthofen en Alemania, contemporáneamente a Davis, propugna una ciencia del relieve entendida como "Morfología General Comparada", cuya forma de operar presenta los siguientes pasos: 1) analiza los caracteres de formas de relieve del todo el mundo y de los procesos responsables en cada modelado; 2) ordena y clasifica las formas y procesos analizados, mediante la comparación, observación de similitudes y detección de causas o factores responsables de estas; 3) elabora inductivamente un cuerpo de normas o leyes geomorfológicas de generalidad o validez espacial creciente.

A comienzos del siglo XX, seguidores de estas dos escuelas introducen otros matices: BAULIG privilegia un nuevo factor de rejuvenecimiento; el de las variaciones del nivel marino en función de las glaciaciones del Cuartario, es decir, el eustatismo. Si aumenta el nivel del mar, se produce una disminución de la erosión y se produce mayor deposición; si desciende el nivel del mar, se provoca una mayor ola erosiva. PENCK, por su parte, encara la posibilidad de movimientos tectónicos suficientemente próximos como para impedir la formación de una peneplanicie, capaces de formar superficies de erosión escalonadas.

La teoría davisana ha recibido numerosas críticas, las que pueden situarse en varios planos:

• El antropomorfismo: la evolución del relieve, según Davis, no es fundamentalmente diferente de la de un ser humano. Esta frecuencia de imágenes, de analogías y metáforas, evita definir seriamente cada una de las cuestiones tratadas.

• El catastrofismo: la evolución del relieve está interrumpida por un fenómeno tectónico brusco, de duración limitada con relación a la duración del ciclo de erosión y perturbándolo desde el exterior. Aún cuando la teoría de Davis reposa sobre la apariencia de una idea de evolución y transformación, es muy estática e ignora el concepto de equilibrio dinámico.

• La introducción de juicios de valor: el concepto de "erosión normal" enunciado por Davis y sus seguidores prueba que tenían conciencia de que existían otros tipos de erosión. Rehusaban ponerlos en un mismo plano y los consideraban "accidentes".

• Círculo vicioso: un concepto puesto a punto por Davis conserva siempre el mismo éxito. Se trata de la distinción entre rocas duras y rocas blandas. En el relieve dado, las partes deprimidas están formadas por rocas blandas y las partes altas, por rocas duras: puesto que las primeras son vaciadas, significan que son blandas; las segundas son duras ya que resisten. Davis y sus émulos no han definido exactamente lo que entendían por ello.

Alrededor de 1950, la mutación de la Geomorfología francesa, el nacimiento de la Geomorfología polaca,

el desarrollo de la Geomorfología soviética, se llevan a cabo bajo el signo de la GEOMORFOLOGIA CLIMATICA, a menudo opuesta a la Geomorfología estructural clásica. Una ciencia evoluciona cuando tropieza con dificultades. La Geomorfología no ha escapado a esta regla. En el sistema davisiano, el clima es una constante uniforme y homogénea. La atención es dirigida sobre la variable mayor: la estructura.

Comprender la "nueva Geomorfología" consiste, por lo tanto, en estudiar la manera en que el factor climático ha pasado desde el papel neutro de constante al papel activo de variable. Los climas que llamaron la atención de los primeros investigadores no sometidos a la teoría davisiana, son los climas extremos muy diferentes de la gama de los templados, a los cuales corresponden familias de geoformas netamente individualizadas. De allí la importancia de los trabajos de S. PASSARGE sobre las regiones desérticas o de A. PENCK y E. BRUCKNER sobre las áreas de la alta montaña.

Un artículo de A. CHOLLEY (1950) "Morfología estructural y Morfología climática" señala la influencia del clima diciendo: "... de toda evidencia, el factor decisivo es el clima y se comprende el éxito obtenido por la expresión Geomorfología climática, puesto que marca, de alguna manera, la reacción contra la actitud de la mayor parte de los geógrafos, que han hecho de la estructura el principio de la morfología". Las bases de la Geomorfología climática fueron sentadas por LOUIS PELTIER en 1950. Divide al planeta en nueve regiones morfogenéticas, teniendo en cuenta el predominio de determina dos procesos geomórficos en función de las

4

condiciones climáticas del área (serán estudiadas en la unidad II). Paralelamente, CHOLLEY precisa la noción de sistemas de erosión que es, por lo tanto, una concepción

más acorde con la realidad de encarar la acción de complejos o de combinaciones de factores, a los que se debería llamar sistemas de erosión, porque son capaces de emplazar una morfología en la cual todos los elementos dependen y son sistemáticamente solidarios unos con otros. Es verdad que siempre existirá un factor predominante, pero la eficiencia y la modalidad de su accionar dependen estrechamente del trabajo cumplido por los factores que están asociados con ellas. Lo que se llama erosión corresponde, por lo tanto, a un sistema de factores en relaciones variables.

Estas transformaciones metodológicas, dieron la ocasión de una revisión completa de la problemática geomorfológica, sensible en las obras de Jean Tricart como en el espíritu de las nuevas investigaciones más circunscriptas, más profundas y más interdisciplinarias. No debe, pues limitarse a la oposición entre "Geomorfología estructural" y "Geomorfología climática", como tampoco una "Geomorfología histórica" opuesta a una "Geomorfología zonal". En la interpretación local o general de las formas del terreno, las relaciones mutuas y las interacciones de los fenómenos, que aparecen en evidencia, imponen una orientación necesaria hacia una "Geomorfología global", que no puede ser otra que una GEOMORFOLOGIA DINAMICA".

Las formas de la superficie terrestre no son objetos inertes e inmutables, ni objetos aislados. Ellas tienen un origen y una historia y están insertas en un sistema complicado de interacciones físico-químicas y biológicas tales que, cuando un componente del sistema es modificado, se sienten los efectos en el conjunto. Por ejemplo, la escasa importancia de la arroyada en los países templados y húmedos se debe en forma inmediata a la presencia de una densa cubierta vegetal, cuyo desarrollo se encuentra favorecido por el clima y el suelo; si esta cubierta es destruida por el hombre, el ataque erosivo llevado a cabo por las aguas sin jerarquizar alcanzaría niveles sumamente importantes.

Se sustituye así el concepto de erosión normal por el de "regímenes morfoclimáticos" o "sistemas de erosión bioclimática", sobre la idea de que los procesos de modelado se organizan y actúan según sistemas variables en función de las relaciones mutuas entre la estructura geológica, el clima, la vegetación y las modificaciones de estos por la acción del hombre. Se ha constatado que la influencia del clima en la morfogénesis es, en su mayor parte, indirecta y se produce por medio de las formaciones vegetales y de los suelos, condicionados ellos mismos en parte por dichas formaciones vegetales. De este modo se hace visible una red de interacciones que no se puede dejar de lado para explicar los hechos geomorfológicos. Esta red va desde las estructuras geológicas hasta los seres vivos. Así entendida, la Geomorfología se integra al ESTUDIO INTEGRADO DEL MEDIO NATURAL

Con estos presupuestos, no es posible una Geomorfología entendida como ciencia de la forma del relieve, haciendo abstracción de los restantes aspectos que se imbrican e interactúan con ella. El panorama de los planeamientos integrados se ha incrementado recientemente con la aparición de una nueva línea denominada por sus autores, JEAN TRICART y JEAN KILLIAN "Ecogeografía". Partiendo de una concepción del medio físico como sistema abierto que ocupa el plano de contacto o "interfase litósfera / /atmósfera", su caracterización ha de basarse en el modo que este interfaz cambia, es decir, en su grado de estabilidad. Dicho grado de estabilidad depende de la relación de fuerzas que en cada lugar y momento se da en la superficie terrestre y se manifiesta en el balance entre flujos, tanto horizontales como verticales, de materia y energía. Flujos de energía

En general, parece afirmarse la tendencia a considerar la Geografía Física como el estudio de la dinámica de sistemas complejos que modifican la superficie, en la zona de contacto (interfase) de la litósfera con la atmósfera, donde se desarrollan los organismos vivos. De este hecho no puede resultar ajena la Geomorfología. Así, el enfoque de sistemas permite una progresiva cuantificación de los procesos estudiados y la elaboración de modelos dinámicos sobre las características físicas del planeta. En síntesis, un sistema está formado por un conjunto de fenómenos interdependientes. La modificación de uno de ellos repercute, de alguna manera, en los demás. Los flujos de energía que alimentan cada sistema modifican su equilibrio e inducen un cierto dinamismo en su funcionamiento. Esta energía, constituida por la propia materia, se introduce en él por dos caminos:

• Una procedente del exterior-fuerzas externas-, en especial, las radiaciones solares, a las que se suman las radiaciones cósmicas, los impactos de meteoritos y la gravitación Sol-Luna;

• El resto se manifiesta en el interior de la materia sólida del globo-fuerzas internas-: volcanismo, metamorfismo, deformaciones tectónicas, gravedad.

5

Como puede apreciarse, el medio natural terrestre es un subsistema de un sistema más vasto, más englobador: el sistema solar. Lo mismo ocurre a éste con respecto a una galaxia. Así el medio natural es un sistema abierto, recibe y emite energía. Con ello conseguimos explicar fácilmente una cierta inestabilidad del medio natural a lo largo del tiempo, en particular, los cambios climáticos, considerablemente amplios y repetidos en el transcurso de los últimos tres millones de años. Por lo tanto, su caracterización ha de basarse en el modo en que la interfase cambia, es decir, en su grado de estabilidad. Esta depende de la relación de fuerzas que en cada lugar y momento se da en la superficie terrestre a través de los flujos tanto de energía como de materia, que son los que se manifiestan en los diferentes fenómenos que observamos.

Las plantas, base de la cadena trófica, realizan la síntesis de moléculas de carbohidratos a partir de la captación de la energía irradiada por el sol, a través de la fotosíntesis. Pero son también importantes en el medio natural, ya que al vivir estrictamente sobre la interfase litósfera / hidrósfera, absorben otra parte de la energía solar, especialmente en la parte infrarroja del espectro. Cuando las condiciones hídricas, al nivel de las raíces lo permiten, la utilizan para aumentar la proporción de agua de la atmósfera mediante la transpiración. Así las plantas modifican la temperatura a nivel del suelo y en el suelo. El clima, por su parte, es lo que dirige la meteorización; de allí su importancia en su estudio integrado. Pero la intervención de las plantas en los flujos de materia y energía no se limita a este aspecto.

Los hidratos de carbono sintetizados nutren de energía a los seres del segundo nivel trófico: microorganismos, insectos, roedores, lombrices. En el transcurso de estas transformaciones, algunos cuerpos entran en solución y son arrastrados a través del suelo por los procesos de humidificación de la materia orgánica, y de mineralización del humus. Las propiedades del suelo cambian y es lo que ocasiona la aparición de horizontes diferenciados en los suelos. De este modo, los suelos deben su existencia a acciones bióticas: abastecimiento de residuos vegetales y modificación de éstos por descomposición. Los suelos, al igual que las plantas, son una función intrínseca de la interfase litósfera / atmósfera. Por otra parte, la epidermis de la Tierra es heterogénea. El agua circula a lo largo de capas más porosas acompañada de materia disuelta, aunque también, en parte, arrastradas mecánicamente. Pueden influir en el medio ecológico, cuando estas circulaciones modifican la alimentación hídrica de las plantas. Asimismo, pueden llegar a alterar las propiedades mecánicas de ciertos materiales, dando lugar a movimientos en masa tanto rápidos como lentos.

Finalmente, no toda el agua se infiltra. El excedente que no logra infiltrarse, se convierte en arroyo si tiene pendiente apropiada; si no la tiene, forma charcos. La destrucción de los agregados del suelo por el impacto de las gotas constituye la erosión pluvial. Esta gran generadora de la arroyada moviliza las partículas finas del suelo y permite su arrastre inmediato por los hilillos de agua. Este hecho reviste gran trascendencia desde el punto de vista agronómico. La presencia de carbohidratos o de una materia orgánica en el suelo aumenta su resistencia; la existencia de cloruros la disminuye. Pero la erosión pluvial también es función de la violencia del impacto de las gotas. Cuando la cobertura vegetal es densa, la liberación de energía cinética se produce sobre el follaje, sin efecto directo sobre la superficie del suelo; pero cuando la vegetación es escasa, el impacto es muy fuerte. La arroyada finalmente provoca un flujo de materia superficial. Arrastra partículas arrancadas por el agua, humus y materia orgánica. Produce ablación en algunos sectores y acumulación en otros.

Para entender el suelo, es necesario relacionarlo con dos series de fenómenos, visualizables a través de la gestación de medios naturales estables, cuasiestables y/o inestables y en el balance morfogénesis /edafogénesis. La cobertura vegetal y la estabilidad estructural de los suelos desempeñan un papel capital en el balance, aunque pueden ser modificados con gran rapidez a consecuencia de la intervención antrópica, volviendo con ella a encontrar los problemas de la inserción de actividades humanas en el medio natural.

• Para complementar los temas "Suelos" y "Balance o ciclo hidrológico" puede verse Bloom, Arthur: " La superficie de la Tierra". págs. 36 a 39 y 12 a 15 respectivamente.

• Para el tema "Balance morfogénesis- edafogénesis", puede verse Tricart, Jean y Kilian, Jean: " La ecogeografía y la ordenación del medio natural". págs. 47-48.

Concepto de sistemas. Aplicación a los estudios geomorfológicos

Uno de los tantos planteos dicotómicos presentados en el campo científico y también en nuestra disciplina es el que corresponde a los métodos inductivo y deductivo. Jacqueline Beaujeau - Garnier explica al respecto: "el método inductivo consiste en acumular un gran número de estudios monográficos a propósito de un mismo sujeto, examinar los elementos análogos que derivan de él, comparar resultados, investigar las generalizaciones posibles, intentar llegar a la formulación de una comprobación de conjunto o de una teoría ".

"El método deductivo consiste en reflexionar sobre un problema explorando todas las ramificaciones,

6

construir un modelo o sea, formular una proposición global y luego buscar de verificar la teoría así obtenida sobre ejemplos concretos". Este último método es desarrollado por el reduccionismo, asociado en gran medida con los principios y métodos científicos desarrollados por la física. Los sistemas físicos están compuestos por pocas variables, con relaciones fijas y sencillas entre ellas y donde cada componente exhibe siempre el mismo comportamiento, si las condiciones en que se halle el sistema no varíen.

Los sistemas ambientales son funcionalmente complejos, están compuestos por muchas variables ligadas por relaciones estructurales y dinámicas organizadas jerárquicamente con circuitos de realimentación positivos y negativos. El funcionamiento y propiedades de estos sistemas pueden explicarse sólo en términos de su estructura y dinámica totales, dado que la compleja interacción entre variables genera comportamientos no predecibles a partir de las características de sus componentes individuales.

El análisis de sistemas es un método alternativo al reduccionismo, especialmente apto para estudios ambientales. Está basado en:

• El reconocimiento de patrones estructurales de organización de los sistemas naturales. Implica la identificación de variables significativas para explicar la estructura de un sistema dado.

• La identificación de relaciones funcionales entre variables del sistema (efectos de cada variable sobre las restantes, circuitos de realimentación positivos y negativos).

• La observación del funcionamiento del sistema bajo diferentes condiciones. Permite identificar comportamientos particulares y de equilibrio dinámico, estables e inestables.

El uso de modelos permite predecir la dinámica del sistema a partir del comportamiento del modelo. Los modelos pueden ser de diferentes tipos: conceptuales (teorías e hipótesis); físicos (modelos a escalas) o matemáticos (ecuaciones diferenciales). La definición más simple y menos conflictiva de Geomorfología es la que constituye el estudio de las formas del terreno. Quizás más importante que una definición precisa sea reconocer que la Geomorfología es y será una disciplina de campo. El análisis de mapas, fotografías aéreas e imágenes satelitarias y los datos de laboratorio son importantes; pero la validez de diferencias y conclusiones geomórficas sólo podrá hacerse finalmente en el terreno.

La observación, descripción y sistematización de los datos obtenidos en el campo es inevitablemente, el centro de la cuestión en todo proyecto geomórfico. La Geomorfología tradicional ha sido esencialmente descriptiva y se ha abusado de la ubicación de las geoformas sean locales o regionales, en modelos evolutivos de algún tipo, como los enunciados por W. M. Davis. Modernamente surgió entre los investigadores la necesidad de comprender el funcionamiento de los proyectos geomórficos como ineludible paso previo a la formulación de modelos evolutivos. Las geoformas comenzaron a ser analizadas en función de los mecanismos de su génesis.

Una alternativa al modelo davisiano fue aportado por HACK (1960) al introducir el concepto de equilibrio dinámico y estado estacionario, actualizando ideas de G. K. GILBERT (1877) aprovechando el impulso cobrado por el enfoque cuantitativo en el análisis de procesos (BAGNOLDS (1941); HORTON (1945) y en la descripción numérica de paisajes (STRAHLER,1950). HACK propone: "todas las geoformas en una cuenca de drenaje dada están mutuamente ajustadas como para reflejar un equilibrio dinámico entre el sustrato geológico y los procesos actuantes". Las formas del terreno permanecerán en equilibrio mientras los factores que controlan la actividad geomórfica, sean ambientales o endógenos, permanezcan estables. Los períodos de estabilidad constituyen los "estados estacionarios". Sin embargo, los cambios se producen sea por ascenso continental, denudación de distintas unidades litológicas o cualquier otra causa. El paisaje reaccionará así a estos cambios, de modo de adecuarse a las nuevas condiciones. Se buscará así un nuevo " estado estacionario ", cumpliendo con los requerimientos del equilibrio dinámico.

Un sistema, tal como lo definen CHORLEY y KENNEDY (1971) es un conjunto estructurado de objetos y/o atributos. Los objetos designados, a veces variables, están de tal modo relacionados entre sí que actúan conjuntamente como todo un complejo. HOWARD (1965) señala que tanto los objetos como los atributos pueden cambiar a través del tiempo. La interdependencia de las distintas partes es una de las características esenciales, identificatoria y definitoria del sistema. Los sistemas pueden ser cerrados o abiertos. El sistema cerrado es aquel que posee límites claramente definidos, a través de los cuales no se produce intercambio de materiales y energía. Esta definición elimina de inmediato una gran parte, sino todos, los sistemas naturales de interés geomorfológico. En los sistemas cerrados, el cambio de entropía (estimación del grado en el cual la energía se ha vuelto inutilizable para realizar trabajo) es siempre positivo, asociado con una disminución de la cantidad de energía libre, es decir, una tendencia hacia la destrucción progresiva del orden o diferenciación existente.

En la concepción davisiana del ciclo de evolución del paisaje hay ciertos elementos concernientes a sistemas cerrados:

7

• La elevación inicial provee una cantidad dada de energía potencial (o libre) que no será modificada hasta el fin (o interrupción) del ciclo.

• A medida que la degradación progresa, la energía decrece hasta que, en el estadio de peneplanización, la energía libre es mínima, como resultado de la nivelación de las diferencias topográficas. La peneplanización de Davis es así el homólogo de la condición de máxima entropía.

• Por otra parte, las condiciones iniciales del sistema y en particular, las condiciones energéticas son suficientes para predeterminar su condición de equilibrio final.

Los sistemas cerrados presentan la inconveniencia de desechar la posibilidad de estadios de equilibrio

estacionario, alcanzados por el ajuste del paisaje a los factores que actúan sobre él y que son, por lo tanto, independientes del tiempo.

Los sistemas abiertos son aquellos en los cuales existe un aporte constante de energía y materia desde el exterior, los cuales fluyen y se transforman a través del sistema. El sistema abierto se mantiene activo y en equilibrio mientras dicho aporte y consecuente flujo no se modifiquen o interrumpan. Se pueden generar entonces analogías directas entre los sistemas abiertos y las cuencas de drenaje, las pendientes y sus elementos, los segmentos de la red fluvial y cualquier otro conjunto de geoformas, simples o complejas, que se encuentran funcionando vinculadas entre sí. Los sistemas abiertos pueden alcanzar condiciones de estado estacionario, en el cual el ingreso y egreso de energía y materia están equilibrados por medio de un ajuste de la forma o de su geometría o del sistema en sí mismo. El ajuste mutuo entre las diferentes partes del sistema lleva a otro concepto importante que se aplica a todo tipo de sistema: la interacción o feed-back. Significa que cuando una variable afecta a otra segunda, ésta a su vez provoca un cambio en la primera. Puede ser directa o indirecta (cuando modifica otras variables).

FRIO → NIEVE FRIO → NIEVE HIELO Interacción directa Interacción indirecta

También puede ser negativa o positiva. En la interacción negativa, el cambio en la segunda variable produce un cambio tal en la primera, que ésta tiende a retomar al estadio anterior.

+

EROSION DEL TALUD → CANTIDAD DE CARGA DE FONDO DE LAS CORRIENTES

+ ↑ ↓ - PENDIENTE DE LA ← - EROSION DEL CAUCE LADERA DEL VALLE

En la interacción positiva, el cambio en la segunda variable determina que la primera cambie todavía más en la dirección de la modificación inicial. Ello conduce a la autogeneración de cambios y al incremento de su magnitud.

DISMINUCION DEL CAUDAL FLUVIAL → + DEPOSICION DE ARENA

+ ↑ ↓ + VELOCIDAD DE LA CORRIENTE - ← CRECIMIENTO DE VEGETACION

Equilibrio dinámico, estado estacionario e interacción. Ejemplos prácticos:

"La erosión glaciar se intensifica cuando el hielo fluye por compresión y adquiere mayor espesor. La

excavación de una depresión en el propio lecho, induce la fluencia por compresión y el engrosamiento, lo que a

su vez, estimula la erosión de la hondonada". (C.A.King: "Geografía Física")

Los castores construyen diques con ramas de los árboles en los cursos de agua, para construir sus madrigueras.

Al retener la corriente y disminuir su velocidad, el agua se estanca y aumenta su nivel, provocando la muerte de

8

la vegetación localizada en las márgenes de los cursos de agua y zonas adyacentes”. (Pavicich M.B.y otros: "Biología")

“En un bosque tropical húmedo, los hombres roturan incendiando una buena parte del bosque y cultivan

sobre las cenizas. Los suelos empobrecen y son arrastrados por la escorrentía. En la estación lluviosa, el agua

se infiltra en el suelo; en la estación seca, la evaporación deposita las sales ferruginosas provenientes de la

descomposición de las rocas del subsuelo y forma una costra superficial. Las aldeas y tierras cultivadas son

abandonadas. La vegetación se reconstituye sobre los suelos poco degradados. Rebrotan pequeños arbustos,

apararecen árboles y se reconstruye el suelo. Luego se reconstituye el bosque, aunque con especies diferentes

y menos variadas que en el bosque primario u original. La acumulación de sales ferruginosas es detenida por la

reconstitución de la cobertura vegetal que protege el suelo". (Lacoste Y. y Ghirardi R.: "Geografía Física y Humana")

"El congelamiento del agua durante un período de glaciación incrementó la formación de los casquetes polares

con descenso del nivel del mar y dejó aislado al Artico de las corrientes marinas cálidas. Dicho aislamiento

produjo un enfriamiento tal, que la evaporación desapareció casi por completo y cesaron las nevadas. Esto

provocó la reducción de los glaciares y en consecuencia, subió el nivel del mar. El Artico fue invadido

nuevamente por aguas cálidas y la evaporación alimentó el casquete polar hasta que descendió el nivel del mar

y se volvió a repetir el ciclo". (Capitanelli R.: "La Geografía como sistema")

"Alrededor de 1930, se introdujeron conejos en Tierra del Fuego, procedentes de Chile. Tiempo después, su

número creció de tal manera, que fue necesario declararlos plaga nacional, por sus efectos desastrosos sobre

la vegetación, especialmente los renuevos y brotes de las lengas en el Parque Nacional. Para combatirlos se

empleó, entre otras medidas, la lucha biológica, infectándolos con el virus de la mixomatosis y utilizando

predadores, como el zorro gris de la Patagonia. Si bien el número de conejos disminuyó sensiblemente, aún no

ha sido posible exterminarlos en forma total". (Botto J.L. y Pérez Calvo C: "Biología")

"El lago Nokoué en Dahomey, es una antigua ría profunda donde se acumularon sedimentos costeros y

fluviales, más un cordón litoral que obstaculizó la evacuación de las aguas y favoreció el relleno de la ría. El

oleaje, las corrientes marinas y el viento formaron el cordón litoral y la laguna que alimentan las aguas interiores.

El lago sólo está separado del mar por ese estrecho cordón, cuyas orillas son bajas y pantanosas que permitía

la apertura y cierre periódico por parte del mar, de un paso que comunicaba el lago y el mar. La vida de sus

habitantes dependía del ciclo de agua dulce y salada del lago. Pero recientemente, abrieron un canal

permanente. Este provocó que las aguas se convirtieran en salobres y que el lago no alcance a evacuar los

excedentes en épocas de lluvias, por lo que triplica su superficie en esas oportunidades. Así comenzaron los

problemas de erosión en sus márgenes, ha menguado la pesca y los moluscos predadores hacen estragos en

las maderas de las viviendas palafíticas, en las estructuras de pesca y en las piraguas con las cuales se

moviliza los pescadores; el éxodo de la población y la desorganización social son dos procesos dominantes

en la actualidad". (Capitanelli R.: "Geomorfología")

"El camalote sudamericano es una planta que en Argentina y Brasil vive en ríos, arroyos y lagunas sin

aumentar su población. Fue introducida en el Zaire, en Africa, por aficionados a las plantas acuáticas.

Posteriormente, fue dejada en libertad en ríos y arroyos y su invasión en ellos es tal, que hasta los canales de

riego han sido cubiertos, no siendo posible controlarlos. Por temor a destruir la fauna acuática, no se han

utilizado herbicidas". (Lieberman J.:"Argentina contra el desierto")

“La disminución de la capacidad de infiltración de un suelo obedece a distintas causas y tiene como efecto

fundamental un incremento en la escorrentía superficial. El aumento de este escurrimiento en superficie

favorece la erosión del talud y contribuye a disminuir aún más la posibilidad de infiltración.” (Tricart J. y Kilian ,J. : “La ecogeografía y la ordenación del medio natural”)

9

"Se ha comprobado que la superficie marina actúa como un regulador del clima. Cuanto mayor es el calor del

agua, mayor es la proliferación de algas. Estas liberan dimetil sulfuro (DMS), que estimula la formación de

nubes. Con el incremento de la nubosidad, se provoca un enfriamiento de la superficie marina: crecen menos

algas, producen menos DMS, se forma menor cantidad de nubes y se vuelve a calentar el agua". (Revista Muy Interesante, serie especial nº 1)

La escala en Geomorfología

Los caracteres que se manifiesten a varias escalas de observación deben investigarse mediante métodos diferentes, por cuanto los problemas planteados varían, ligada en parte esa variación al tamaño de la zona que se considera. La escala es, pues, un aspecto importante de la geografía física y en especial, de la geomorfología. Primero se examinan las características de la observación de una extensión pequeña desde muy cerca, ya que resulta más fácil apreciarlas directamente.

El entorno a escala pequeña o estudio local abarca una extensión que puede ser estudiada en mapas de escala grande (1:50.000; 1:25.000 o mayor). La zona puede ser estudiada directamente en el terreno mediante trabajo de campo. Los métodos de campo son las técnicas más adecuadas para estudiar el ambiente de escala pequeña, si bien también pueden resultar útiles fotografías aéreas y mapas.

A escala mediana, de alcance regional o continental la zona resulta demasiado extensa para que una sola persona pueda explorarla toda. Su estudio debe realizarse a partir de mapas, fotografías aéreas, imágenes satelitarias u otras fuentes publicadas. En regiones de escala mediana, estructura, geología y formas de modelado, lo mismo que clima, vegetación y suelos, deben considerarse a través de un lapso más largo, que permita comprender diferencias regionales en la zona y percibir los estadios por los que ha llegado a su carácter actual.

A una escala aún mayor -planetaria-, es la Tierra entera la que se convierte en la unidad de estudio. Se reduce todavía más la implicación del individuo en su estudio, por cuanto la extensión es mucho mayor. Los problemas son también de un tipo diferente y en la búsqueda de soluciones hay que considerar la Tierra como una unidad; son ejemplos de ellos la circulación planetaria de la atmósfera y los océanos y las teorías de la nueva tectónica global. El carácter esférico de la Tierra es un elemento importante en varios estudios a escala planetaria. LAS DIFERENTES ESCALAS EN GEOGRAFIA FISICA (o en sus distintos dominios)

EXTENSION GEOMORFOLOGIA

(A.Cailleaux y J.Tricart) ESTRUCTURA (H.Enjalbert)

CLIMATOLOGIA (M.Sorre)

BIOGEOGRAFIA (G.Bertrand)

1 Millones de km² Continentes y

cubetas oceánicas Zona climática Zona

2

Miles de km²

Escudos, dorsales, mesas y

cuencas geosinclinales

Escala continental.

Modos de reunión de

unidades estructurales

Clima regional

3

Centenaresde

km² decenas de

miles de km²

Macizos antiguos; cuencas

sedimentarias de Europa

occidental; pequeñas cadenas

plegadas (Jura, Pirineos, etc.)

Escala regional.

Sistema de pliegues,

fenómenos intrusivos,

napas, metamorfismo

Clima local

Región natural

4

Decenas de km²

; centenares de

km²

Pequeños macizos antiguos; fosas

de hundimiento; macizos

prealpinos

Datos estructurales

Clima bretón;

10

5 Algunos km;

Algunos km²

Escarpas; fallas; cuestas; valles;

circos glaciarios; coladas de fango;

morrenas; deltas; terrazas

locales. Fallas; fallas

transversales; diapiros;

horst; cambios

laterales de facies

clima aquitanio

(datos ecológicos

estables)

Geosistema

6 Decenas de km ;

cientos de m²

Pequeñas escarpas de falla;

nichos de nivación; rellanos

estructurales; dunas; inselbergs

Microclima (con

intervención del

hombre; ciudad)

Geofacies

7 M a dm

Lapies, lóbulos; suelos

poligonales; escamas de

descamación; taffonis; pipkrakes;

pisada de vaca

Datos estructurales de

detalle;

red de fracturas y

diaclasas; fracturación

de detalle

Geotopo

(vegetación de

diaclasa; de fondo

de valle)

8 Desde mm a

micrones

Rugosidades de la caliza; venillas

de cuarzo; aspectos de los granos

de arena

Microestructura;

microfragmentación,

fenómenos de

esquistosidad; granos

y cristales

Bibliografía • Capitanelli, R. (1981):"La Geografía como sistema". Boletín de Estudios Geográficos nº 79. UNDC, Mendoza.

• García, Mónica C. (1992): “Los ambientes naturales como sistemas”, en Jofré, Ana y otros : “Geografía Ambiental y

Socioeconómica. Teoría, Ambiente y Sociedad”. módulo II, unidad 3. Univers. Abierta y a distancia Hernandarias. Edit.

Docencia. Bs.As.

• Jiménez Muñoz, J. (1992): "Geomorfología General". Colección Espacios y Sociedades nº4. Ed. Síntesis. Madrid.

• King, A. C. (1984) : "Geografía Física ". Ed. Oikos Tau, Barcelona.

• Tricart, J. (1983): "El análisis de sistemas y estudio integrado del medio natural", en Gómez Mendoza y otros: "El

pensamiento geográfico". Ed.Alianza Univers. Madrid.

• Tricart J. y Kilian, J. (1984): "La ecogeografía y la ordenación del medio natural".Ed. Anagrama. Barcelona.

• von Bertalanffy, L. (1984): "Teoría general de los sistemas". Ed. Fondo de Cultura Económica, México.

11

Fundamentos geológicos y litológicos. Tectogénesis y volcanismo Existen grandes áreas de terreno completamente uniformes, en tales lugares, los agentes de denudación

pueden dar formas ideales. En otras zonas, las rocas sedimentarias se hallan basculadas, plegadas o falladas; las metamórficas forman aureolas y las ígneas se encuentran solidificadas, dando lugar a multitud de cuerpos intrusivos.

En la clasificación de estructuras se distinguen:

1. Estructuras originales (llanuras costeras y estratos horizontales)

2. Estructuras alteradas (domos y cuencas, pliegues, bloques fallados, macizos cristalinos, cinturones metamórficos, estructuras complejas)

3. Volcanes y formas afines. Las llanuras costeras o (“coastal plains”) se originan en la emersión reciente de una plataforma

continental poco profunda que acumulaba sedimentos continentales, distribuidos por las corrientes. A medida que asciende el continente o desciende el nivel del mar, los sedimentos más antiguos quedan más alejados del mar. Suelen existir tierras bajas (lowlands) de materiales fácilmente erosionables y alineaciones de materiales

más consistentes (cuestas). Fuente: Derreaux, M. (1970)

Las cuestas se

originan al existir una capa resistente -de caliza o arenisca- algo inclinada, que descansa sobre materiales más blandos. Están compuestas por una vertiente escarpada –frente y otra suave, que sigue la inclinación de los estratos –dorso o falda-. Tienen fuerte influencia en la hidrografía. Poseen una gran influencia agrícola, las vías de transporte se localizan en las tierras bajas. Los estratos sedimentarios de las llanuras costeras son

estructuras favorables para los pozos artesianos; los yacimientos de petróleo y la formación domos de sal. Los estratos sedimentarios horizontales cubren grandes extensiones de los escudos continentales, en

potentes secuencias, que en un tiempo fueron fondos de mares pocos profundos o depósitos fluviales construidos sobre vastas llanuras aluviales. Presentan una topografía muy característica si se alternan materiales blandos y duros. Los estratos resistentes –areniscas o calizas, sobre todo en climas áridos- dan lugar a la formación de acantilados. Los materiales blandos se erosionan con facilidad, acentuando los escarpes y formando vertientes suaves en la base de los acantilados.

Entre las geoformas típicas o características pueden citarse la explanada, amplia faja de terreno

horizontal en la que está descubierta la superficie del estrato subyacente. Las mesas son colinas de techo completamente horizontal, rodeadas de acantilados que no son nada más que vestigios de los primitivos estratos más resistentes. Por reducción o erosión puede concluirse en una pequeña colina que se denomina

cerro testigo.

12

Fuente: Strahler, A. (1982)

Los terrenos formados por materiales

poco consistentes como margas o arcillas y que no se hallan protegido por vegetación, están muy expuestos a la acción de las aguas de arroyada y al abarrancamiento, desarrollándose una topografía muy abrupta que semejan montañas en miniatura y que

se denominan badlands o huayquerías, como las que se observan en el estado de Dakota en los Estados Unidos o en las cercanías del río Tunuyán en la Argentina.

Los domos y cuencas aparecen en zonas donde los estratos sedimentarios aparecen alabeados,

adoptando la forma de cuencas de 150 a 300 km de diámetro; aunque sus estratos no superan 1 o 2 de inclinación con respecto a la horizontal. Estos domos y cuencas tienden a formar cuestas concéntricas una vez erosionados. A medida que es erosionada la parte central, quedan expuestos en la superficie los estratos más antiguos. Las cuestas tienen su frente en dirección al núcleo del domo. Los domos también suelen ser elevados y con vertientes escarpadas. Se lo denomina domo montañoso.

A medida que progresa la erosión en un domo montañoso, los estratos resistentes sobresalen de los

otros, dando lugar a formas denominadas “hogbacks” que circundan el domo. Los hogbacks son formas topográficas muy llamativas que deben su desarrollo a la rápida erosión de los estratos contiguos. Los últimos estratos sedimentarios que faltan por erosionar y que cubren parte del núcleo cristalino, se hallan cerca de las

orillas del domo y adoptan una forma triangular, por lo que reciben el nombre de “flatiron”. Se hallan separados por estrechos cañones en forma de V. Bajo muchos domos es posible hallar importantes yacimientos petrolíferos.

Los relieves plegados se distribuyen en el mundo entre el sistema alpino y los restos de caledonianos.

En los estratos sedimentarios plegados se distinguen el anticlinal y el sinclinal. Los sinclinales se van llenando

progresivamente de los materiales aluviales acarreados de los anticlinales adyacentes. El relieve jurásico en las estructuras plegadas es el tipo más simple. El anticlinal conservado es el monte, el sinclinal es el valle. Los

cortes o desgarrones a lo largo de la ladera del pliegue se denomina ruz; en ciertos lugares los anticlinales han

sido erosionados y excavados: aparece una comba entre dos crestas. En una estructura plegada, un río principal cruza diversos pliegues en ángulos casi rectos, pasando alineaciones montañosas por estrechas aberturas

excavadas por el agua que reciben el nombre de watergaps o cluses. Este tipo de corrientes son antecedentes.

Puede verificarse una inversión del relieve topográfico, en el que un río subsecuente recorre un valle formando sobre el anticlinal, recibiendo el nombre de valle anticlinal. Estos valles se profundizan más rápidamente – sus materiales son más blandos – y el sinclinal se transforma en una pequeña alineación montañosa denominada sinclinal colgado o relieve sinclinal.

13

Fuente: Derreau, M. (1970)

Un anticlinal desventrado puede profundizarse por erosión y dar lugar a la formación de nuevos montes anticlinales (anticlinal exhumado). El fin de esta evolución es el arrasamiento de toda la región hasta las proximidades del nivel base. Pero si la región fue levantada después de la planización, la erosión recomienza su

labor selectiva: se encaja en las rocas blandas y descubre las rocas duras. Se obtiene así un relieve apalachiano

o aplanado, donde las cumbres están cortadas por la antigua superficie de erosión. Si los estratos de una alineación buzan únicamente en una dirección, reciben el nombre de alineación homoclinal o isoclinal. Un valle en el que los estratos se inclinen todos en la misma dirección se denomina valle homoclinal o isoclinal. Las áreas plegadas encierran valiosos yacimientos minerales (calizas, petróleo, etc.).

Los relieves fallados se caracterizan por la presencia de fallas, originadas generalmente por terremotos

y movimientos repentinos de la corteza. Una falla es una rotura de las rocas de la corteza terrestre producida como consecuencia de alguna fuerza que ha sobrepasado el límite de elasticidad de los materiales que la integran. El fallamiento se halla acompañado de movimientos de desplazamiento a lo largo del plano de rotura. Las fallas pueden tener varios km. (hasta 150 o más). Por línea de falla se entiende la traza del plano de falla en la superficie.

Según sea la naturaleza y la dirección relativa del desplazamiento, pueden establecerse distintos tipos de fallas:

Fuente: Strahler, A. (1982)

Falla normal: tiene un plano de falla muy inclinado o casi vertical. La dirección predominante es en sentido vertical (un bloque desciende y otro asciende). Suele traducirse en un escarpe de falla. Una falla normal

14

es la expresión de un movimiento de tensión de la superficie terrestre. Relacionadas con las fallas normales se hallan los pliegues monoclinales, que poseen los estratos sedimentarios doblados netamente entre el bloque levantado y el hundido, en vez de estar fracturados. Muchos pliegues monoclinales están fracturados a gran profundidad o pasan lateralmente a fallas.

Falla inversa, donde la inclinación del plano de falla es tal que uno de los bloques sube sobre el otro y se produce un acortamiento vertical. Los escarpes son similares a las fallas normales, pero son más probables los desplazamientos de tierra, debido a que tiende a formarse un escarpe saliente.

Fallas de desgarre o cizalladura que son las únicas en las que predomina el movimiento en dirección horizontal. No se forma escarpe de falla o es de poca importancia. Sólo se observa una delgada línea sobre el terreno o con una pequeña zanja –rift-. Los ríos suelen desviarse y seguir la línea de falla durante alguna distancia.

Falla inversa de pequeño ángulo o cabalgamiento, donde predomina la componente de movimiento horizontal, pero el plano de falla se halla en posición horizontal, y uno de los bloques cabalga sobre la superficie del otro. Los cabalgamientos de este tipo están asociados a una intensa comprensión cortical, que también puede dar lugar a plegamientos. El escarpe no es recto, sino irregular.

Los relieves debidos a la tectónica de fractura, constituyen los relieves fallados: ciertas partes de la

corteza terrestre (los macizos antiguos, los zócalos) están hechos de materiales muy rígidos, que son incapaces de plegarse, pero en cambio, se fracturan. A las regiones hundidas entre dos bloques montañosos fallados se

les da el nombre de fosas tectónicas. Al contrario, un bloque elevado a lo largo de fallas, entre dos fosas, o en

medio de una llanura, recibe el nombre de horst o pilar tectónico. Las fosas tectónicas son formas características

de las zonas fracturadas de los escudos; las mismas se denominan generalmente, rift valley.

Fuente: Derreau, M. (1970)

En la figura siguiente puede observarse los estadios por los que pasa un bloque fallado y basculado durante su evolución. Durante su juventud, el bloque es asimétrico y con vertientes uniformes, en el período de madurez aparecen divisorias de aguas, espolones y picos separados por profundos cañones, desapareciendo la apariencia de montañas de bloque. Las facetas triangulares son los remanentes del escarpe original

Fuente: Strahler, A. (1982)

Las cuencas adyacentes se rellenan de sedimentos. Al final de la madurez, aparecen formas muy redondeadas, que culminan en la senectud, con la

15

transformación del bloque en una penillanura. En el desarrollo de un escarpe de falla (A), el punto final es la nivelación. Si actúa de nuevo la erosión, lo hace según las leyes de la erosión selectiva (B). El sentido de la escarpa no estará necesariamente en el mismo lado que el sentido de la falla. El escarpe así originado, se debe enteramente a la erosión y se denomina escarpe de línea de falla (c).

Como mira en dirección opuesta al escarpe de falla primitivo, recibe el nombre de escarpe de línea de falla obsecuente (c). Luego de una peneplanización (d), la erosión puede modelar otro escarpe de línea de falla; que se halla en la misma posición que el escarpe de línea original, denominándose escarpe de línea de falla resecuente (e).En algunas regiones, las fallas adquieren gran magnitud. Estos bloques fallados pueden clasificarse en basculados y levantados.

Fuente: Strahler, A. (1982)

Un bloque basculado presenta una cara abrupta, es el escarpe de falla, y otra dependiente suave. La divisoria de agua se halla cerca de una de las orillas del bloque. Un bloque elevado no es más que un tipo de horst. Se halla limitado siempre por ambos lados por vertientes pronunciadas Las fallas son de gran importancia en la geografía humana y económica. Muchos depósitos minerales se hallan en los planos de fallas o en las rocas fracturadas por movimientos de fallamiento. Los escarpes de falla y los de línea de falla, pueden formar barreras topográficas difíciles de cruzar en la construcción de carreteras y de líneas férreas. Las fallas activas pueden ser un serio peligro para ciudades y otras estructuras, pues suelen originar terremotos.

Los macizos cristalinos conforman grandes regiones mundiales de rocas cristalinas que son los

escudos continentales. Las rocas cristalinas también quedan al descubierto en las raíces de las montañas que han sido erosionadas profundamente. Las rocas ígneas intrusivas, como los granitos suelen presentarse

generalmente en forma de grandes batolitos (la roca parece continuar en profundidad durante cientos de

metros). Si la masa de roca ígnea intrusiva es inferior a los 100 km2, recibe el nombre de stock. Los batolitos y los stocks no alcanzan la superficie de la tierra cuando se forman y por esto no dan lugar a formas topográficas iniciales. Suelen aflorar a la superficie sólo después de la erosión ha barrido las rocas más antiguas que yacían sobre ellos (domos cristalinos). El desarrollo topográfico de los batolitos varía según la textura y la composición de la roca y depende de si la masa ha sido o no fallada.

Donde la roca es uniforme y carece de fallas se origina un laberinto de barrancos sin ninguna dirección predominante. El modelo de drenaje es dendrítico, integrado por corrientes de aguas incipientes. Si la masa cristalina se halla fallada y se intersectan las zonas de fractura, el sistema de drenaje sigue las líneas de máxima debilidad y adopta un modelo de distribución rectangular. Los ríos son subsecuentes, desarrollados por las zonas de fractura.

Fuente: Strahler, A. (1982)

Los cinturones metamórficos o las regiones formadas por rocas metamórficas tienden a originar una

topografía en la que alternan los valles y las montañas. Las cordilleras y sierras suelen dirigirse siempre hacia una misma dirección predominante y se hallan separadas unas de otras por largos y ásperos valles longitudinales. Ni las montañas ni los valles son tan escarpados como los originados en estratos sedimentarios plegados, con un sistema de drenaje enrejado o rectangular. Las regiones de estas características reciben el nombre de cinturones metamórficos, porque la topografía refleja los distintos ritmos de denudación de las zonas paralelas de rocas metamórficas; el mármol tiende a originar valles; las pizarras y esquistos, montañas de relieve medio o acusado; las cuarcitas suelen formar relieves ásperos, a modo de cuestas de fuerte pendiente que se denominan hogbacks.

16

Fuente:

Strahler, (1982)

La mayoría de las rocas metamórficas se hallan fracturadas por fallas inversas y por cabalgamientos, que corren paralelos a los diferentes cinturones y que separan unos materiales de otros. Los valles de ríos subsecuentes realzan los relieves Fuente: Strahler, A. (1982)

Las estructuras complejas caracterizan a algunas de las partes de la corteza terrestre, en particular los

escudos continentales, que han estado afectados por varios períodos de plegamiento, fallamiento, intrusiones y volcanismo.

A medida que tuvieron lugares estas manifestaciones, nuevas estructuras se fueron adicionando a las ya existentes, apareciendo hoy como regiones de estructura muy compleja. Debido a la gran variedad de materiales y de estructuras existentes, la topografía adquiere una gran variedad de formas.

Los zócalos están conformados por montañas formadas por materiales viejos, consolidadas desde hace largo tiempo, arrasadas por una superficie de erosión que se comporta como una superficie de discordancia y que pueden estar recubiertas por una cobertura. Entre los zócalos, unos no han sido plegados desde la época precámbrica: son los escudos, como el escudo canadiense o el escudo finoscandinavo. Estos, han podido ser fallados, basculados y elevados a grandes altitudes. Su morfología es más simple que la de los zócalos que han sido plegados con posterioridad y que se llaman macizos.

Los macizos se llaman caledonianos, hercinianos, etc., según la edad en que fueron plegados pero teniendo en cuenta que un macizo puede haber seguido varias fases de plegamiento. En todo caso los macizos no han sido plegados – a los más, han sido dislocados – por los plegamientos de edad alpina. Los movimientos recientes (terciarios y sobre todo, neógenos) rejuvenecen los macizos y los escudos y proporcionan un nuevo punto de partida para nuevas olas erosivas. Los contactos de los macizos antiguos con sus bordes sedimentarios dependen del aspecto de los macizos antiguos, del de la sedimentación en el borde, de la tectónica posterior a la de posición de la cobertura y del sistema de erosión morfoclimático.

Relieve volcánico: la actividad de los volcanes es diversa y variable en el tiempo. No todos los volcanes

emiten lava, ni todas las lavas se parecen. Los relieves volcánicos elementales son formas de construcción, de extrucción y de excavación.

Los relieves elementales de construcción están formados por lavas y los materiales de proyección. La

lava puede presentarse en coladas. Existen tres tipos de coladas:

17

• Coladas lineales: son las más clásicas. Están formadas por lavas muy fluidas, muy oscuras – basalto-, pueden recorrer rápidamente largas distancias y son canalizadas por valles.

• Coladas en manto: son el resultado de la yuxtaposición de coladas lineales sucesivas o bien, de erupciones fisurales. Se forman en topografías de planamiento.

• Coladas masivas: son el resultado de fusiones de lavas ácidas y viscosas: riolita, traquita, andesita, y se solidifican a escasa distancia de las bocas efusivas.

A su vez, según su superficie, se pueden reconocer tres tipos de superficies de coladas:

• Pahoehoe; ropy-lavas o dermolítica: producto de la solidificación de una costra muy delgada, debajo de la cual, continúa escurriéndose la lava, rizando esta piel aún elástica. La lava puede girar en movimientos helicoidales dando el aspecto de rollos de cuerda, por lo que recibe la denominación de lavas cordadas. Si las lavas cordadas corren por debajo de una cubierta de agua fría, se consolidan en forma de almohadillas recibiendo el nombre de lavas en almohadillas o pillow lavas.

• Aa: es un caos de lava escoriácea de rápida solidificación que generalmente se origina, por la rotura de una costra delgada sólida por mayor velocidad de flujo. Se denominan también block lavas.

• Continua o lisa: corresponde a una colada muy fluida basáltica, que suele formar lagos debido a la escasa pendiente de las áreas que atraviesa.

Los piroclastos o proyecciones se forman por la subida de lava va acompañada de desprendimientos gaseosos que arrastran paquetes de lava y los pulverizan mediante explosiones repetidas; el volumen y forma de los materiales proyectados dependen de la naturaleza de las lavas así pulverizadas y las fuerzas de las

explosiones que las proyectan. Las cenizas muy finas son arrastradas por el viento a grandes distancia.

Recubren los relieves con una capa delgada. Forman las cineritas o tobas volcánicas. Las piedras pómez

resultan de explosiones violentas en lavas ácidas y viscosas, son muy esponjosas. Las escorias son proyectadas con menor violencia, formadas en lavas básicas fluidas, son más desgasificadas y por lo tanto más densas.

Fuente: Pedraza Gilsanz (1996)

Las bombas son más voluminosas, se encuentran aisladas en el seno de las acumulaciones y se

solidifican antes de caer. Las ignimbritas son proyecciones de materiales ácidos, liberados a elevadas temperaturas y que se sueldan al suelo antes de enfriarse, ocasionando una especie de conglomerado volcánico formado por bloques escoriáceos y no, de distinto tamaño y aglomerados fuertemente.

Lacroix fue el primero en demostrar las relaciones que existen entre el modo de erupción y la naturaleza más o menos viscosa de lavas. Pueden hallarse diferentes tipos de lavas en una misma erupción. Distinguió:

• Erupciones hawaianas: de lavas muy fluidas. Existe fácil desprendimiento de gases, no hay explosiones ni proyecciones. Las lavas se dispersan en coladas llanas. Pertenecen a este tipo las erupciones de los volcanes Mauna Loa, Kilauea, Niragongo, Islandia.

• Erupciones estrombolianas: algo menos básicas; parte de las emisiones va acompañada de proyecciones de escorias con construcción de un cono mixto, como en el Strómboli (Italia).

18

• Erupciones vulcanianas: de tipo explosivo; proyectan una lava viscosa en forma de lluvia de ceniza y de piedra pómez; las coladas, muy cortas son escasas. (volcanes islas Lípari).

• Erupciones peleanas: la lava es tan viscosa que no fluye, forma un tapón de extrusión, a veces una aguja. Los gases se escapan lateralmente como nubes ardientes. El ejemplo característico es el Mont Pelée, la Isla Martinica.

Los dos últimos tipos de erupciones suelen producir ignimbritas.

Summerfield (1991), por su parte amplió la clasificación de Lacroix y reconoció los siguientes tipos y características:

TIPO DE ERUPCION TIPO DE

MAGMA

NATURALEZA DE LA

ACTIVIDAD EFUSIVA

NATURALEZA DE

LA ACTIVIDAD

EXPLOSIVA

ESTRUCTURAS FORMADAS

ALREDEDOR DE LA SALIDA

ISLANDICO Básico, poco

viscoso

Flujos extensivos desde

las fisuras y grueso Muy débil

Conos de lava muy amplios y

suaves; llanuras de lava con

conos construidos a lo largo de

las fisuras en fases terminales

HAWAIANO Básico, poco

viscoso

Flujo normalmente

delgado y extensivo

desde la zona de

emisión central

Muy débil

Conos de lava muy amplios y

extendidos, denominados

escudos

ESTROMBOLIANO

Viscosidad

moderada;

acidez media

Ausencia de flujo o flujo

grueso y ligeramente

extensivo

Débil a violenta Conos de escoria y flujos de lava

VULCANIANO Acido,

viscoso

Flujo en general

ausente; grueso si lo hay Moderada

Conos de ceniza; cráteres de

explosión

VESUBIANO

(Vulcaniano extremado)

Acido,

viscoso

Flujo en general

ausente; grueso si lo hay

Moderada a

violenta

Conos de ceniza; cráteres de

explosión

PLINIANO (Vulcaniano

muy extremo)

Acido,

viscoso

Puede carecer de flujo;

variable en espesor,

si lo hay

Muy violenta

Extensiones de lapilli y pumitas;

por lo general sin construcciones

cónicas

PELEANO Acido,

viscoso

Tapones dómicos y/o

flujo corto muy grueso;

puede carecer de flujo

Como el

vulcaniano,

pero con nubes

ardientes

Domos en el cráter; conos de

ceniza y pumitas

KRAKATOA Acido,

viscoso Ausente Catastrófico Grandes calderas explosivas

Fuente: Pedraza Gilsanz (1996); pág. 319

Clasificación de las formas volcánicas

Las formas estructurales que resultan de la actividad volcánica, dependen de la cantidad, proporción y carácter de las lavas y piroclastos arrojados. Se clasifican en:

a) Formas explosivas: 1) Cráteres de explosión maars. 2) Cenizas y conos de cenizas. b) Formas mixtas: 3) Conos compuestos de piroclastos y lavas. c) Formas efusivas:4) Cúpulas de lava de crecimiento interno. 5) Cúpulas de lava de crecimiento externo (escudos volcánicos) 6) Mesetas de lava.

1) Los cráteres de explosión son perforaciones de la corteza terrestre, señalados en la superficie por pequeños cráteres, rodeados por un anillo de piroclastos. Aparte de las explosiones debidas al desprendimiento

19

de gases en la chimenea volcánica, pueden producirse otras explosiones atribuidas generalmente, al contacto

súbito de aguas subterráneas y lavas en fusión. Producen dos tipos de cavidades: cráteres de explosión

propiamente dichos, que se abren en el flanco de conos volcánicos y los deforman y los maars que se atribuyen en volcanes gaseosos que no habían emitido más que los gases de la explosión única que abrió una cavidad circular. Se suponía que las calderas (maars) se originaban en explosiones; hoy se sabe que las primeras explosiones originan un vacío, que produce la subsidencia o hundimiento del fondo de cráter. Si el fondo es

impermeable, puede ser ocupado por un lago, que se denomina maar. El hundimiento generalizado o subsidencia da lugar a las calderas y a la característica forma de muchos volcanes escoceses.

2) Cuando la producción de material fragmentario es suficiente, se forman conos de cenizas, con ángulos de 30 a 35º o de escorias, con vertientes más pronunciadas. Los grandes conos de cenizas y escorias son atacados rápidamente por el abarrancamiento.

3) Muchos volcanes pueden comenzar siendo conos de cenizas y desde entonces desarrollar actividad casi continua, hasta formar un típico cono compuesto, como la mayor parte de los volcanes circumpacíficos que alternan capas de cineritas y lavas. Es frecuente que en ellos se produzcan hundimientos que originen calderas.

4) La forma de las estructuras volcánicas formadas predominantemente por corrientes de lava,

dependen sobre todo de su fluidez. Los puys y mamelones son ejemplos de domos o cúpulas de crecimiento interno, producto de lavas muy viscosos. Estas estructuras volcánicas aparecen en superficie cuando las rocas encajantes han desaparecido por erosión; estas intrusiones tienen formas y posiciones características, en relación con las articulaciones y planos de las capas que invaden. Se denominan también formas volcánicas de excavación: Entre ellas se destacan:

• Los diques son inyecciones de rocas en fusión en fisuras o fallas que cortan transversalmente los planos estructurales de las capas que invaden. Son generalmente más resistentes que estas rocas.

20

• Los sills o umbrales son intrusiones que siguen los planos horizontales, son concordantes y de lavas fluidas – basálticas –

• Los lacolitos son inyecciones de lavas muy viscosas, que forman montículos de base plana y superficie superior abovedada.

• Los batolitos son enormes masas graníticas que se encuentran en el núcleo de muchas cordilleras de plegamiento; son las intrusiones ígneas de mayor magnitud.

• Los espigones o nek son chimeneas de lava pura que sobresale debido a la erosión. Es a veces difícil distinguir los espigones (formas de excavación) de las agujas o pitones (formas subaéreas).

• Los ring-dike y cone-sheet son el resultado de fisuras circulares por donde surge el material volcánico. En los primeros, la lava asciende en forma cilíndrica; en los segundos, en forma cónica, con el vértice hacia abajo

5) Lavas basálticas muy fluidas, de las cuales se escapan gases con tal facilidad que la actividad explosiva se halla subordinada, se extienden en delgados mantos a través de largas distancias. Por acumulación de sucesivas coladas en diversas direcciones se va construyendo una cúpula de amplia extensión con pendiente suave, originando los volcanes con escudo, llamados también hawaianos. La lava escapa por desbordamiento o por la abertura de fisuras en las paredes de la caldera.

6) En muchas zonas volcánicas, los volcanes centrales tienen una distribución lineal bien manifiesta. En regiones sujetas a poderosa tensión cortical, las grietas que penetran más profundamente pueden producir canales ininterrumpidos para la rápida ascensión de enormes volúmenes de magma basáltico. Fluyendo casi tan libremente como el agua, la lava se derrama a través de largas grietas e inunda la comarca adyacente, formando mantos cuya superficie es casi horizontal. La lava de las coladas es la roca volcánica más resistente, sobre todo a la erosión lineal. La erosión areolar las afecta en mayor medida por su estructura diaclasada. La erosión de las coladas termina con la inversión del relieve volcánico, cuando el relieve de este se halla por encima del nivel de base local. Las coladas, que siguen las líneas de máxima pendiente y ocupan preferentemente las partes bajas, se convierten, por erosión diferencial, en las partes altas de la región volcánica. Tectónica de fracturas

La trama y la textura de la corteza continental están determinadas por las zonas orogénicas; pero superponiéndose a esta trama primaria, están los efectos de los movimientos epirogénicos posteriores, debidos a las presiones, fracturas y fallas sufridas por la corteza. Tales movimientos se producen esencialmente hacia arriba y hacia abajo, donde lugar a deformaciones de la corteza terrestre conocidas con la denominación de tectónica de fracturas. En el caso de simples abombamientos de gran radio de curvatura, se trata de movimientos se trata de movimientos epirogénicos. Suelen provocar la emersión de sedimentos lacustres o marinos; no producen pliegues ni fallas importantes. Si los macizos antiguos son sometidos a movimientos verticales pronunciados, se crea un relieve de bloques y fosas (estructuras falladas), producto de movimientos de fractura o de ruptura, tal como se manifiesta en el Macizo Central Francés, en los Vosgos-Selva Negra, en las Sierras Pampeanas.

También suelen aparecer bloques en cordilleras recientes, donde las fallas cortan los bloques montañosos independientemente de los pliegues anteriores a los que vuelve a cortar perpendicular u oblicuamente. Así ocurre en el Valle Central de Chile. Algunas veces las fallas están oblicuas y orientadas diversamente en relación con la vertical: entonces la corteza se divide, al menos en superficie en cuñas

levantados o hundidas, recibiendo la denominación de “cunei composti” (cuñas compuestas o combinadas). El corte de una cordillera en bloques fallados puede originar nuevos plegamientos si todavía existen

sedimentos no endurecidos que descansen sobre el zócalo rígido, en una combinación de bloques y plegamientos, denominados también cordilleras intracratónicas. Cuando los estratos superiores están hundidos a los movimientos del sustrato fallado, se habla de tectónica de revestimiento o pliegues de fondo; cuando las capas plásticas intermedias de arcillas de arcillas o esquistos amortiguan el movimiento de los bloques, los estratos superiores pueden resbalar no plegarse de forma más independiente, formando los pliegues de cobertura. Muchos macizos antiguos y zócalos han sido rejuvenecidos de modo disimétrico, como en la Serra do Mar del macizo brasileño o las Sierras Pampeanas de nuestro país.

Orogénesis o modelos orogénicos

Al igual que los océanos, también las montañas son accidentes transitorios de la superficie terrestre. Se forman a una cierta profundidad en el interior de la corteza terrestre, emergen como accidentes del relieve visible y luego son arrasadas y pueden llegar a mostrar sus raíces por erosión. Las montañas consisten en gruesas formaciones de rocas sedimentarias con algunas intrusiones ígneas y algo de materiales volcánicos. Buena

21

parte de este material se convierte en rocas metamórficas por los procesos orogénicos. Dado que la acumulación de estos materiales es previa a la orogénesis, la fase inicial de la formación de montañas consiste en el desarrollo de una forma de relieve negativa.

El primer estadio de la construcción de montañas consiste en la formación de un geosinclinal, faja larga y relativamente estrecha de corteza subsidente que ocupa un lugar donde dos placas continentales pueden llegar a chocar. El movimiento hacia el norte de las placas africana e índica y su choque con las partes europeas y asiática de la placa euroasiática, respectivamente, dio lugar a la creación del geosinclinal del Mar de Tethys y más recientemente la formación de los Alpes y los Himalaya a expensas de los sedimentos acumulados.

Gran parte del sedimento de un geosinclinal corresponde al tipo de agua somera, en especial, en el geosinclinal interior (cuando hay dos, disposición que es muy típica). El interior es el miogeosinclinal, colmado de areniscas y calizas de agua somera de gran espesor. El exterior, es el eugeosinclinal, en el cual suele acumularse un potente manto de sedimentos de origen marino profundo como turbidita, argiditas y calizas pelágicas. En los geosinclinales, los sedimentos suelen acumularse hasta adquirir un grosor de hasta 6000 metros. La etapa siguiente es la compresión a este material por el acercamiento mutuo de dos placas. La compresión que actúa en una zona muy profunda de la corteza en la que el material es relativamente móvil y plástico, produce pliegues complejos y en este estadio, el material resulta a menudo alterado por metamorfismo (las calizas en mármoles; las areniscas en cuarcitas; las arcillas en pizarra).

Las rocas corticales combadas por la subsidencia son más livianas que el manto en el cual se han asentado, con lo cual, en esta etapa su gran grosor dan lugar a anomalías gravitatorias negativas. Cuando se relaja la fuerza que mantenía hundida a las rocas, las montañas pueden subir para lograr el equilibrio isostático. El conjunto del proceso, de la subsidencia del geosinclinal hasta la inmersión de las montañas, tarda centenares de millones de años, si bien los estadios más tardíos tienen lugar con mayor rapidez que los iniciales.

22

En la formación y evolución de una cadena plegada, las fases son las siguientes: (las cruces indican las capas graníticas de SIAL descansando sobre el SIMA, representado en color claro; las rocas eruptivas o volcánicas: SIMA inyectado, en color oscuro).

1. Fase preparatoria: las corrientes de convección del SIMA crean un geosinclinal en el SIAL. 2. Fase geosinclinal: los sedimentos se acumulan en los mares; las capas profundas se metamorfizan,

rocas del SIMA se inyectan en la masa. 3. Fase orogénica preliminar: las corrientes de convección se debilitan; la raíz asciende rápidamente

por isostasia; plegamientos y fracturas complican el edificio montañoso. 4. Fase orgánica principal (paroxismo): el levantamiento es rápido; los sedimentos se pliegan todavía y

se deslizan en mantos. 5. Fase orogénica final: las partes profundas de la raíz aparecen en el corazón o parte central de la

cadena (granito); los mantos de corrimiento se han desplazado sobre el antepaís. 6. Fase de arrasamiento y formación de los escudos: la isostasia a hecho ascender ya a toda la raíz: la

erosión ha destruido la mayoría de las capas sedimentarias de la antigua cadena no queda sino una «almadía» de SIAL dislocado, con fosas, volcanes y una cobertera sedimentaria muy delgada.

Quizá la característica más destacada de las actuales cadenas montañosas sea la deformación que

presentan sus rocas. Todas las cadenas montañosas presentan o bien plegamientos o bien cabalgamientos y generalmente ambas cosas. Los cabalgamientos son planos ligeramente inclinados o la lo largo de los cuales se mueven las rocas de manera que se sitúan por encima de las que originalmente se ubicaban a una cierta distancia. Este tipo de cabalgamientos supone un cierto acortamiento de la corteza.

El manto de corrimiento es una masa cabalgante o un cuerpo rocoso plegado en la cual el plegamiento este tumbado, es decir, un plegamiento cuyos flancos sean casi paralelos y más o menos horizontales. Los mantos de corrimiento, identificados primeramente en los Alpes, posteriormente fueron hallados en numerosas cadenas montañosas.

Denudación continental

La formación de cordilleras constituye un ejemplo de las fuerzas internas, endogenéticas, en la superficie terrestre, fuerzas que son el elemento positivo que crea tierra nueva y levanta masas terrestres ya existentes. Del lado opuesto están las fuerzas destructivas y negativas de la erosión, los procesos exogenéticos. El equilibrio de los dos elementos determina la morfología de la superficie terrestre. El ciclo orogénico es largo y abarca una gama considerable de procesos desde la sedimentación a la orogenia, y finalmente, el levantamiento y la erosión. Pero la sedimentación implica erosión. Existe así un ciclo de erosión, de la misma manara que existe un ciclo de formación de montañas u orogénesis.

La expresión “ciclo de erosión” suele asociarse el nombre de W. M. Davis, quien sugirió que todas las formas de relieve pasan por un desarrollo evolutivo que va, desde el estado de juventud al de madurez y senilidad. El autor partió de una situación ideal: una región levantada a la una altura inicial en la que el proceso de levantamiento no produce erosión. Más tarde, la misma área se ve sometida a los procesos erosivos que rebajan gradualmente su superficie y su forma inicial plana. Se crean primero, los valles de las laderas abruptas propias de la juventud, subsistiendo la mayor parte de la superficie original como altiplanicie. Los profundos valles de la madurez, se ahondan cuando se consigue el máximo relieve, se ha consumido la mayor parte de la superficie primitiva y los ríos han excavado hasta llegar casi al nivel de base. El estadio de madurez es aquel, en el que el relieve queda suavizado. La fase final o senil vuelve a ser una superficie casi plana, la penillanura.

Una de las mayores criticas al modelo teórico enunciado por Davis, fue la de suponer que durante el levantamiento no se produce erosión relación que fue el tema dominante de la obra de W. Penck, uno de los primeros adversarios de Davis. Una gran cantidad de pruebas demuestran que la erosión es muy activa cuando hacen su aparición las cordilleras que emergen. Los conglomerados originados en este período muestran granos gruesos, indicativos de corrientes de agua que se precipitaban por fuertes pendientes con capacidad para transportar material grueso y por lo tanto, de una erosión muy activa.

D. L. Linton ha calculado que es necesario unos 20 millones de años para reducir una cordillera a una zona de relieve suavizado, siempre y cuando La Tierra se mantenga estable relativamente durante el período y no sufra otro movimiento que la compensación isostática normal. Los procesos de erosión son muchos más rápidos al principio, cuando el relieve es considerable y se modelan cuando el relieve se reduce. Siempre se ha discutido hasta que punto la erosión puede rebajar el paisaje y se ha cuestionado la realidad de las penillanuras.

Una concepción de la evolución del paisaje se basa en la teoría eustática, que considera que los paisajes vienen determinados por cambios mundiales del nivel del mar. Los partidarios de esta concepción consideran

23

que deberían de ser posible correlacionar superficies de diferentes partes del mundo mediante la altitud (se han realizado varios intentos al respecto). L. C. King realizó uno de estos intentos identificando dos superficies de erosión de ámbito mundial y de extensión continental. Interpretó las superficies planas como el resultado de la formación de pendientes por retroceso de los escarpes, más que por peneplanización debida a desgaste por rebajamiento horizontal. El clima semiárido y de sabana favorece probablemente la pedimentación y el desgaste por retroceso vertical; el clima templado húmedo puede favorecer la peneplanización y el desgaste por rebajamiento horizontal a causa de la protección vegetal de las vertientes.

Conviene distinguir entre áreas estables y áreas inestables. En conjunto, las regiones de escudo son relativamente llanas y no han sufrido orogenias por lo menos en los últimos 700 millones de años. Por eso han quedado reducidas a zonas de escaso relieve. Sus rocas muy antiguas afloran en el núcleo, rodeadas de zonas de rocas más modernas casi sin perturbaciones. Los cinturones orogénicos son muchos más móviles. El relieve es mucho mayor y la actividad erosiva más potente y efectiva. El relieve no se ha suavizado.

El levantamiento isostático, consecuencia de la erosión y de la erosión de la masa, es otro de los factores que retrasan el arrasamiento y que con el tiempo pueden magnificar el relieve, en el caso que el levantamiento eleve las cimas antes de que estas hallan sido denudadas por debajo de su nivel original, como el caso de los picos de los Alpes e Himalaya. La peneplanización se interrumpe cada vez que cambia el nivel del mar, porque este está relacionado con aquella como nivel de base de la erosión.

Está ampliamente probado el hecho de la reducción del relieve a través de la denudación, siempre que se cuente con el tiempo necesario y una extensión suficientemente vasta. Sin ello, el proceso de sedimentación y el de formación de rocas nuevas no podría producirse.

Para los temas de: Tectónica de placas y volcanismo y distribución mundial de volcanes: puede verse también:

• Selección de Scientific American: “Deriva continental y tectónica de placas”. págs. 42-98 y 180-195.

• Tazzief, Haroun: “Los volcanes y la deriva de los continentes”. Ed. Labor. Págs. 13- 37.

• Holmes; Arthur: “Geología Física”. Págs. 463- 467.