• Prólogo
• Introducción
• Capítulo 1. 
• Capítulo 2. 
• Capítulo 3. 
• Capítulo 4. 
• Capítulo 5. 
• Capítulo 6. 

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• Capítulo 7. 

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• Capitulo 8. 
• Capítulo 9. 
• Capítulo 10. 
• Capítulo 11. 
• Capítulo 12. 
• Capítulo 13. 
• Capítulo 14. 
• Capítulo 15. 
• Capítulo 16. 
• Capítulo 17. 
• Capítulo 18. 
• Conclusión
• Bibliografía
• Glosario

El agua como agente geomorfológico

Su influencia ocurre desde el momento en que las gotas de agua de la lluvia golpean el suelo. Al tiempo del impacto se produce una “craterización” de la superficie y un ”salpicado” de partículas en los alrededores del “micro-cráter”. Las partículas tienen un efecto impermeabilizante, dificultando la infiltración y favoreciendo el escurrimiento. 

Las aguas que no se infiltran, fluyen sobre la superficie, primero forman hilos de agua, luego escorrentías concentradas y torrentes, y finalmente van a parar a los valles mayores de los ríos. 

Por todas partes en donde corre, el agua deja su marca física. Sobre los interfluvios remueve las partículas creando surcos, y en los valles y llanuras excava canales, acarrea partículas de variadas dimensiones y deposita sedimentos. Todos estos rasgos geomorfológicos constituyen una suerte de memoria que influye el escurrimiento en los eventos pluviales y fluviales sucesivos. 

En los interfluvios, el flujo provocado por cada nueva lluvia intensa, profundiza los surcos existentes en las laderas, intensificando su efecto en forma acumulativa. Cuando las cuencas de recepción son pequeñas, de algunos cientos de metros cuadrados o decenas de hectáreas, la evolución continúa hasta su estabilización. Esta se produce cuando se alcanza el perfil de equilibro, o como resultado de factores geológicos locales (por ejemplo rocas duras aflorantes, acumulación de sedimentos). 

En los ríos con cuencas más extensas la excavación de los valles puede continuar por muchos siglos, milenios e incluso cientos de miles de años. Este fenómeno se llama “entalle” o “incisión”. 

A veces el proceso se interrumpe debido a procesos de sedimentación aluvial que dejan “llanuras” de acumulación a ambos lados de los lechos. En otras ocasiones el proceso se reanuda, dando lugar a “escaleras de terrazas”, sucesiones de taludes de incisión y superficies plano-horizontales que son testimonio de antiguas planicies fluviales abandonadas por el río. 

Algunos valles pueden erosionar sus cabeceras, aumentando su cuenca de recepción, captando valles vecinos y extendiendo su área de influencia. Este proceso se llama erosión regresiva. En cierto modo, las diferentes cuencas “compiten” por sus respectivos territorios. Los valles con mayores pendientes y fuerza erosiva se extienden, mientras que los valles contiguos se “reducen”. 
 
 
 

Los registros del modelado

El modelado de las redes hidrográficas es un verdadero registro de la historia geológica. En éste, el agua juega el rol de “grabador” y las formaciones geológicas y suelos el de “la pasta del disco”. Este registro se da a todos los niveles: a nivel micro, sobre cimas, laderas, planicies y cauces, y a nivel macro, sobre cadenas montañosas, macizos rocosos, mesetas, cuestas geológicas, penillanuras y llanuras. 
 
 
 

El agua como agente químico y biológico

Uno de ellos es su rol como agente de alteración química de los minerales y las rocas. Impregna la superficie y fisuras de las formaciones rocosas, provocando cambios químicos en cristales, vidrios naturales y partículas. Estos fenómenos se ven facilitados por la presencia de sales o gases en disolución, que en algunos casos pueden acelerarlos. 

A ello se agrega el efecto de los organismos vivos y sus productos metabólicos. El agua es a la vez el “vehículo” de los organismos y moléculas orgánicas asociadas, y un compuesto esencial de los procesos vitales. Los organismos vivos y muertos, así como los productos de su metabolismo o descomposición, también tienen influencia en el registro hídrico del modelado. 

Ello ocurre, a nivel micro, por la acción de bacterias, líquenes y musgos sobre ciertas superficies y rajaduras de las rocas. A escala media, el impacto principal es ocasionado por las comunidades de organismos vivos, organizadas en “ecosistemas”. 

A nivel macro, e incluso, planetario, la influencia de la biota también se manifiesta. Tal como lo demostró recientemente James Lovelock, 1988, en “The ages of Gaia”1, la vida es uno de los principales factores de la evolución geológica y geoquímica, e incluso geofísica, del planeta. Finalmente, a diversas escalas, se está produciendo la influencia creciente de las actividades humanas. Muchas formas actuales y en formación son el resultado directo o indirecto de la acción antrópica2. 
 
 
 

Tipología de los ambientes geomorfológicos

En este capítulo proponemos una tipología de dichos ambientes, basándonos principalmente en la presencia, abundancia o ausencia de procesos provocados o relacionados con la acción del agua en sus tres estados físicos (gaseoso, líquido y sólido) (Antón, 1976)3, así como en la acción climática que es la que propulsa dichos procesos4. 

Al nivel taxonómico más elevado lo denominamos: ámbito. Al segundo nivel, dominio, al tercero, sistema. Los sistemas los subdividimos en zonas y a las zonas en provincias. 

De acuerdo a esta clasificación, proponemos tres ámbitos principales para la posición jerárquica mayor. Ellos son: el subaéreo, el subacuático y el subglacial. 

El ámbito sub-aéreo está constituido por las áreas que están en contacto directo con la atmósfera: el sub-acuático, por las zonas cubiertas de agua líquida, y el sub-glacial, por las porciones recubiertas por hielo. 

Dividimos, a su vez, el ámbito subaéreo de acuerdo a sus características bio-climáticas. Así, diferenciamos un dominio bio-pluvial (donde llueve habitual u ocasionalmente), y un dominio hiperárido (donde no llueve nunca o casi nunca). De acuerdo a la profundidad y características geológico-tectónicas, dividimos el ambiente subacuático en los dominios de las plataformas, de las dorsales y abisal. Por su parte, de acuerdo a su localización y espesor, subdividimos el ámbito glacial en dominio de los inlandsis, de las calotas y de los glaciares locales o de montaña. 

A continuación describiremos sus principales características. 
 
 
 

El ámbito subaéreo

El dominio biopluvial

En este ámbito, el modelado es el resultado de la interacción de dos tipos de procesos: 

a) Los procesos de tipo árido y 

b) los procesos de tipo húmedo. 

Los sistemas áridos se producen debido a la acción de mecanismos del primer tipo, mientras que los sistemas húmedos se desarrollan cuando imperan los acciones de la segunda categoría. 

Frecuentemente hay interacción entre ambos tipos de mecanismos y de ésta surgen gran parte de los paisajes habitados del planeta. Son ejemplos de esta interferencia las zonas semiárida y mediterránea. 

Además de las interferencias isocrónicas existen las interferencias geológicas, que se suceden en el tiempo. No es frecuente que un paisaje sea exclusivamente el resultado de la acción de un solo sistema morfogenético. Los cambios climáticos son la regla y la persistencia climática la excepción. Para que la acción de un sistema o dominio se interrumpa basta un cambio de clima, de configuración orográfica o costera, o de otras condiciones geológicas. 

Luego de producido dicho cambio se generará una interferencia entre el paisaje heredado y las nuevas condiciones, que determinarán un nuevo tipo de modelado. 
 
 
 

El sistema geomorfológico árido

Sus características principales son las siguientes: 

• Ausencia casi total o escasez de cobertura vegetal durante largos períodos de tiempo, durante los cuales el suelo queda al descubierto. 

• Predominio del escurrimiento en el balance hídrico. Este se da tanto en forma superficial como torrencial. A nivel de los interfluvios la infiltración es en general reducida. 

• La circulación hipodérmica es normalmente muy escasa por la ausencia de un manto de alteración que oficie de reservóreo, y a la escasa infiltración. 

• Por dicha razón, hay una escasa contribución hipodérmica a los cursos de agua (ello es aplicable también a las napas más profundas). 

• El aporte de éstos es casi exclusivamente superficial por intermedio de los torrentes o del escurrimiento discontinuo. 

• Como consecuencia de lo anterior, los cursos de agua dependen, para su alimentación, casi exclusivamente de las lluvias recientes. 

• De allí, la gran irregularidad del caudal de las vías fluviales. Grandes crecidas y grandes bajantes que pueden llegar a la desaparición del curso de agua poco después de las lluvias. 

• En los materiales del sustrato expuestos en superficie predomina la meteorización física sobre la química. Son frecuentes los procesos de desagregación y fracturas de granos (generalmente por termoclastismo y haloclastismo). La alteración del sustrato es poco frecuente y nunca muy profunda. 

• Hay ablación intensa en las laderas (ablación superficial) y en los thalwegs menores (ablación torrencial). El balance de ambas determina la forma de éstos. Generalmente muestran formas amplias en U en la cima del interfluvio y formas en V en la base de la ladera. 

• Como consecuencia de esta ablación, las laderas retroceden en forma rápida manteniendo un mismo estilo de pendientes durante la evolución del paisaje. 

• Debido a dicha erosión, hay un intenso aporte lateral a los thalwegs principales y por ende, un relleno acelerado de éstos por los materiales que el curso de agua no es competente para evacuar. 

• A ambos lados de la zona aluvial de relleno se suelen desarrollar unas zonas planas, suavemente inclinadas hacia el eje del thalweg, donde predominan los procesos de escurrimiento discontinuo y torrencial, que son el sitio de tránsito de gran parte de los materiales que provienen de las laderas. Dichas superficies se llaman glacis o pedimentos y pasan lateralmente a conos coluviales de pie de monte y conos torrenciales de deyección 

• Esta zona de glacis es lo que queda en la zona anteriormente ocupada por la ladera en retroceso cuando ésta se retira. 

• En este ambiente, en que el suelo no está protegido por la vegetación, se dan las condiciones para que se ejerza la acción del viento. 

• Existen procesos de deflación frecuentes en las planicies aluviales y glacis contiguos. Sin embargo, el modelado de hidrogénesis es el más importante y es éste el que determina la organización de las formas principales. La acción del viento se limita a una movilización de materiales finos, con construcción en formas de detalle, a menudo transitorias (que suelen ser destruidas en tiempos de lluvias). 

• En la zona de transición del dominio bío-pluvial al dominio hiperárido, las formas eólicas empiezan a persistir y a dar la tónica del estilo del paisaje, hasta llegar a un punto tal en donde la ausencia de precipitaciones es casi total, dando lugar a una morfogénesis eólica exclusiva. 

El resultado de la acción prolongada de estos mecanismos es un paisaje compuesto de amplias superficies suavemente inclinadas, irregulares en el detalle y remanentes de los antiguos interfluvios. Estos están constituidos por cerros con laderas escarpadas y una zona cimera relativamente plana con aspecto mesetiforme, y restos de antiguos cerros, que han perdido la superficie superior, apareciendo como “islas” abruptas y/o pedregosas en la monotonía del paisaje circundante. 
 
 

El sistema geomorfológico húmedo 

El sistema húmedo definido como “sistema morfogenético húmedo” por Tricart y Cailleux, 19747, y como “estado biostásico” por Erhart, 19688, se caracteriza por un superávit anual de precipitaciones con relación a la evaporación y, consecuentemente, una cobertura vegetal densa y espesa. 

Sus principales características son las siguientes: 

• Cobertura total de la superficie por la vegetación, frecuentemente con varios estratos superpuestos. 

• Escaso o nulo escurrimiento superficial en las laderas 

• Escaso o nulo escurrimiento torrencial. 

• Ausencia de ablación superficial y torrencial. 

• Evolución erosiva muy lenta de las laderas e inclusive estabilización total. Muy escasa densidad de thalwegs secundarios, debido a la ausencia de erosión torrencial. 

• El aporte lateral de materiales a los thalwegs principales es también muy escaso. 

• Por lo tanto, hay alta competencia de las aguas fluviales, muy pobres en sedimentos. 

• Ello determina la incisión o entalle del fondo del lecho. 

• Predomina la meteorización química; hidrólisis y neoformación, transformación de minerales alterables solubilización de sales varias. 

• Desde el punto de vista geoquímico, hay evacuación de los cationes más solubles (Na, K, Mg, Ca, Si) y acumulaciones residuales de Al y Fe. 

• Desarrollo gradual de un manto de alteración de espesor considerable. 

• La existencia de una cobertura vegetal densa y la presencia de un manto de alteración de cierta permeabilidad, posibilita el amplio predominio de los procesos de infiltración frente a los de escurrimiento superficial. 

• Dicho manto de alteración constituye el lugar de tránsito del escurrimiento “hipodérmico” hacia los thalwegs principales. 

• Una parte de la infiltración puede atravesar formaciones del sustrato y reaparecer en los thalwegs dando lugar al “escurrimiento” freático, que se diferencia del hipodérmico por el tipo de formaciones atravesadas durante la marcha. El escurrimiento hipodérmico se desarrolla en formaciones superficiales, mientras que el freático tiene lugar en el subsuelo. Es de hacer notar que existen una multitud de casos intermedios donde la categorización no es fácil. 

• Por todo esto, los aportes laterales al curso fluvial dependen mucho más de las características de las napas hipodérmicas y freáticas que del ritmo instantáneo de las lluvias. Estas napas actúan como un reservóreo que se va vaciando lentamente cuando pasa cierto tiempo sin llover, impidiendo que se produzcan bajantes demasiado grandes a nivel de los cauces. Cuando llueve, en cambio, el agua infiltrada se emplea en primer lugar para cargar la napa, y no es si no varios días después que llega al thalweg principal, en forma lenta y regularmente distribuida en el tiempo. Todo ello provoca que el caudal de los ríos o arroyos sea relativamente independiente de las lluvias recientes, y de una gran regularidad. 

• Debido a la presencia de un espeso manto de alteración el sustrato aflora solamente en las laderas de pendientes más fuertes, aunque se le ve aflorar frecuentemente en los thalwegs principales. 

• En los valles de clima húmedo los perfiles longitudinales muestran irregularidades frecuentes como resultado de la heterogeneidad litológica del sustrato. 

• El control estructural de las formas de interfluvios es débil. 

El resultado final de una evolución morfogenética húmeda es el desenvolvimiento de interfluvios convexos y valles con perfiles transversales en V. Las laderas de pendientes moderadas a suaves presentan escasos thalwegs secundarios y en general están carentes de afloramientos. Éstos son mucho más frecuentes cuando las laderas son abruptas. 

En ciertas zonas de estilo tectónico enérgico, los valles fluviales pueden profundizarse lo suficiente como para dar lugar a pendientes muy fuertes en las laderas. Llegando a cierto umbral de inestabilidad, dependiendo de la densidad de la vegetación, del tipo de materiales, de la humedad del suelo y de la pendiente, se suelen producir movimientos de masa, que son los principales agentes de modelado de los sistemas húmedos9. 
 
 

Los movimientos de masa 

Los movimientos de masa son característicos de ciertas áreas húmedas, aunque pueden darse en otros sistemas morfogenéticos (árido, litoral, periglaciar y glaciar). Se pueden producir en pequeñas áreas o a lo largo de extensos territorios. Algunos son lentos y graduales, mientras que otros pueden asumir dimensiones catastróficas. 

Los principales movimientos de masa, que describiremos a continuación, son los siguientes: reptación, solifluxión, deslizamientos, derrumbes, coladas de barro y lavas torrenciales. 
 
 

La reptación 

Uno de los procesos más frecuentes en las laderas húmedas con pendiente fuerte es el movimiento de masas denominado reptación o soil creep. Es un fenómeno de acción lenta pero que frecuentemente demuestra una gran eficiencia en el modelado de ciertas laderas. 

La reptación se produce por la combinación del movimiento de expansión del suelo durante la humectación o la congelación (normal a la ladera) y del movimiento de contracción del mismo durante la desecación o fusión (vertical). El resultado de estos dos movimientos alternativos es un descenso de los materiales ladera abajo. 

De lo antedicho, se desprende que hay una hidro-reptación y una geli-reptación, que pueden en ciertos casos darse en el mismo sitio en diferentes períodos del año. 

En muchas zonas húmedas la reptación colabora para posibilitar el desencadenamiento de fenómenos de movimientos de masa instantáneos al acumularse los suelos y las formaciones superficiales en posiciones inestables. 

En otros casos, la reptación es concurrente con otros movimientos para dar lugar a una dinámica compleja sobre las laderas, cuya interpretación es enmascarada a veces por la atenuación morfológica que genera este proceso. 
 
 
 
 

La solifluxión 

La solifluxión ocurre en áreas pequeñas, a veces de unos pocas decenas de metros cuadrados. El proceso está asociado generalmente al alumbramiento de una napa hipodérmica o freática. En este caso la colmatación del suelo crea condiciones de liquidez dando lugar a un flujo de barro, acarreando la cobertura vegetal en su marcha. Frecuentemente este proceso se produce en el sitio en donde mana una napa al pie de la ladera cuando se ha eliminado el bosque natural y donde existe una cobertura vegetal de enraizamiento poco profundo (por ejemplo de tipo herbáceo). 

Este tipo de movimiento de masas es conocido por el nombre de solifluxión, y cuando se produce provocado por la hiper-abundancia de aguas de fusión de la nieve recibe el nombre de gelifluxión (fenómeno característico del sistema geomorfológico periglaciar). 

Una ladera que evoluciona por solifluxión adquiere un modelado ondulado en el detalle, con irregularidades de pocos o decenas de metros cuadrados de superficie, y algunos decímetros de desnivel entre las cimas y las depresiones. 

A pesar de estas irregularidades, el aspecto general de la ladera es homogéneo, sin valles laterales torrenciales ni afloramientos rocosos. 
 
 

Los deslizamientos 

Generalmente actúan sobre una superficie limitada (algunos cientos de metros cuadrados), pero en algunos casos pueden afectar a todo un panel de ladera. Se producen cuando un “paquete” de suelo y formaciones superficiales (a veces incluyendo bloques del sustrato) resbala sobre una base húmeda y lisa desplazándose a la parte baja de la ladera o del valle 
 
 

Los derrumbes o desmoronamientos 

Ocurren cuando predomina la acción directa de la gravedad en laderas muy empinadas, a menudo desprovistas de cobertura vegetal debido a la acción previa de movimientos de masa. En general, los derrumbes o desmoronamientos son asistidos por el agua de escurrimiento o freática o por la ocurrencia de sismos. 
 
 

Las coladas de barro 

Las coladas de barro tienen lugar cuando todo el material de ladera está sobre-humedecido y fluye hacia el fondo del valle en forma catastrófica. Este proceso que es común en el sistema húmedo, también puede darse en el sistema árido, cuando el escurrimiento debe transportar una carga que pasa cierto “umbral” de masa porcentual. 
 
 

Las lavas torrenciales: 

Las lavas torrenciales ocurren cuando los movimientos de masa se desarrollan en una zona amplia abarcando simultáneamente varias laderas. Las consecuencias pueden ser catastróficas también a nivel del valle. 

Para que se produzca, es necesaria la concurrencia de varios factores favorables, particularmente lluvias intensas y/o movimientos sísmicos, que dan lugar a un flujo generalizado en vastos sectores de las laderas en una misma cuenca, así como a la ocurrencia concomitante de deslizamientos y desmoronamientos. 
 
 

Los represamientos de los valles 

En las zonas tropicales cuyo modelado es regido por las leyes del sistema húmedo, son frecuentes los movimientos de masas que afectan paneles de laderas. Los deslizamientos y coladas de barro pueden dar lugar a la obstrucción parcial o total de los cursos de agua a nivel de los valles. En los casos de obstrucción parcial, el río simplemente se desvía, pero en los casos de obstrucción total se produce un represamiento detrás del dique natural con formación de un lago temporario. Generalmente el episodio culmina con la ruptura o desborde del dique provocando inundaciones aguas abajo. Sobre las laderas el impacto más visible es la exhumación de extensas superficies de roca más o menos fresca, que en ciertos casos pueden alcanzar pendientes casi verticales, expuestas a futuros derrumbes y desmoronamientos. 

Gran parte de los paisajes de “panes de azúcar” tienen su origen en la acción de un modelado de este tipo (aunque en ciertas condiciones los sistemas áridos pueden generar relieves de cierta similitud). La génesis de estos paisajes puede ser deducida del estilo de los perfiles transversales de los valles principales, que son sensiblemente diferentes en ambas regiones climáticas. 
 
 

Interacción entre ambos sistemas morfogenético: 

las zonas semiáridas y mediterráneas. 

Los sistemas y procesos áridos y húmedos pueden interferir en el espacio y en el tiempo. 

Las zonas intermedias suelen presentar características transicionales, producto de la alternancia de los mecanismos húmedos y áridos. 

La interferencia en el tiempo se puede dar en períodos relativamente cortos ( interferencia instantánea o semi-instantánea) o en tiempos geológicos. 

La interferencia de tipo instantáneo o semi-instantáneo es relativamente frecuente en las áreas transicionales. Los principales ejemplos de zonas transicionales son las zonas semiáridas de latitudes tropicales, y las zonas mediterráneas de latitudes medias. En ambas el control vegetal de la dinámica de la superficie es variable según la época del año y por esa razón el relieve funciona según uno u otro sistema en momentos diferentes del ciclo anual. Cuando las precipitaciones son moderadas, el control vegetal alcanza para impedir el escurrimiento superficial, condicionar una infiltración total y dar lugar a un funcionamiento general de los factores del modelado, según los mecanismos del sistema húmedo. Durante esos lapsos, los ríos llevan un caudal relativamente constante, sus aguas están poco cargadas en sedimentos y como resultado de ello se elabora un cauce de entalle de profundidad variable. Este cauce de entalle es denominado habitualmente “lecho menor”. 

Cuando las lluvias son muy copiosas y sobrepasan un cierto límite, la napa hipodérmica colmata las formaciones de superficie y la vegetación no da a basto para controlar la dinámica que se genera. 

En ese momento, el agua comienza a escurrir, primero superficialmente y luego torrencialmente, sin dar lugar a ningún fenómeno de infiltración. 

En ciertos casos puede suceder que en las zonas no protegidas por la vegetación, el golpeteo pluvial, con sus efectos de removilización de partículas, provoque una impermeabilización de la superficie (aún sin colmatación del manto superficial) que de lugar al desencadenamiento de los procesos de escurrimiento superficial y torrencial. 

En otros casos, la presencia de un horizonte pedológico impermeable puede impedir la infiltración provocando una saturación casi inmediata de la porción superior permeable. 

Como resultado de la acción concurrente de todos estos factores (en particular el primero de mencionados) el aporte de aguas se comienza a hacer entonces por la vía superficial y los volúmenes de agua que llegan lateralmente se multiplican incesantemente. En ese momento, el cauce menor no es suficiente para contener las aguas y éstas desbordan. Todo el paisaje comienza luego a funcionar según las leyes del sistema árido: hay ablación en los interfluvios, los ríos se cargan de materiales provenientes de las laderas, y van creando una planicie de inundación de origen sedimentario que no es más que el cauce de funcionamiento árido. Este es el que habitualmente se denomina “cauce mayor” o “lecho mayor”. 

Durante los momentos de funcionamiento árido, el cauce menor de entalle también es afectado recibiendo una carga aluvial sedimentaria que modifica la morfología del lecho. Esta aluviación, interferirá más adelante cuando el curso recupere su dinámica “húmeda”, disminuyendo la competencia, y por ende, dificultando el entalle. Ello sucede debido a que gran parte de la energía de las aguas fluviales se gasta en hacer rodar los cantos, poner en saltación las arenas o mantener en suspensión los limos y arcillas que habían sido dejados en el fondo del cauce de entalle por la crecida anterior. 

Además de esta interferencia de tipo casi-instantáneo, existe otra interferencia de carácter geológico. Es la interferencia producida por la existencia de variaciones climáticas alternadas. 

Se encuentran con frecuencia pruebas de alternancia de períodos de entalles y aluviación en los thalwegs, que pueden ser relacionadas con épocas de formación y de decapitación de suelos. 

Así, es posible observar escalonamientos en las laderas de áreas con comportamientos tectónicos ascendentes, con formación de terrazas producto de los sucesivos episodios de incisión y de relleno. 

Las épocas de relleno corresponden a momentos de aridez (débil control vegetal de la dinámica) y se manifiestan mediante planicies aluviales extensas, mientras que las épocas de entalle se caracterizan por la erosión fluvial de las planicies, y ascenso relativo de éstas con relación al nivel del río que excava sus propios aluviones, correspondiendo a épocas húmedas con fuerte control vegetal de la dinámica del paisaje. 

Este es el origen de gran parte de los sistemas de terrazas existentes en las zonas templadas y tropicales. 
 
 

El dominio hiperárido 

Características generales 

Cuando el volumen de precipitaciones desciende por debajo de un umbral mínimo (generalmente menor a 10-50 mm anuales dependiendo de la situación latitudinal e insolación) se produce un cambio cualitativo en la dinámica del paisaje. 

 En general, se trata de lugares donde la lluvia es tan escasa que se puede despreciar su incidencia en el modelado. 

En este dominio, no existe ningún tipo de control vegetal de la morfogénesis actuando casi exclusivamente los factores físicos. La alteración es prácticamente nula, aunque en los desiertos hiperáridos brumosos, la presencia de condensaciones nocturnas y matinales puede dar lugar a fenómenos de hidrólisis, pero que rara vez alvanzan profundidades importantes. 
 
 

Los procesos actuantes 

Los procesos actuantes en el dominio hiper-árido son fundamentalmente los siguientes: 

a) Desagregación granular de las rocas y fragmentos de rocas. 

b) Fractura de granos por termoclastismo. 

c) Deflación. 

d) Acumulación eólica. 

e) Precipitación de sales traídas por corrientes de agua alóctonas. 

Estos factores actúan a menudo en forma complementaria dando lugar a una lenta y paulatina evolución del paisaje. De todos modos, comparada con la dinámica del sistema árido, es una evolución de una extrema lentitud. 

Como resultado de su desagregación y fractura, los materiales expuestos en superficie proveen partículas de diversos tamaños de grano (gravas, arenas y limos). A medida que la desagregación continúa, la acción del viento permite la selección y evacuación parcial de los detritos. Las partículas más pesadas permanecen in-situ formando pavimentos residuales. Las arenas son transportadas a zonas de acumulación relativamente cercanas donde se forman campos dunares y sabanas de arena (sand sheets). 

Los limos son transportados más lejos, fuera de la zona hiperárida que les dio origen, en general en lugares en donde un tapiz vegetal de cierta densidad permite la fijación. Las acumulaciones limosas se procesan con bastante lentitud y generalmente van siendo “digeridas” por el suelo que crece en sentido vertical ascendente por sepultamiento de sus horizontes pre-existentes y generación de nuevos horizontes. 

Cuando hay corrientes de agua que llegan desde zonas exteriores al ambiente hiperárido éstas ven considerablemente disminuido su caudal por evaporación y/o infiltración. 

Cuando ello sucede, se desarrollan concomitantemente procesos de acumulación de sales que precipitan a partir de las aguas saturadas. 

Así, aparecen áreas salinas en donde alternan acumulaciones de carbonatos, sulfatos, nitratos, fosfatos, etc., según el contenido en sales de aguas evaporadas. 
 
 

Interferencia con otros dominios 

Las precipitaciones salinas en áreas hiper-áridas son el resultado de la interferencia entre este dominio y dominios vecinos más húmedos que proveen el agua para nutrir las corrientes susceptibles de ser evaporadas. Lo mismo se puede decir de las acumulaciones loéssicas de áreas periféricas al dominio hiper-árido, que sufren un aporte alóctono, que también interfiere en la dinámica local. 

Además de esta interferencia “en el espacio” hay una interferencia en el tiempo. Existen zonas que funcionan una parte del año como sistema biopluvial árido y el resto del año como dominio hiper-árido. 

Como la rapidez de los procesos de modelado en el sistema árido es tan grande, podemos despreciar la influencia hiper-árida, por lo menos en el ámbito de las macro y las meso-formas. 

Sin embargo, la predominancia de los procesos hiper-áridos durante una parte importante del año, puede generar localmente un modelado de detalle de origen eólico, en donde se eliminan los rastros de la acción del escurrimiento. Este tipo de paisaje es característico de las áreas de transición entre ambos ambientes ( el hiper-árido y el árido). 

Del mismo modo, es dable apreciar un tipo de interferencia a escala geológica. Existen paisajes elaborados en sus grandes líneas en el dominio biopluvial, que son retocados en las micro-formas por un modelado hiper-árido instaurado a posteriori. 

Por regla general, las meso-formas permanecen intactas o levemente degradadas por la acción eólica que es incapaz de destruirlas rápidamente. 

Es frecuente que las acumulaciones aluviales pierdan sus materiales finos, dando lugar a la formación de pavimentos de rodados. Los materiales de glacis del sistema árido son afectados en forma similar por procesos de deflación que dan lugar a la aparición de pavimentos de clastos angulosos. 

El proceso inverso es menos visible. Cuando una zona hiper-árida se humidifica, se degradan rápidamente las formas menores de origen eólico regenerándose las meso-formas de épocas no hiper-áridas anteriores, lo cual dificulta reconocer el cambio climático operado. 
 
 

El ámbito glaciar y sistemas de interferencia 

Características generales 

Este dominio se caracteriza por un modelado generado por la dinámica del agua en estado sólido (nieve, nevé, hielo). Las áreas a morfogénesis glaciar, muestran una predominancia de la acción del hielo (en sentido amplio) frente a la del agua líquida. 

Ello no quiere decir que no existan en estas zonas procesos ligados a la existencia del agua líquida, sino que dichos procesos se ven subordinados desde el punto de vista morfogenético al modelado provocado por el hielo. 

Este dominio se distribuye en el planeta según la latitud y la ocurrencia de las precipitaciones nivosas. A nivel del mar los procesos glaciares ocurren a partir de las latitudes de 65º a 75º aproximadamente. 

En latitudes menores, estos procesos tienen lugar a mayor altitud, aunque en algunos casos pueden entrar las lenguas glaciares en pleno dominio periglaciar o biopluvial, con las interferencias consiguientes en el desenvolvimiento del modelado. 

En las regiones tropicales, el dominio glaciar se da por encima de los 5.000 m.s.n.m. 

Tanto en latitudes elevadas como en altitud en latitudes bajas y medianas, los procesos de este tipo, exigen un superávit de las precipitaciones nivosas con relación a los procesos de sublimación, fusión y evacuación. Si se toman dos áreas montañosas similares en altitud y latitud, se nota que en las zonas con precipitaciones nivosas más importantes, el dominio glaciar desciende mucho más. 

En el ambiente glaciar, existen dos sistemas geomorfológicos principales: 

1) Las regiones cubiertas por inlandsis. 

2) Las regiones de los glaciares locales. 

En el momento actual, los inlandsis cubren la isla de Groenlandia y el continente Antártico, aunque tuvieron una extensión mucho mayor durante las épocas glaciares del cuaternario. Durante ese período llegaron a ocupar toda la Península Escandinava y el norte de Europa, el norte de América del Norte, y parte del Sur de América del Sur. 

Se trata de masas de hielo de varios cientos e inclusive miles de metros de espesor que cubren vastas superficies continentales y las plataformas marinas adyacentes. 

En las latitudes medias y bajas, las regiones de glaciares locales se dan a partir de ciertos límites altitudinales (algo más de 2.500 m.s.n.m. en los Alpes, 5.000 m.s.n.m. en los Andes bolivianos y peruanos, en los nevados mexicanos y algunos cientos de metros en Islandia). 

Durante las épocas glaciares cuaternarias esas altitudes eran sensiblemente menores. Se encuentran depósitos glaciares al pie de los Alpes en Italia del Norte y en las cercanías del Lyon, en el valle del Ródano a altitudes de pocos metros sobre el nivel marino. 

En otras regiones de menor dispersión glaciar, por ejemplo los Vosgos en Francia, los glaciares no descendieron tanto, y es necesario subir a 1000 m. para encontrar vestigios de su acción. Es de hacer notar que en los Vosgos de hoy, no existen glaciares funcionales. 
 
 

Los procesos actuantes 

La nieve recién caída tiene una densidad muy baja que oscila entre 0.1 y 0.35 aproximadamente. A medida que dicha nieve es cubierta por nuevas acumulaciones, su densidad aumenta hasta alcanzar valores del orden de 0.5 cuando el espesor excede los 3 metros. 

En Groenlandia en un pozo de una expedición polar francesa se encontraron densidades de 0.6 a 35 metros de profundidad y de 0.8 a 100 metros. 

Este aumento de la densidad se debe a la compactación de los cristales de hielo al desalojarse las burbujas de aire. Se considera que cuando la densidad es inferior a 0.5 se puede todavía hablar de “nieve”. Al superar 0.5, se acostumbra utilizar el término de “nevé” y a partir de 0.82 se usa el vocablo “hielo” (en sentido estricto). 

Esta transformación de la nieve en hielo es extremadamente lenta dependiendo en gran medida del espesor de la cobertura niveo-gélida. 

Una vez que la acumulación de nieve, nevé y hielo son suficientes y cuando las pendientes también lo son, las masas de hielo comienzan a fluir. 

La velocidad de flujo es relativamente lenta (entre 10 m. y 20 km por año) debido a la viscosidad alta del hielo, bastante más elevada que la de las lavas en fusión aunque mucho menor que la viscosidad promedial de las rocas sólidas. 

La acción del hielo se ejerce a través de los siguientes procesos: 

a) fracturación mecánica (generalmente aprovechando las diaclasas preexistentes). Los bloques se individualizan y adquieren un cierto “juego” con relación a los bloques vecinos. Al mismo tiempo hay desagregación y fractura de granos. 

b) arrastre: los bloques son barridos junto con los pequeños clastos por el hielo en avance dejando huecos que más tarde son pulidos. Las aristas son redondeadas dando un aspecto aborregado a la pared atacada. Los bloques transportados facilitan la acción de desgaste, la cual se ve expresada a menudo por un conjunto de estrías groseramente paralelas, tanto a nivel de la pared fija, como del bloque en movimiento (cantos estriados). 

c) depósito del material: como no se opera ninguna selección durante el transporte, los depósitos presentan una clasificación mínima. Las acumulaciones glaciares reciben el nombre de morrenas (de fondo, laterales y frontales). 

Las laderas de los valles glaciares presentan pendientes muy empinadas ( 20-50%) y en ciertas ocasiones pueden aproximarse a la vertical. 

 Los valles glaciares tienen en sus cabeceras un circo que es una especie de cono de recepción nival, de la cual se origina la corriente de hielo que gradualmente va profundizando su cauce adoptando una forma de U característica). 

Las laderas no cubiertas por el hielo (con afloramientos del sustrato rocoso) sufren una evolución mecánica relativamente rápida. 

Los procesos actuantes en ellas son la gelifracción (que da lugar a la desagregación y fracturación de bloques, piedras y granos), el termoclastismo (de mucho menos incidencia) y diversos procesos de transporte ladera abajo vinculados en forma más o menos directa a la acción de la gravedad (caídas de derrubios, deslizamientos, derrumbes, avalanchas, etc.). 

Cuando las litologías del sustrato, las formaciones superficiales y las temperaturas diurnas lo permiten, pueden haber fenómenos de gelifluxión (flujo de las formaciones superficiales embebidas en agua de fusión). Este último proceso se da fundamentalmente en los límites del dominio. 

La configuración orográfica y distribución geológica en el sistema de los glaciares locales está constituido por las siguientes unidades fisiográficas: 

1) el área de génesis de los glaciares: conjunto de cumbres escapadas y circos limitados entre sí por crestas; 

2) los valles glaciares: que irradian de la zona principal de recepción; 

3) las morrenas de fondo: sedimentos glaciares que cubren en forma irregular el fondo de los valles, dando lugar a menudo a elevaciones pequeñas e irregulares alineadas en el sentido del flujo; 

4) las morrenas laterales, acumulaciones sedimentarias “colgadas” de las laderas del valle que frecuentemente dan lugar a derrumbes en el fondo del valle cuando el glaciar se retira; 

5) las morrenas frontales, que marcan el fin de la lengua glaciar. Debido a las variaciones normales de este límite, suelen encontrarse en diferentes posiciones asumiendo la forma de elevaciones transversales al eje del valle; 

6) cuando el glaciar se retira, pueden aparecer lagos detrás de las morrenas frontales. En estos cuerpos de agua se acumulan alternativamente los materiales groseros (época de la fusión) y finos (épocas en las que la superficie está helada) con una frecuencia aproximadamente anual. Estos sedimentos rítmicos son llamados “varves” y cuando se les encuentra consolidados en rocas reciben el nombre de “varvitas”; 

7) aguas abajo de las morrenas frontales se desarrollan los cursos de agua que se nutren de la fusión de la lengua glaciar. Estos cursos de agua transportan y depositan sedimentos fluvio-glaciares que ocurren como resultado de la interferencia del dominio glaciar con los dominios vecinos. 

En las áreas cubiertas por inlandsis el modelado es diferente. En ellas suelen alternar depresiones y elevaciones irregulares no organizadas hidrográficamente, que una vez fundido el hielo dan lugar la aparición de multitud de lagos prácticamente sin ninguna jerarquización fluvial (por ejemplo en Finlandia, vastas zonas del Norte de Canadá, etc.). La presencia de un inlandsis determina además la subsidencia de las áreas continentales cubiertas. Cuando éste se retira hay un ajuste isostático que puede durar por varios milenios. Los compartimentos ascienden para recuperar su posición de equilibrio, dando lugar a regresiones marinas post-glaciares sobre las márgenes costeras, como sucede actualmente en el golfo de Bothnia. 
 
 

El sistema periglaciar 

Los procesos característicos del dominio glaciar prolongan su acción fuera de este dominio dando lugar a interferencias con los ambientes adyacentes. 

Los valles glaciares culminan en donde termina la lengua glaciar. Esta finaliza en lugares distintos según la época del año (verano o invierno). Por esa razón existe una amplia zona que tiene una dinámica glaciar solamente una parte del año. 

Más allá de la lengua glaciar se desarrollan corrientes fluviales originadas en el agua producida por la fusión del hielo de la extremidad del glaciar. 

Gran parte del material arrastrado por dichas corrientes proviene de las morrenas adyacentes. 

En las laderas de las zonas no glaciares que rodean las áreas glaciadas se dan multitud de fenómenos típicos del dominio glaciar durante ciertas épocas del año (gelifracción, avalanchas de nieve). 

Ello determina un aporte lateral a los thalwegs que es el resultado de la interferencia de procesos de tipo glaciar con otros diferentes. 

En este sistema que llamaremos “periglaciar” los procesos del modelado son los siguientes. 

a) En las laderas: hay desagregación de los materiales del sustrato y fractura de granos por la acción del hielo (gelifracción); deslizamiento y flujo de los detritos así formados ladera abajo durante la época de fusión de las nieves y/o lluvias estivales, ablación superficial durante el período estival. En general, la evolución de las laderas es relativamente rápida. 

b) En los thalwegs: hay aporte de materiales provenientes de las morrenas de los dominios glaciares de altitud adyacentes, y de las laderas contiguas. En estas funcionan procesos glaciares en las zonas más altas dando lugar a acumulaciones complejas. De acuerdo a los aportes y al caudal en los thalwegs puede haber entalle o relleno aluvial dándose el primer proceso en las zonas de montaña y el segundo en las zonas de menor energía de relieve. 

En las áreas adyacentes a los macizos, o a las cadenas montañosas, las zonas de deyección periglaciar suelen dar lugar a vastas acumulaciones de detritos de origen a la vez glaciar y periglaciar. 

Se trata en general de extensas coberturas de cantos rodados apenas alterados a veces con materiales más finos cuyo desarrollo vertical y horizontal suele ser considerable. 

Estas formaciones aluviales periglaciares han sido extremadamente frecuentes en Europa en la zona peri-alpina, así como en los piedemontes de las elevaciones menores (Vosgos, Selva Negra, Macizo Central, etc.) y en el pie de monte andino en el Sur de América del Sur, apareciendo bajo la forma de terrazas en los Pirineos en el Rin y en muchos otros. 

La presencia de vastas planicies de origen aluvial con escasa protección vegetal facilita el desarrollo de una deflación de las partículas finas (arenas y limos gruesos) y menos seleccionada, mientras que en el segundo suelen dar lugar a depósitos loéssicos típicos (casi exclusivamente limosos con una cierta pedogénesis contemporánea a la deposición). 
 
 

Interferencias en la historia geológica reciente 

Los límites entre el dominio glaciar, el sistema de interferencia periglaciar y las áreas vecinas pertenecientes a otros dominios son variables y han sufrido oscilaciones y desplazamientos durante los tiempos geológicos recientes. 

Existen extensas áreas, hoy húmedas y templadas que estuvieron sometidas en los últimos 15.000 años a la acción de los procesos glaciares, luego periglaciares y sólo más tarde experimentaron la instauración del clima actual. Como resultado de ello el modelado es el complejo resultado de la interferencia geológica de varios climas sucesivos. Estos cambios han sido muy frecuentes durante todo el Cuaternario. 
 
 

El dominio litoral 

Llamamos dominio litoral a la zona de discontinuidad entre el ambiente subacuático y el ambiente subaéreo. 

Es un área de gradiente considerable que va desde las zonas donde los procesos actuantes son de tipo continental bien definido hasta donde son de tipo oceánico. Uno de los rasgos fundamentales es la zonación existente desde el continente hasta el mar. 

Próximo a la zona continental existe un área de acumulación eólica de partículas arenosas finas que se van haciendo más gruesas a medida que nos acercamos a la costa. 

Paralelamente se aprecia la aparición de formas dunares que adquieren su desarrollo cerca de la línea de costa. En ellas se encuentra el área de deflación (playa y adyacencias) fuente de los materiales arenosos antes citados. 

Definimos la playa como la superficie existente entre la línea de las mareas más altas y de las más bajas. Debido a la inexistencia de cobertura vegetal, los fenómenos de deflación son extremadamente intensos. 

Más allá de la playa existe una zona permanentemente cubierta por el agua pero a la vez afectada directamente por la dinámica del oleaje. En ella los materiales son también arenosos haciéndose más finos al alejarse de la costa y al hacerse más profundo hasta llegar a una dominancia limo-arcillosa en plena zona nerítica. La zona litoral no es estable desde el punto de vista geológico, sino que tiende a oscilar a lo largo del tiempo. 

Así, existen zonas hoy alejadas del mar que muestran restos morfológicos de un nivel marino más elevado, y del mismo modo hay zonas hoy cubiertas por el mar que tienen características típicas de antiguos litorales. 

Esa oscilación geológica del nivel marino es tal vez el rasgo fundamental del dominio morfogenético litoral. 
 
 

Los procesos actuantes 

En las cercanías de la costa la dinámica del mar asume modalidades diferentes de las que pueden ser apreciadas mar adentro. 

El movimiento de las olas en el interior del océano es un movimiento de formas con oscilación vertical (o aproximadamente vertical) de las partículas (denominado movimiento trocoidal). En la costa se transforma en un movimiento de translación que determina una dinámica intensa sobre el fondo en el que actúa. La erosión marina se debe fundamentalmente a este fenómeno. 

Esa dinámica es muy compleja y puede tener un saldo erosivo (áreas de erosión marina) o de sedimentación. Hay zonas de la costa que son susceptibles de ser erosionadas mientras que otras se comportan en forma opuesta. 

Las zonas de erosión son las puntas rocosas, acantilados y barrancos. 

Las principales zonas de acumulación son las playas, bahías, llanuras de marea, sabkhas y marismas (cangrejales). 

El transporte de los materiales de las zonas de erosión marina a las de acumulación se efectúa lateralmente por intermedio de un movimiento de las partículas generado por las olas al romper (oblicuo con relación a la pendiente de la playa al romper, perpendicular a la pendiente al regresar las aguas). El resultado es un desplazamiento lateral de las partículas en dirección a las áreas de acumulación que se llama “deriva litoral”. 

Existe además un aporte directo desde el interior inmediato o más lejano del continente. A menudo los aportes de los cursos de agua que desembocan en el mar son trasladados a lo largo de la costa por este mecanismo y se generan acumulaciones de volumen considerable. 

En el tipo de erosión marina presente influyen considerablemente las litologías existentes en la costa. Así, por ejemplo las rocas tenaces de difícil desagregación suelen dar lugar a puntas rocosas y acantilados, mientras que las litologías friables pueden formar barrancos y taludes de alturas variables según el caso. 

Influye también la historia geológica reciente. Esta puede generar una dinámica de inmersión cuando el nivel del mar ha ascendido en los últimos milenios, cubriendo los relieves continentales preexistentes. Estos últimos aparecerán en las cercanías del litoral dando lugar a accidentes de las cartas batimétricas o a islas que no tienen explicación por el mero juego de los procesos litorales. 

Así, por ejemplo, los relieves del sistema árido cubierto por el mar dan lugar a escarpas (retrabajadas luego de la invasión marina) de origen continental y coronando estas escarpas pueden aparecer las paleo superficies como islas mesetiformes, no atacadas aún por el retroceso, asomando dentro del área cubierta por las aguas. 

Del mismo modo, los valles entallados en climas húmedos, podrán ser inundados por la transgresión y dar lugar a rías más o menos profundas, relativamente angostas y con un fondo en V característico, que paulatinamente se verá colmatado si el nivel marino persiste el tiempo necesario. 

En estos casos de ascenso del nivel marino es frecuente que las aguas en ascenso arrastren los materiales litorales y continentales hacia los nuevos niveles más elevados produciendo acumulaciones aparentemente anómalas que tienen ese origen. Es el caso de las acumulaciones de cantos rodados en la costa del Sur del Uruguay (departamento de Maldonado) donde se encuentran acumulaciones de rodados provocadas por la destrucción de las terrazas fluviales hoy cubiertas por el mar durante la última transgresión post-glacial. 

Los fenómenos de ascenso marino provocan a menudo la aparición de acantilados en las costas. Ello se da especialmente cuando el ascenso es suficientemente rápido. Los acantilados se desarrollan debido a la existencia de una dinámica de ablación (marina) al pie del mismo, mucho más intensa que la ablación superficial o torrencial en la ladera que mira el mar, esta aumenta de pendiente hasta acercarse a un límite en donde la acción de los procesos de modelado ligados a la acción de la gravedad (desmoronamientos, deslizamientos, caídas libres) equilibran la velocidad de ablación de pie del acantilado, estabilizando la forma del mismo mientras el mar sigue avanzando. 

Es de hacer notar que si bien hay una estabilización (en los grandes rasgos) de la forma, ello no quiere decir que el acantilado permanezca estático. Por el contrario, la condición “sine qua non” para la existencia de un acantilado es su propio avance. 

Si el mar no aumenta su nivel, los propios derrubios del acantilado van obstaculizando lentamente los procesos erosivos en la base del mismo hasta que produce su degradación. 

Los acantilados vivos implican, además, por todo lo dicho, un ascenso marino (o una subsidencia del litoral) actual o sub-actual que es el que posibilita su dinamismo concreto. 

Las puntas rocosas, pueden generarse tanto en un mar en ascenso como en un mar en descenso y si bien son muchos más frecuentes en las costas de sumersión, pueden encontrárselas también las costas de emersión. 

En los mares de ascenso constituidos por sucesión de puntas rocosas y playas, las puntas rocosas están asociadas en general a los interfluvios de los viejos relieves inundados, mientras que las playas se desarrollan en los thalwegs (llanuras aluviales) por que están protegidas del oleaje por las puntas que los marginan. Esto da lugar en ellas (las playas) a una dinámica de acumulación preferencial. 

Cuando el mar desciende deja abandonados acantilados, líneas de playa, barrancos, etc. que atestiguan la existencia de un antiguo nivel. 

La acción continental suele degradar lentamente los vestigios de la acción marina hasta que éstos desaparecen completamente. La existencia de amplias superficies planas en el mar que oponen una débil resistencia (poco rozamiento) al movimiento de las masas de aire, hace que en las cercanías de la costa la acción eólica sea mucho más intensa que en las regiones continentales interiores. 

A menudo, los vientos alcanzan grandes velocidades y ese fenómeno se produce con cierta frecuencia en casi todos los litorales, dando lugar a una dinámica particular. 

El viento que sopla desde el mar encuentra en las zonas de acumulación de playa, material al alcance de su competencia que puede ser erosionado hacia el interior. 

Entonces se produce la deflación de los granos de arena que el oleaje abandonó en las zonas de acumulación y los transporta rodando, por saltación o en medio de torbellinos, hacia el interior. 

Los granos de arena más gruesos y densos permanecen a corta distancia de la costa, los más finos y ligeros van mucho más lejos. En algunos casos se puede percibir un aporte de arenas de origen eólico proveniente del litoral a varios kilómetros hacia el interior del continente. 

Las formas de acumulación que se originan debido al aporte eólico son variadas y están relacionadas a la vez con la cantidad de aporte recibido, con el tamaño de grano de las partículas, con la selección de las mismas y con las modalidades de la dinámica eólica existente en el área de acumulación. 

En las proximidades de la playa tienden a desarrollarse formas dunares relativamente elevadas, que van disminuyendo su tamaño al alejarse de la línea de costa. 

Muchas veces las zonas dunares que se encuentran en el interior dejan de recibir aportes y comienzan a desenvolverse procesos de degradación (dunas degradadas) hasta su total desaparición. 

El conjunto de todos estos procesos (erosión, transporte y acumulación marinas; formación de acantilados, barrancos, puntas rocosas y playas; deflación en estas últimas y acumulación eólica con formación de dunas o no; retransporte de los materiales recibidos de los cursos de agua que desembocan en el litoral) determina la complejidad de este dominio morfogenético en donde si bien existen interferencias de procesos existentes en los otros dominios, su combinación asume características muy particulares. 
 
 

El ambiente subacuático 

El dominio oceánico 

Cuando el océano cubre una porción de la superficie terrestre se produce en ella un cambio sustancial de la dinámica morfogenética. 

Es tal vez el salto cualitativo más importante en materia de procesos actuantes y de formas resultantes que existe en la superficie terrestre. 

El modelado oceánico es fundamentalmente un modelado de acumulación. Los océanos son la gran cubeta de decantación planetaria. 

Acumulaciones de arcillas, barros, limos, microorganismos y concreciones ocurren en forma habitual en todos los océanos, dando lugar a la cobertura del sustrato rocoso en la mayor parte de los fondos marinos. 

El resultado de ello es el desarrollo de vastas llanuras de sedimentación. Los estratos así depositados son prácticamente horizontales y tienen un gran desarrollo lateral. 

Desde el punto de vista geológico los fondos marinos son el lugar de génesis de la inmensa mayoría de los sedimentos y rocas sedimentarias hoy existentes sobre la faz de la tierra. 

Estas acumulaciones tienen características que permiten diferenciarlas fácilmente de los depósitos continentales: 

a) su gran desarrollo horizontal; 

b) su homogeneidad mucho mayor; 

c) su granulometría (promedialmente más fina); 

d) su composición mineralógica (la mineralogía de las arcillas es sensiblemente diferente); 

e) la presencia de gran cantidad de concreciones diferentes a las continentales (por ejemplo, concreciones de magnesio); 

f) la vida acuática es distinta a la continental, las valvas son más robustas, por la mayor facilidad de extracción de los carbonatos por los seres vivos, y, en general, es más abundante. 
 
 

Junto a estas áreas en donde el modelado de acumulación es predominante, existen otras en donde se han desarrollado relieves extremadamente fuertes, verdaderas zonas “montañosas” hundidas. En ellas es frecuente encontrar el sustrato aflorando directamente sin coberturas sedimentarias. 

Entre los relieves fuertes de los fondos marinos vale la pena señalar los siguientes: 

1) el borde de las plataformas continentales (o talud) con pendientes de 4-5%; 

2) las crestas dorsales; 

3) las acumulaciones volcánicas aisladas; 

4) las cadenas sumergidas, que son a menudo prolongación de las cadenas montañosas continentales. 
 
 

Si bien el acceso a las macro-formas es relativamente sencillo, no se puede decir lo mismo en cuanto a meso-formas y micro-formas cuya determinación es difícil con los métodos actuales. 

De todos modos, en las áreas de menor profundidad ha sido posible la observación de ciertas meso-formas y micro-formas. 

Entre las meso-formas que más han llamado la atención se destacan los cañones submarinos. 

Estos son valles de laderas empinadas que nacen en “circos” ubicados en las plataformas continentales, y se prolongan en el talud hasta desembocar en los fondos oceánicos propiamente dichos. 

Aparentemente su origen no es subacuático sino subaéreo y la cobertura oceánica solo ha posibilitado la conservación de las formas generales, y allí tienen lugar procesos particulares de las zonas de talud que en otras partes no son tan frecuentes (como las corrientes de turbidez). 
 
 

Procesos comunes al ambiente subaéreo y subacuático 

La acción de la tectónica es ostensible en ambos ambientes. En el fondo marino se expresa a través de los siguientes fenómenos: 

a) desarrollo de escarpas de falla; 

b) existencia de zonas de subsidencia (fosas); 

c) existencia de zonas de ascenso (mesetas); 

d) área de levantamientos producidos por plegamientos de corteza (cadenas sumergidas); 

e) fracturas de dimensiones planetarias de actividad importante (por ejemplo cresta dorsal, sub-atlántica) que dan lugar a cadenas volcánicas sumergidas; 

f) acumulaciones volcánicas aisladas (volcanes sumergidos: en algunos casos asoman sus cimas sobre el nivel de las aguas dando lugar a islas. Es un fenómeno frecuente en el Océano Pacífico. 
 
 

Otros procesos 

Uno de los procesos generadores de formas exclusivas de este dominio es la formación de arrecifes de origen biológico, como por ejemplo, los arrecifes coralinos. Se trata de formas marino-litorales que pueden elevarse varios cientos de metros sobre el fondo marino subyacente dando lugar a relieves típicos. Este proceso es frecuente en los mares cálidos (costas de Australia, zonas del Pacífico occidental, etc.). 

Las corrientes de densidad son un fenómeno muy importante aunque mal conocido que se da con mucha frecuencia en ciertas zonas de taludes y plataformas. 

Se sabe que existen en las zonas de talud corrientes de aguas más densas por temperaturas y/o presencia de partículas en suspensión que descienden hacia las zonas abisales. 

Si bien se conoce su existencia se ignora cuál es su potencial morfogenético. 

Las corrientes de turbidez son corrientes de densidad de características especiales. En ellas las partículas en suspensión son tantas que el elemento resultante es un líquido denso y viscoso que desciende a gran velocidad pegado a la superficie del fondo marino. 

Cuando existen cañones submarinos, estas corrientes los pueden aprovechar. 

Probablemente son la consecuencia del desenvolvimiento de acumulaciones sedimentarias en los bordes de la plataforma. 

Podemos suponer que más allá de cierto límite de pendientes, estas acumulaciones quedan en equilibrio inestable. El desencadenamiento de la corriente de turbidez puede estar vinculado a este fenómeno (como ha sido el caso de varias rupturas de cables submarinos en el transcurso de este siglo) o simplemente a la transposición de cierto umbral más allá del cual la corriente comienza a funcionar. 

Sea cual sea su origen, su existencia es innegable y su importancia morfogenética en la zona de talud es considerable. 
 
 

Interferencia con otros dominios 

Las posibilidades de interferencia con otros dominios ocurren exclusivamente en la zona litoral. 

Es en ella en donde se da la discontinuidad del ambiente subaéreo con el ambiente subacuático (ver dominio litoral). 

Existen varias formas posibles de interferencia y que en todas ellas se dan a escala geológica. 

La forma de interferencia más importante es la que se produce cuando un ambiente de morfogénesis subaéreo es cubierto por el mar. 

Tal vez la presencia de cañones submarinos en el talud sea el resultado de la persistencia de viejos relieves de borde continental generados en ambientes subaéreos retocados por ciertos procesos de tipo oceánico. En las áreas de plataforma es frecuente la observación de valles fluviales hundidos, con sus respectivas terrazas, planicies aluviales, etc. 

La interferencia del dominio oceánico con el litoral es mucho más frecuente y se da casi siempre en la zona nerítica actual. 

Playas y acantilados costeros sumergidos han podido ser observados en diversas plataformas continentales. 

Los arrecifes coralinos y áreas circundantes pueden también ser considerados como formas de interferencia entre los dominios oceánicos y litorales. 
 
 

Formas 

La consideración de las formas de la superficie terrestre depende fundamentalmente de la escala de observación de las mismas. 

Teóricamente las gamas de escalas de observación o niveles escalares que pueden utilizarse en el estudio de las formas son innumerables. En la práctica, es necesario limitar el número de escalas de observación para poder precisar las ideas. La dificultad consiste en la selección precisa de cada nivel de escalas de observación a utilizar. Consideramos que a cada nivel escalar corresponde un “ rango “ entre dos “umbrales” a partir de los cuales cambiamos de nivel. 

Llamamos espectro escalar el conjunto de niveles con sus rangos y umbrales correspondientes. La noción de escala implica la posibilidad de resolución. Entendemos por tal, la capacidad de diferenciación de objetos diferentes. 

Al elegir una escala estamos también eligiendo un “ámbito de resolución”. Así, por ejemplo, a escala 1/1000 es posible diferenciar objetos de dimensiones (del orden de) variables entre 10 y 1000 metros aproximadamente. Por debajo de 10 metros y por encima de 1000 la posibilidad de resolución de estos rasgos disminuye sensiblemente. 

Es obvio que aunque ciertos detalles comiencen a perderse, a escala 1/20.000 pueden observarse aproximadamente las mismas cosas que a 1/10.000. 

A 1/30.000 ya comienzan a notarse diferencias importantes que a 1/50.000 se hacen más notorias e incrementan en número. 

Desde ese punto de vista podemos dividir las formas en macro-formas y micro-formas. 
 
 

Las macro-formas 

Las principales macro-formas se enumeran a continuación. 
 
 

Macro-formas de dinámica positiva 

De comportamiento rígido: 

• Altiplanos elevados 

• Altipeneplanos elevados 

• Altiplanos de altitud media. 

• Altipeneplanos de altitud media. 

• Altiplanos bajos. 

• Altipeneplanos bajos. 

De comportamiento no rígido (pliegues, fracturas frecuentes): 

• Macizos (áreas no alargadas) (de altitud variable). 

• Cadenas (áreas alargadas) (de altitud variable). 
 
 

Macro-formas de dinámica negativa 

De comportamiento rígido (aunque con fracturas posibles) 

• Fosas tectónicas 

• Cubetas tectónicas 

De comportamiento no rígido 

• Sinclinales 
 
 

Macro-formas de dinámica compleja 

Zonas de basculamientos 

• Con desarrollo de cuestas 

• Sin desarrollo de cuestas 

Zonas heterogéneas de ascensos y descensos combinados 

• fracturadas y/o plegadas. 
 
 

Macro-formas de origen volcánico 
 
 

Las meso-formas 
 
 

Meso-formas de agradación y de degradación 

La hidrogénesis morfológica, ataca profundamente la superficie (ya sea a través del entalle, de la ablación de las laderas o de ambos procesos) y da lugar a la aparición de meso-formas. Recordamos que las macro-formas son preferentemente de origen tectónico-litológico. 

Por regla general las formas de hidrogénesis de agradación son planas muy débilmente inclinadas o planas horizontales. 

Las formas de degradación en cambio son rara vez planas horizontales, mostrando casi siempre una inclinación con relación al plano horizontal. 

Habitualmente cuando se encuentra en el perfil transversal de un valle, zonas horizontales o casi horizontales débese pensar más bien en una hidrogénesis de agradación, mientras que las superficies con pendientes, deben vincularse a la hidro-morfogénesis de degradación. 

De todos modos, es preciso tener en cuenta que existen formas de degradación horizontales determinadas por cierta estructura, por ejemplo, el caso de las capas duras horizontales que por degradación pierden la cobertura de formaciones friables más modernas. 

En la interpretación del paisaje uno de los métodos más adecuados consiste en la búsqueda de formas de hidrogénesis de agradación (en la práctica: formas planas más o menos horizontales) a altitudes variables, luego intentando separar varias series de dichas formas, y posteriormente identificando los depósitos con los que dichas formas han sido construidas. 

Esto último, permite tener una idea del medio de sedimentación, así como del ambiente climático imperante durante la misma. También suele ser posible reconstruir las diferentes cuencas existentes en el momento de la sedimentación. 

Una etapa posterior es la de establecer cuales son las formas de degradación existentes entre las sucesivas formas de agradación: Ello permite identificar el ambiente en que la degradación se produjo. 

Es importante estudiar el tipo de alteración sufrido por los materiales superficiales de las formas de agradación conservadas. 

Dicha alteración es el resultado de la sobreimposición de procesos de hidrólisis, neoformación de minerales arcillosos, etc., procesados durante períodos a pedogénesis dominante posteriores a la generación de la forma considerada. 

Un hecho importante a recordar es que todo forma de agradación lleva en sí un depósito con el que ha sido construida. 

Por lo tanto la acción posterior de la dinámica del paisaje podrá provocar tres tipos de modificaciones: 

a) alteración de los materiales sin modificación de la forma. 

b) degradación de la forma. 

c) fosilización de la forma bajo nuevos depósitos. 

Desde el punto de vista del método de interpretación en el campo interesa utilizar los procesos a) y b) en forma combinada para reconstruir lo que pasó después del depósito considerado. 

El numeral a (alteración de los materiales) generalmente se vincula con procesos de incisión en los thalwegs principales. 

El numeral b se correlaciona, en cambio, con acumulaciones en los thalwegs principales, o en las cuencas de acumulación- sedimentación adyacentes. 

Es preciso insistir que hay que correlacionar siempre las formas de degradación de los materiales con los depósitos de éstos en thalwegs principales y cuencas de sedimentación. 

Dicho en otros términos, se debe tener presente que las formas de acumulación aquí, son el producto de formas de erosión allá, y que toda forma de erosión dará como resultado una forma de acumulación en otra parte. 
 
 

Meso-formas de origen volcánico 

Las meso-formas de origen volcánico se dan sólo en regiones de actividad reciente y actual. Son el resultado de la acumulación de lavas, escorias, cenizas y otros materiales efusivos. 

Una de las formas más frecuentes de origen volcánico es el cono volcánico. 

Este es una masa de forma aproximadamente cónica que aparece a menudo como una forma relativamente “postiza” en un relieve modelado por los agentes de superficie. 

El cono volcánico está constituido por una chimenea principal, y eventualmente otras secundarias (que son los conductos de pasaje de los materiales eyectados), y de un cráter. 

Las coladas laterales cuando fluyen más allá del cono propiamente dicho pueden dar lugar a formas particulares en el fondo de los valles por donde corren. 

En todos los casos en que aparecen formas volcánicas, se desarrollan complejos procesos de interferencia con los mecanismos del sistema morfogenético imperante en el lugar. 

Esta interferencia se manifiesta por la degradación de las formas volcánicas hasta su eliminación del relieve. 

Esta tendencia puede ser más o menos acelerada, aunque es de hacer notar que la destrucción de un cono de ciertas dimensiones puede llevar varios cientos de miles y aún millones de años. 
 
 

Meso-formas de origen meteórico. 

Estas formas de dimensiones medias son poco frecuentes, conociéndose sólo unas pocas sobre la superficie de la Tierra. 

Ello se debe a que su ritmo de generación es muchísimo más lento que la intensidad con que actúan las fuerzas de degradación. 

Es obvio que en la superficie de otros planetas, en donde la degradación de las formas se produce con mucho mayor lentitud, las formas de origen meteórico pueden persistir por largo tiempo (es el caso de las formas de la superficie lunar). 

No es el caso de nuestro planeta, en donde, además del rol “protector” de la atmósfera, existe un complejo de fuerzas de degradación de acción relativamente intensa, que impide la conservación de dichas formas. 

El cráter meteórico de Arizona, EE.UU., que tiene 1.200 metros de ancho por 180 de profundidad es tal vez el mejor ejemplo de forma de origen meteórico. Se trata de un amplio cráter de paredes escarpadas (tanto hacia el interior como hacia el exterior) estando las paredes constituidas por materiales desalojados por el bólido en el momento del impacto. El cuerpo meteórico en sí está enterrado debajo del cráter. 

Otro ejemplo típico es el lago de Guatavita cerca de Bogotá, Colombia, que se supone fue el que inspiró la famosa leyenda de El Dorado. 

Otros cráteres meteóricos menores se desarrollaron durante la lluvia de meteóricos férricos de Sijote-Alín, Rusia, de los cuales el mayor tiene 28 metros de diámetro y 6 metros de profundidad. 
 
 

Meso-formas de origen kárstico 

Estas formas son características de las áreas con sustrato carbonatado. 

Se originan debido a las particulares propiedades de las rocas calcáreas que además de fracturarse con cierta facilidad se disuelven cuando se dan ciertas condiciones de pH y temperatura. 

La existencia de fracturas posibilita la circulación freática de aguas, las cuales se agrandan al solubilizarse los carbonatos hasta transformarse en grietas de espesor considerable. 

A su vez, la disolución del calcáreo agranda las grietas que lentamente aumentan de tamaño hasta transformarse en verdaderos sistemas de grutas, facilitando así la circulación subterránea del agua. 

En ciertos casos, el techo de una gruta puede ceder dando lugar a la aparición de depresiones en superficie. 

Este es uno de los posibles orígenes de las depresiones que caracterizan el modelado kárstico. 

Otras características de la morfogénesis kárstica son: 

a) infiltración muy importante 

b) circulación preferentemente freática 

c) funcionamiento combinado de la red hidrográfica de superficie y subterránea; frecuentemente existen cursos de agua que desaparecen en superficie y continúan en forma subterránea. El proceso inverso también es frecuente. 
 
 

Meso-formas de origen antrópico 

Se relaciona con la creación de meso-formas artificiales. Estas ocurren donde se depositan materiales (ya sea rellenando antiguas depresiones o generando formas positivas por encima de áreas no deprimidas. 

Este tipo de formas es frecuente en las cercanías de las canteras y minas (por acumulación de la ganga) así como en ciertos establecimientos industriales que “producen” gran cantidad de deshechos sólidos no perecederos. 

Otras meso-formas antrópicas se generan por modificación radical de uno o más cursos de agua. 

En este caso la acción puede manifestarse a través del represamiento de una corriente de agua (a través de la creación de una meso-forma positiva: el dique) o del desvío de ésta (creación de un complejo de meso-formas que lo permiten: diques, canales, entre otros). 

En el primer caso se origina un espejo de aguas de tipo lacustre (embalse) aguas arriba del dique que provoca como es lógico imaginarlo un cambio fundamental de la mecánica hidrológica cuya incidencia geomorfológica puede ser muy importante: sustitución de una dinámica de pie de ladera condicionada por la erosión fluvial, por una dinámica de litoral lacustre; sedimentación en el embalse de gran parte los materiales provenientes de la cuenca, interrupción de la erosión fluvial remontante en el sitio del dique y del embalse. 

Hay además numerosas mesoformas artificiales de signo negativo, canteras, arenas, pozos. 
 
 

Las micro-formas 

En la práctica se trata de accidentes de dimensiones variables entre algunos decímetros y algunas decenas de metros. 

Debido a su pequeño tamaño la acción antrópica incide intensamente en ellas. 

Existen regiones muy humanizadas en donde prácticamente todas las micro-formas son de origen antrópico (surcos de arado, canales de riego, construcciones de diversos tipos, pequeñas canteras, rutas pequeñas y caminos, acumulaciones de deshechos.) 

En las áreas en donde la influencia del ser humano no se ha dejado sentir en forma intensa se desarrollan múltiples micro-formas de origen natural 

Estas pueden estar relacionadas con la acción de animales (termiteros, cuevas, etc.), o vegetales (p. ej. pequeñas depresiones generadas luego de la caída de un árbol en el sitio que éste ocupaba). 
 
 
 

Referencias

2. Ver compilación de Panizza, M., 1996 (Environmental Geomorphology; Development in Earth Surface Processes, N°4), Elsevier Science Ltd. 

3. Antón, Danilo, 1976; El origen de las formas de la tierra, publicación de la Universidad Autónoma de Guerrero, Chilpancingo, México. 

4. Tricart, Jean, 1965; “Introduction a la géomorphologie climatique”; en Traité de géomorphologie; T.I., SEDES, París. 

5. Tricart, Jean y Cailleux, A., 1974; “Le modélé des regiones chaudes, forêts et savanes”; en Traité de Géomorphologie, T.V., SEDES, París. 

6. Erhart, H., 1968; La génèse des sols en tant que phénomène géologique, Masson, París, Francia. 

7. Tricart, J. y Cailleux, A., op.cit.

8. Erhart, H. 1968.

9. Ver Hupp, C.R., Osterkamp, W.R. y Howard, A.D.; editores; 1995; Biogeomorphology, terrestrial and freshwater systems (Elsevier Sc.Ltd).