El modelado de las zonas áridas. Procesos de meteorización y formas resultantes. La superficie de...

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BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA

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20. Elmodeladodelaszonasáridas.Procesosdemeteorizaciónyformasresultantes.Lasuperficiedelosdesiertos:pavimentos,suelosordenados,barnicesycostras.Geomorfologíaeólica.Sedimentoseólicos.Elmodeladoglaciaryperiglaciar.Procesosdeerosiónysedimentación.Formasresultantes.

20.1. Elmodeladodelaszonasáridas.Procesosdemeteorizaciónyformasresultantes.

20.2. Lasuperficiedelosdesiertos:pavimentos,suelosordenados,barnicesycostras.

20.3. Geomorfologíaeólica.Sedimentoseólicos.

20.4. Elmodeladoglaciaryperiglaciar.

20.5. Procesosdeerosiónysedimentación.Formasresultantes.

Manuel García Rodríguez ISBN: 978-84-92767-65-6. (2012)

tema 203BIOLOGÍAYGEOLOGÍA

1. El modElado dE las zonas áridas. ProcEsos dE mEtEorización y formas rEsultantEs

1.1. INTRODUCCIÓN

1.2. METEORIZACIÓN EN ZONAS ÁRIDAS

1.3. FORMAS MAYORES RESULTANTES

2. la suPErficiE dE los dEsiErtos: PaVimEntos, suElos ordEnados, BarnicEs y costras

2.1. PAVIMENTOS

2.2. SUELOS ORDENADOS

2.3. BARNICES

2.4. COSTRAS

3. GEomorfoloGÍa Eólica. sEdimEntos Eólicos

3.1. GEOMORFOLOGÍA EÓLICA

3.1.1. La erosión en ambientes áridos

3.2. SEDIMENTOS EÓLICOS

3.2.1. Las dunas

4. El modElado Glaciar y PEriGlaciar

4.1. MODELADO GLACIAR

4.1.1. Acumulaciones glaciares

4.1.2. Tipos de glaciares

4.1.3. La dinámica glaciar

4.2. EL MODELADO PERIGLACIAR

4.2.1. Ambiente periglaciar

4.2.2. Procesos periglaciares

5. ProcEsos dE Erosión y sEdimEntación. formas rEsultantEs

5.1. EROSIÓN GLACIAR

5.2. SEDIMENTOS GLACIARES

5.3. FORMAS RESULTANTES (GLACIARES)



INTRODUCCIÓN

La geomorfología climática establece las relaciones entre las particularidades de los dife-rentes climas y las formas que podemos encontrar en la naturaleza. En este tema se trata el modelado de zonas áridas, glaciares y periglaciares. El factor común del modelado de dichos ambientes tiene que ver con las condiciones climáticas extremas, que implican una actua-ción de los agentes geológicos externos, temperatura, viento, hielo y agua, que da origen a unas formas de modelado muy características.


tema 206 BIOLOGÍAYGEOLOGÍA


1.1. INTRODUCCIÓN

Región árida no es exactamente sinónimo de desierto, que se considera una región en la que las pre-cipitaciones son escasas y donde la cobertura vegetal, aunque no falte completamente, se reduce a plantas aisladas entre las que aflora el suelo desnudo.

Existen desiertos fríos, como la región occi-dental del Ártico canadiense, desiertos tem-plados, como algunas zonas del mar de Aral, y desiertos cálidos, como el del Sahara. El término «árido» no debe aplicarse a los de-siertos fríos, porque aunque la vegetación es escasa, los suelos no se encuentran comple-tamente secos.

En este apartados se hace referencia exclusi-vamente a las zonas áridas que están some-tidas a climas áridos (zona morfoclimática árida). Corresponden a cinturones de latitud próxima a los trópicos. Esta situación acarrea una ausencia de precipitaciones, escasa nu-bosidad y unas drásticas variaciones de tem-peratura durante el día debido a la claridad de la atmósfera.

Las escasas lluvias que se producen suelen ser de tipo tormentoso debido al calor, y pro-vocan gran erosión al estar el suelo despro-visto de vegetación. En general, la precipita-ción anual media en todos estos desiertos es inferior a 100 mm. Debido a que la humedad relativa del aire suele ser inferior al 25 %, este tiene una alta capacidad para admitir la eva-poración. Las temperaturas medias son extremadamente altas (próximas a los 40 ºC), con bruscas oscilaciones diarias (por ejemplo, de 38 ºC entre el día y la noche en el desierto de Libia).

Desde el punto de vista climático, los desiertos se pueden clasificar de la siguiente manera:

� Regiones hiperáridas: representan aproximadamente un 5 % de la superficie de los continen-tes. Las lluvias son escasas; la media es de unos 50 mm anuales.

� Regiones áridas: representan un 14 % de los continentes y las precipitaciones se hallan com-prendidas entre 50 y 126 mm anuales. Las lluvias son irregulares, pero agrupadas preferentemen-te en una estación del año. Estas regiones rodean las zonas hiperáridas o constituyen el centro de los desiertos menos absolutos.

� Regiones semiáridas: representan el 14 % de la superficie de los continentes, con una pluviosi-dad de 350-400 mm anuales, repartida en seis meses al año.



Debido a estas condiciones atmosféricas es lógico pensar que existan modelados zonales típicos producidos fundamentalmente por la meteorización mecánica, deflación y corrosión del viento y por la escorrentía ocasional de las aguas.


Los procesos de meteorización en zonas áridas son: termoclastismo, hidroclastismo, haloclastismo, disolución y actividad biológica.

X Termoclastismo

Las fuertes oscilaciones diarias de temperatura pueden producir la rotura de la roca. En zonas desér-ticas se han descrito oscilaciones diarias de hasta 54 ºC.

Si la roca está compuesta por minerales leucocratos (de colores claros) y melanocratos (de colores oscuros), la cantidad de calor absorbida por cada uno de ellos será diferente y, por lo tanto, la varia-ción de volumen experimentada por cada uno de ellos, con lo que se facilita la disgregación de la roca por un fenómeno llamado fatiga térmica.

X Hidroclastismo

El hidroclastismo se produce por la sucesión de ciclos de humedecimiento (procedente del rocío) y secado de la roca en un mismo día. El efecto sobre la roca es la descamación superficial y fractura-ción a favor de planos de fisibilidad existentes.

X Haloclastismo

El proceso hace referencia a la rotura de las rocas como consecuencia del crecimiento de cristales de sales por precipitación química. Se trata de un tipo de meteorización conjunta, física y química.

X Disolución

Desempeña un papel importante en la movilización de sales en ambientes desérticos. Actúa en niveles superficiales y suele estar relacionada con la presencia de agua subterránea o agua de zonas lacustres.

X Actividad biológica

Está producida por la presencia de bacterias, hongos, algas y líquenes muy frecuentes en los am-bientes desérticos. Actúan mecánicamente produciendo una disgregación de tipo granular y quí-mico por medio de la secreción de ácidos. Algunos microorganismos desempeñan un papel impor-tante en la secreción de ácidos.

El efecto de la meteorización sobre las rocas produce diferentes formas menores o de micromodela-do; las más frecuentes son: cavernas o abrigos en paredes verticalizadas, tafonis y pilancones.

1.3. FORMAS MAyORES RESULTANTES

Las formas del relieve y paisaje en las zonas áridas suele ser el resultado de procesos eólicos que combinan formas de erosión y sedimentación. Con frecuencia estos paisajes se ven retocados por la acción erosiva del agua de escorrentía, la cual presenta ciertas peculiaridades al tratarse de avenidas puntuales con una gran capacidad erosiva.

Las formas del relieve más frecuentes de las zonas áridas son:



X Ouads

Se trata de amplios cauces, generalmente anchos y poco profundos, con su fondo cubierto de alu-viones, de forma parecida a las llanuras aluviales de los climas templados y húmedos. En algunos casos los ouads presentan también terrazas, lo cual sugiere periodos de erosión y sedimentación alternantes bajo un clima anterior más húmedo que el actual. Como ejemplo, este tipo de formas se encuentran muy frecuentemente en el Sahara.

X Ramblas

Son cauces anchos y de mayor profundidad que los ouads. Canalizan el agua de escorrentía super-ficial que se produce tras las precipitaciones esporádicas pero muy violentas típicas de climas áridos o semiáridos. Al no existir ni suelos ni vegetación, el agua no puede ser retenida sobre la superficie y corre rápidamente dando lugar a inundaciones repentinas en la zona de aguas abajo.

X Abanicos aluviales

Representan una forma de sedi-mentación. En los desiertos, la escorrentía ocasional transporta gran cantidad de detritus des-de las zonas montañosas hasta las llanuras, donde se extiende a la salida de los torrentes y flu-ye en forma de lámina de agua, distribuyendo ampliamente los acarreos y dando lugar a los de-nominados abanicos aluviales (Figura 1). Su nombre hace re-ferencia a su geometría, con un vértice apuntando hacia la zona montañosa o más elevada, que es su área madre.

X Lagos

Con frecuencia los desiertos presentan áreas endorreicas en las cuales no existe una red de drenaje definida y las aguas forman lagunas temporales que posteriormente desaparecen por evaporación o por filtración en el subsuelo, dejando una superficie cubierta de sales y fango que pronto se agrie-ta por desecación. Cuando la presencia de sales es muy elevada, estos lagos se denominan sebjas. El aporte de agua en estos lagos suele tener una componente subterránea.

X Montes isla o inselbergs

Son relieves aislados, al parecer residuales, de morfología y estructura diversa. Algunas veces corresponden a un relieve estructural, como, por ejemplo, un nivel tabular resistente a la erosión, pero en general son totalmente homogéneos con la llanura que les rodea. La inmensa mayoría están tallados en rocas endógenas, granitos especialmente, en cuyo caso adquieren formas re-dondeadas.

Figura 1. Abanico aluvial.



X Pedimentos

Los pedimentos son planos en el piedemonte que bise-la el sustrato rocoso y está separado de la ladera por un cambio abrupto de pen-diente (Figura 2). Muchos geomorfólogos llaman pedi-llanuras a la yuxtaposición de pedimentos. La pendiente general de una penillanura es mínima y solo destacan del paisaje los montes isla con sus rampas.

X Glacis

Los glacis son planos inclinados con pendientes que oscilan entre 0,5 y 11º, que suelen formar vas-tas llanuras en el piedemonte (Figura 2). Con frecuencia enlazan con el lecho de los ouads, y están recubiertos por una película de detritos, por lo general poco potente. Se utiliza el término de glacis de erosión para biselamientos de rocas desprovistas de depósitos, y glacis de acumulación para superficies que quedan fosilizadas por una delgada capa de detritos. En la mayoría de los casos los glacis de erosión son superficies en las que aflora el sustrato, y presentan recubrimientos, general-mente de aluviales, discontinuos y de poco espesor.

El papel del factor climático en la génesis de glacis, pedimentos y montes isla debe ser delimitado cuidadosamente. Los geomorfólogos climáticos sostienen que el ambiente natural de formación de estos accidentes es un medio de aridez extrema, tal como el desértico actual. Para algunos, pedi-mentos y glacis de erosión vienen a tener el mismo significado.

Explicaquéesunmonteislayeltipodematerialesquemásfrecuentementefavorecensuformación.

Figura 2. Esquema de pedimento, glacis y ouad.




Las zonas áridas suelen tener superficies que responden a diferentes procesos de meteorización física y química. Las principales formas y estructuras que encontramos son los pavimentos, suelos ordenados, barnices y costras.

2.1. PAVIMENTOS

Están formados por fragmentos de roca englobados en una matriz de tamaño arena, limo o arcilla. El grado de redondez de los fragmentos de roca dependerá de la intensidad de meteorización por

descamación que hayan experimentado. Estos pavimentos en el Sahara reciben el nombre de hamada o reg (Figura 3). Si el pavimento está bien desarrollado, puede ser bastante estable.

El proceso más típico de formación de los pavi-mentos se debe a la deflacción, por la que se eli-minan las partículas más finas y se dejan inmo-vilizadas las más gruesas y pesadas. En general, la deflacción disminuye con la rugosidad de la superficie. La erosión hídrica también se apunta como un agente que favorece la formación de pavimentos.

Los procesos de meteorización superficial, prin-cipalmente mecánicos, que afectan a las rocas suelen dar como resultado pavimentos residua-les de bloques angulosos. El proceso de forma-ción de un pavimento es un proceso muy lento,

cuya evolución requiere miles de años. Los pavimentos bien desarrollados, con una superficie de blo-ques rocosos homogénea, originan morfologías muy estables que preservan el suelo de la erosión.


Los suelos ordenados se corresponden con estructuras sobre la superficie del terreno que dan for-mas de círculos, polígonos, redes y otros, típicos tanto de zonas morfoclimáticas periglaciales como

de zonas áridas, aunque los procesos gene-radores de unas y otras seas muy diferentes.

Las morfologías de suelos ordenados en re-giones áridas tienen relación con las variacio-nes del contenido de humedad del suelo. En zonas de suelos salinos estas formas ordena-das tienen mucha relación con procesos de precipitación química y disolución, y están vinculadas con eventos puntuales de preci-pitación y desecación, por lo que tienen un carácter efímero. Con frecuencia estas estruc-turas se localizan en el fondo de superficies lacustres que suelen permanecer desecadas (Figura 4).

Figura 3. Reg en primer plano y erg (sistema dunar).

Figura 4. Precipitación de sales sobre grietas de desecación.



Otras formas son las grietas de desecación, que se forman en sedimentos húmedos de grano muy fino, que se secan rápidamente produciendo su rotura. Generalmente el agrietamiento suele pre-sentar formas poligonales. En estos ambientes áridos la formación de fracturas tiene mucha relación con el tipo de sustrato, arcillas expansivas o no y presencia de sales. Por otra parte, la presencia de cantos bajo la tierra suele ser el punto de partida para la formación de las grietas.

2.3. BARNICES

El barniz desético es una fina capa de tonos oscuros que recubre las rocas de las regiones áridas, tanto los afloramientos como los cantos que encontramos sobre la superficie. El color dominante es marrón o negro y se debe a un enriquecimiento de manganeso y hierro. La película de barniz suele tener espesores que varían de 0,002 a 0,5 cm, con tiempos de formación de más de 10.000 años.

Este barniz se desarrolla en todo tipo de rocas, aunque preferentemente en las silicatadas. Su ori-gen ha sido motivo de discusión durante mucho tiempo. Actualmente parece que la hipótesis más aceptada tiene que ver con el aporte de material (en polvo) externo a la roca; los minerales arcillosos representan el 60 u 80 % de todos los identificados, seguidos de hierro, manganeso y silicio en forma de oxihidróxidos amorfos. Su desarrollo y formación parece deberse a un proceso de precipitación química del ácido monosicílico en forma de gel, o fijado por actividad biológica. Actualmente se piensa que la bacteria que fija el manganeso es Metallogenium personatum, que es el organismo vivo más antiguo que se conoce, aunque es posible que también intervengan hongos y cianobacterias como organismos fijadores.

El estudio de la laminación de la pátina de barniz puede permitir establecer relaciones climáticas del pasado. Por ejemplo, estudios de este tipo realizados en Estados Unidos han permitido diferenciar alternancia de capas oscuras con otras anaranjadas más claras; las más oscuras representan periodos más húmedos y fríos.

2.4. COSTRAS

La presencia de costras de diferente naturaleza sobre la superficie de las zonas áridas es algo muy frecuente. Su estudio proporciona información sobre las condiciones ambientales en las que se for-maron.

Aunque existen muchos tipos de costras, en este apartado nos referiremos a las más importantes: caliches, costras silíceas y costras yesíferas.

X Caliches

El término hace referencia a costra calcárea. Suelen presentar tonos blanquecinos y se localizan en regiones con precipitaciones anuales entre 100 y 600 mm. Se localizan sobre superficies de glacis, terrazas y acumulaciones eólicas. El proceso fundamental para explicar su origen es la disolución y precipitación de carbonato cálcico en presencia de dióxidos de carbono. La precipitación de carbo-nato cálcico se produce por evaporación, pérdida de CO2 y por la actividad biológica.

Sus principales constituyentes minerales son la calcita y la dolomía, que suelen ir acompañados por cuarzo, ópalo, minerales de la arcilla y, en menor proporción, sales solubles como el yeso o glauconita.

Los caliches pueden presentar diferentes morfologías a escala macroscópica. Las más típicas son las gravas cementadas, que suelen localizarse en la base, el caliche pulvurolento y el caliche acintado, que se localiza en los niveles superiores.



X Costras silíceas

Se trata de costras duras formadas por granos de cuarzo cementados; también se denominan sil-cretas. Son costras duras y frágiles y se forman tanto en ambientes húmedos como áridos. Para su formación es imprescindible un aporte de sílice, que puede derivar de la propia roca, y por procesos de disolución, transporte y precipitación. Las silcretas pueden llegar a tener grandes espesores. Su formación se inició en algunos casos durante el Mesozoico.

X Costras yesíferas

Se asocian a regiones con precipitaciones por debajo de los 250 mm. Forman acumulaciones de yeso unos centímetros por debajo de la superficie del terreno, con potencias variables de hasta cinco metros. Su origen se debe a la precipitación de yeso en relación con las aguas subterráneas o a presencia de zonas lacustres.




3.1. GEOMORFOLOGíA EÓLICA


X El efecto del aire

Debido a la escasez de precipitaciones, en climas áridos el principal agente de erosión es el viento, que afecta a superficies muy extensas. La acción eólica actúa según dos procesos:

� Deflación

El viento, al cargarse de partículas, arranca y pone en transporte los fragmentos susceptibles de ser arrastrados, rodados o incluso puestos en volandas hasta grandes alturas, lo que produce la deflación del suelo, proceso por el cual se eliminan del suelo sus componentes más finos, de-jando una superficie cubierta de fragmentos rocosos que forman un desierto de piedras. Estas superficies pedregosas reciben el nombre de reg.

Las partículas más gruesas son desplazadas por reptación o deslizamiento sobre la superficie, y los granos de arena son capaces de viajar por saltación y elevarse hasta alturas de dos y tres me-tros en algunos casos. Las partículas arcillosas pueden desplazarse incluso con velocidades del viento relativamente bajas, subiendo con las corrientes ascendentes de aire y distribuyéndose por toda la Tierra en las capas altas de la atmósfera. Con frecuencia las partículas arcillosas en suspensión llegan a ocultar el Sol y a producir un ambiente sofocante durante las tormentas de polvo que tienen lugar en los grandes desiertos, cuyos efectos se extienden hasta zonas colin-dantes no desérticas.

� Corrasión

La corrasión consiste en el desgaste de todos los obstáculos que el viento cargado de partículas en suspensión (normalmente arena) encuentra a su paso. A medida que avanza el proceso, los granos de arena se redondean y hacen más pequeños, y las superficies sobre las que golpean se tornan mate debido al constante golpeteo.

Este proceso se observa fácilmente en los cantos más grandes, que al ser arrastrados presentan una superficie plana inferior y dos o tres con la misma característica pero más brillantes, separa-das por aristas afiladas en su parte superior. Son cantos angulosos formados por la deflación y corrasión del viento conjuntamente.

La corrasión actúa preferentemente sobre materiales blandos, como es lógico, y por ello es capaz de crear corredores y vaguadas en terrenos arcillosos y profundizar en los planos de debilidad de las rocas (diaclasas, esquistosidad, planos de estratificación, etc.).

Es muy frecuente ver en las rocas afectadas por la corrasión los denominados alveolos de erosión, que suelen formar entrantes a modo de nidos a poca altura del suelo. En las rocas sedimentarias la corrasión se ve favorecida por planos de debilidad, como pueden ser los planos de estratificación.

Otra forma típica del modelado desértico que también se forma por erosión diferencial son las setas, formadas por un proceso de corrasión diferencial. Debido a la diferencia de tamaño de las partículas que transporta el viento, abajo las gruesas y pesadas, y en las partes más altas las más finas, el desgaste es más intenso en los niveles inferiores del obstáculo, lo que favorece la forma de seta. La diferente naturaleza de las rocas que componen el obstáculo, y en particular si la parte superior es más resistente que la inferior, también influye en el origen de estas formas.

Enumeralasformasenqueunapartículapuedesermovilizadaporlaaccióndelviento.



X Erosión por arroyada

Según se comentó en el apartado anterior, las formas de erosión de ambientes áridos están muy relacionadas con el efecto del aire, que contribuye dejando grandes superficies desnudas y des-provistas de vegetación. Sobre este tipo de superficies el agua desempeña también un papel muy importante en el modelado del terreno, dejando algunas formas características y de tipo muy local.

En muchos ecosistemas naturales el suelo se halla protegido por el manto de vegetación que regula la permanencia de agua en la superficie. Cuando no existe esa cobertera vegetal y el suelo está des-protegido, después de una lluvia copiosa el agua, en lugar de quedar retenida o infiltrarse, erosiona el suelo.

La caída de las gotas de lluvia dispersa las partículas del suelo, con lo que se indica la pérdida del mismo. La eficacia de la lluvia en esa disgregación depende directamente de su energía cinética, es decir, de la masa de cada una de las gotas y de su velocidad. Ante la dificultad de evaluar directa-mente el diámetro de cada gota, se recurre al registro de la intensidad de lluvia, que es la cantidad que cae en cada instante, dato que se puede obtener con el empleo de un pluviógrafo de registro continuo. Como existe una relación entre la intensidad de la lluvia y la distribución por tamaños de las gotas que la componen, quedan así vinculadas la intensidad de lluvia y la energía cinética.

Una vez que el agua llega al suelo, no solo se produce erosión por el impacto de las gotas de lluvia. Cuando la intensidad de la lluvia supera la capacidad de infiltración del terreno se forma la arroyada superficial. Si la pendiente o naturaleza del suelo es favorable, se irá produciendo una remoción más o menos uniforme del nivel u horizonte superficial, que dará lugar a una erosión de tipo laminar. Si la arroyada se concentra, se abren pequeñas incisiones, que producen una erosión en regueros o surcos de tamaño centimétrico o decimétrico. Si estas incisiones progresan en profundidad, pueden llegar al orden métrico o decamétrico; se crea de ese modo la erosión en cárcavas y barrancos, con lo que el problema se acentúa al verse atacada la misma roca madre sobre la que se asienta la for-mación superficial o el suelo.

Según la forma de realizarse el arrastre del suelo por el agua, distinguimos:

� La erosión en capa: eliminación de la capa superior del suelo de forma homogénea.

� La erosión en surcos: formación de una red de pequeñas ranuras anastomosadas.

� El abarrancamiento: formación de surcos y valles diminutos, que a veces llegan hasta la roca madre y permiten su deterioro. Se dan en materiales de dureza intermedia y con pendientes moderadas. Es frecuente que el abarrancamiento sea un estado evolucionado de la erosión en surcos.


3.2.1. Las dunas

X Origen

Las principales formas de sedimentación o acumulación eólica son las dunas. Se forman cuando los granos de arena, arrancados a los desiertos de piedras o de costas arenosas, se acumulan en otros lugares, dando lugar a llanuras arenosas y a diversas asociaciones de dunas.

Para la formación de grandes superficies de dunas es necesario que no exista vegetación, ya que esta se opone al avance de los granos de arena. En regiones semiáridas, con arbustos dispersos, no llegan a formarse dunas y en su lugar aparecen acumulaciones informes de arena.

En términos generales, las dunas presentan una pendiente suave del lado de barlovento y otra más abrupta a sotavento (Figura 5). Los granos ascienden por la pendiente que mira al viento, formando ripples sobre su superficie. Al llegar a la cresta, caen por la pendiente opuesta, formando un talud



cuya inclinación es precisamente la pendiente de equilibrio para este material y granulometría. De esta forma, la duna avanza lentamente en la dirección del viento.

La migración de dunas y la superposición de unas sobre otras da lugar a un sedimento con un sinfín de laminaciones cruzadas que corresponden, precisamente, al lado de sotavento de la duna. Como esta avanza en el sentido del viento, puede decirse que toda la duna tendrá una estructura interna con láminas inclinadas en el mismo sentido, las cuales son erosionadas en el lado de barlovento.

X Tipos de dunas

La forma de las dunas depende de la dirección de los vientos. Cuando la dirección del viento es constante se generan dunas con formas sencillas, en media luna o barjanes, o cordones continuos perpendiculares al viento. Si, por el contrario, la dirección del viento no es continua, se llegan a for-mar dunas piramidales, en crestas de gallo, o de morfologías muy variadas.

En las regiones en las que el viento sopla en dos direcciones predominantes, los barjanes pierden su simetría, al desarrollarse uno de los brazos más que el otro, y terminan por formar una cadena subpa-ralela a la dirección del viento principal. Estas cadenas, que pueden alcanzar longitudes de decenas de kilómetros, se denominan sif o seif o dunas longitudinales y su forma ya no es en absoluto función de la gravedad, sino de un proceso de acreción.

La asociación de dunas da lugar a campos de dunas que se denominan ergs, que forman en oca-siones cordones de muchos kilómetros de longitud. Un buen ejemplo de este tipo de depósito lo constituye el erg Chebbi, en Marruecos, que forma una franja arenosa de unos 15 km2 de superficie.

Explicaladiferenciaentreregyerg.

Figura 5. Esquema de una duna tipo barján.





El sistema morfoclimático glaciar ocupa el dominio propio de los lugares en los que la nieve per-manece y se acumula a lo largo del año y de un año al siguiente. Este dominio se caracteriza por la existencia de grandes masas de hielo que recubren, de forma más o menos continua, las rocas de la superficie terrestre y que pueden fluir lentamente, y desplazarse a distancias considerables del lugar donde se acumularon.


Se calcula que, en la actualidad, la superficie ocupada por las acumulaciones de hielo es del orden de 17 millones de km2, es decir, aproximadamente un 10 % de la superficie de los continentes. Sin embargo, en el pasado los hielos cubrieron superficies mucho más extensas.

Glaciar es toda masa de hielo y nieve en movimiento, formada por la acumulación de las precipita-ciones sólidas que el calor estival no es capaz de fundir. La existencia de glaciares en una determina-da región está condicionada por dos factores, que pueden darse o no simultáneamente:

� Alimentación nival importante (acumulación).

� Escasa ablación (fusión y evaporación de la nieve en el verano).

Para la estabilidad y desarrollo de los glaciares es fundamental que la nieve acumulada durante el invierno sea capaz de perdurar de un año para otro. Estas condiciones se dan casi exclusivamente en regiones de elevada latitud y/o altitud, por encima del denominado límite de las nieves perpetuas.

La transformación de la nieve en hielo es un largo y complejo proceso, que implica la actuación de varios mecanismos diferentes: compactación, debido a su propio peso, sublimación, es decir, paso del hielo a vapor de agua, fusión y nueva helada del agua de fusión, en forma de recristalizaciones intersticiales.

La nieve recién caída está formada por cristales esponjosos que suelen contener con gran cantidad de aire. Debido sobre todo a la presión, estos cristales se modifican y se transforman en granos equi-dimensionales que, si sobreviven a una estación de verano, formarán lo que se denomina neviza.

A medida que se acumulan capas anuales sucesivas, la neviza profunda se compacta, pierde más aire y se convierte en hielo glaciar.

Cuando el hielo glaciar empieza a fluir por su propio peso bajo la acción de la gravedad y a favor de pendientes, se convierte en un glaciar activo.

En la mayoría de los glaciares pueden distinguirse dos zonas:

� La zona de acumulación, donde el aporte de nieve y, a la larga, de hielo predomina sobre la abla-ción en el curso del año.

� La zona de ablación, donde la fusión supera la cantidad de nieve precipitada.

El flujo del hielo desde la zona de acumulación a la de ablación regula su movimiento, y permite mantener una cierta estabilidad en el glaciar, de manera que el exceso de hielo en la primera com-pensa el déficit de la segunda.




Desde el punto de vista morfológico se pueden distinguir cuatro tipos principales de glaciares.

X Inlandsis o glaciares de casquete polar

Los inlandsis o glaciares de casquete polar están constituidos por enormes acumulaciones de hielo a muy baja temperatura. Ejemplos actuales son la Antártida y Groenlandia, o la mitad septentrional de Europa y Norteamérica durante el Pleistoceno. En ocasiones sobresalen algunos relieves rocosos elevados y abruptos, que reciben el nombre de nunataks.

X Glaciares de piedemonte o alaskianos

Los glaciares de piedemonte o alaskianos son sistemas complejos instalados en regiones montaño-sas a lo largo de numerosos valles, que confluyen al pie de los relieves, constituyendo una única e inmensa lengua de hielo. El glaciar más característico de este tipo es el de Malaspina, en Alaska, o el Perito Moreno, en Argentina.

X Glaciares de valle o alpinos

Los glaciares de valle o alpinos predominan en Europa y América del Norte. Están perfectamente adaptados a la topografía, ocupando valles formados con anterioridad, por lo que presentan una forma característica larga y estrecha. Constan de un sector de cabecera, constituido por uno o varios circos, y una lengua que fluye valle abajo. Un ejemplo sería el glaciar Paznau, en Alemania. Cuando la temperatura se hace más suave como consecuencia de un ascenso global, degeneran hacia los glaciares rocosos, en los que la lengua de hielo queda sepultada bajo los acarreos detríticos.

X Glaciares de circo o pirenaicos

Los glaciares de circo o pirenaicos son de pequeñas dimensiones. Se localizan en zonas de cabecera. Un ejemplo sería el glaciar del Kilimanjaro o el del Aneto.


El movimiento descendente de la masa gla-ciar tiene lugar debido a la pendiente topo-gráfica de la superficie cubierta por el hielo y al propio peso de la masa glaciar; esto conduce a que exista el necesario equilibrio entre las «ganancias» de hielo, por parte de la zona de acumulación, y las «pérdidas» en la zona de ablación (Figura 6).

El fenómeno del flujo glaciar es muy com-plejo y todavía no se conoce en todos sus detalles. Se cree que el hielo de un glaciar tiene un comportamiento semiplástico y que los mecanismos de deslizamiento son muchos; entre estos cabe destacar:

� Deslizamiento simple de los cristales individuales de hielo, respecto a los que les rodean.

� Desplazamiento de unos granos de hielo con respecto a otros, merced a una delgada película de agua líquida intersticial.

� Fenómenos locales de fusión y recongelación, debidos a la presión de carga, que hacen que la temperatura de fusión aumente localmente.

Figura 6. Esquema básico de un glaciar de montaña.



Este flujo no es uniforme en toda la masa de hielo, y es en la parte superior y central de la lengua glaciar (en el caso de glaciares alpinos) donde se desarrollan los máximos valores.

Dentro de la masa de hielo se pueden distinguir dos sectores bien definidos:

� Una zona plástica localizada en el fondo, con los mecanismos de flujo semiplástico descritos.

� Una zona superficial, donde el hielo se comporta más como un cuerpo rígido.

En la zona más superficial de la masa de hielo se localizan las grietas y fracturas que presentan todos los glaciares. Los principales tipos son:

� Rimayas: son grietas que separan el hielo de la roca, en la zona de cabecera, debido al diferente comportamiento térmico de unos y otros materiales.

� Crevasses: son grietas debidas a ensanches o adelgazamientos locales de la lengua glaciar por variaciones del lecho rocoso. Cuando se da una red de crevasses, estas separan e individualizan bloques de hielo, que se denominan seracs.

¿Quéentiendesporzonasdeacumulaciónyablación?



Los ambientes periglaciares se caracterizan por un predominio de ciclos de hielo y deshielo del terreno, por la existencia de un pemafrost o de un terreno perennemente helado. Se desarrolla en las zonas polares y en áreas alpinas de latitudes medias y bajas en las grandes cordilleras del mundo. Las temperaturas medias anuales son próximas a 0 ºC o muy por debajo. La amplitud térmica suele ser importante.

El permafrost se define como un espesor de terreno que permanece por debajo de 0 ºC más de dos años, excluyendo los glaciares y casquetes de hielo. Durante el verano la parte superior del permafrost se deshiela y constituye la capa activa o mollisuelo. El agua contenida en suelo, al helar-se, cementa tanto las partículas de este como la materia orgánica. Dependiendo de los ambientes sedimentarios en que se desarrolle y de los ciclos de hielo y deshielo, los cuerpos de hielo pueden tener geometrías muy diferentes, entre las cuales los lentejones de hielo, venas y cuñas de hielo o pingos son las más comunes.


Son típicos de zonas frías y se caracterizan por fuertes cambios de temperatura (hielo-deshielo) y la acción de la escorrentía superficial. Los principales procesos relacionados con la acción de la helada son: crioclastia, levantamiento por helada, desplazamiento en masa y agrietamiento por helada.

X Crioclastia

Es la rotura de las rocas debido a la presión que ejerce el agua que se mete en los planos de debili-dad al congelarse. Al congelarse, el agua aumenta su volumen un 9 % y ejerce grandes presiones. El proceso es tanto más efectivo cuantos más ciclos de hielo y deshielo se producen, favoreciendo la penetración del agua cada vez hacia zonas más internas.



X Levantamiento por helada

Los poros del suelo en los niveles más superficiales están saturados en agua; cuando las temperatu-ras descienden por debajo del punto de congelación, se forman cristales de hielo a modo de varillas que levantan las partículas del suelo, modificando su textura. Este proceso deja un suelo suelto que será erosionado con mucha facilidad.

X Desplazamiento en masa

El proceso de refiere a la transferencia de material dentro del suelo debido a los procesos de hela-da. La congelación del agua de los poros produce un aumento del volumen, ejerciendo presiones entre las partículas que provocan desplazamientos tanto en la vertical como en la horizontal. Este proceso, aplicado a millones de partículas del suelo, produce la movilización de grandes volúmenes de material.

X Agrietamiento por helada

Son grietas que se producen por contracción del material al disminuir la temperatura de los suelos helados. Estas gietas pueden ser de gran tamaño, de metro o metro y medio, y suelen estar rellenas de una cuña de hielo. También hay grietas a escala centimétrica, que generalmente se localizan aso-ciadas a la formación de suelos poligonales.



5. ProcEsos dE Erosión y sEdimEntación. formas rEsultantEs


La abrasión es la principal acción erosiva que produce un glaciar. Se debe al arrastre de los fragmen-tos rocosos que transporta el hielo sobre su lecho.

� Pueden observarse indicios de la abrasión sobre los afloramientos rocosos por donde ha circula-do un glaciar, con pulidos, estrías y acanaladuras formadas como consecuencia de las incisiones causadas por clastos. Las rocas aborregadas son un tipo de resalte pulimentado del lecho típico del modelado glaciar.

� En la cara de las rocas aborregadas que mira hacia abajo, las aguas de fusión resultantes de la presión se recongelan en su interior, y el hielo se introduce por grietas y fisuras, lo que provoca una extracción de las rocas merced al flujo glaciar. Se produce, por tanto, una cara rota y fisurada, que contrasta con la opuesta, pulimentada.


Cuando se hace referencia a sus características de sedimentación, los depósitos glaciares se de-nominan till. Cuando se incluye un significado morfológico, los depósitos glaciares se denominan morrenas. Dependiendo, en algún caso, de la localización del depósito en la masa glaciar (o en el valle glaciar, una vez desaparecido este), se pueden distinguir los siguientes tipos de morrenas.

� Morrena de fondo: depósito de pequeño espesor que tapiza el lecho del valle glaciar. Sobre él puede presentarse la denominada morrena de ablación, constituida, fundamentalmente, por bloques anteriormente inmersos en la masa de hielo, y que al fundirse este se acumulan encima de la morrena de fondo. Ciertas acumulaciones locales, incluidas en la morrena de fondo, cons-tituyen los drumlins.

� Morrena lateral: está constituida por depósitos que se sitúan en las márgenes del glaciar y que, por tanto, marcan su límite una vez desaparecido este. A partir de la confluencia de dos lenguas glaciares, las morrenas laterales pasan a formar la morrena central.

� Morrena frontal: aparece en la zona final del glaciar, donde este se funde y se marcan los posi-bles avances y retrocesos de aquel, en el caso de existir varias.


Las macroformas típicas del modelado glaciar son los circos y los valles glaciares.

X Circos

Constituyen depresiones semicirculares, normalmente limitadas por paredes abruptas a modo de anfiteatros. Su fondo muestra claros signos de abrasión. Evolucionan a formas mayores a las típicas cresterías de alta montaña y los horns, que son picos agudos localizados en la confluencia de varias crestas.

X Valles glaciares

Presentan un típico perfil transversal en «U», o en artesa, debido a la ampliación del valle fluvial preexistente. Su perfil longitudinal se caracteriza por la presencia de escalones que limitan cubetas, denominadas de sobreexcavación glaciar. Frecuentemente están ocupadas por lagos cuando el gla-ciar ha desaparecido.



Una región afectada por la erosión glaciar experimenta un cambio en su modelado:

� En las zonas altas, las cuencas torrenciales quedarían transformadas en verdaderos circos de paredes abruptas, por retroceso de estas, y los anteriores interfluvios, de perfiles más o menos convexos, evolucionarán a crestas agudas y verticales, con abundantes horns.

� Los valles experimentarán un cambio profundo en su morfología, pasando de un perfil trans-versal en forma de «V», típico del dominio torrencial, a uno de diseño en «U» o en artesa. Igual-mente, su perfil longitudinal quedará marcado por frecuentes inflexiones, en forma de cubetas y umbrales.

� Las zonas terminales quedarán ocupadas por los depósitos morrénicos y fluvio-glaciares, que originarán, si son abundantes, un relieve caótico, donde, una vez retirado el glaciar, será frecuen-te la existencia de pequeñas lagunas de barrera y redes de drenaje complejas, frecuentemente anastomosadas.

¿Enquésituacionesseformanmorrenascentralesenunglaciardemontaña?



BIBLIOGRAFÍA

BIBLIOGRAFÍA REFERIDA

ANGUITA, F. y MORENO, F. (1993): Procesos geológicos externos y Geología ambiental. Madrid: Rueda.

AZAÑON, J. M. et ál. (2002): Geología Física. Madrid: Paraninfo.

MUÑOZ, J. (1992): Geomorfología general. Madrid: Síntesis.

SIMONS, E. (1990): Geología Física Básica. México: Limusa.

TARBUCK, E. J. y LUTGENS, F. K. (2005): Ciencias de la Tierra. Una introducción a la Geología Física. Ma-drid: Pearson-Prentice Hall.

BIBLIOGRAFÍA COMENTADA

CENTENO J. D., FRAILE, M. J., OTERO, M. A. y PIVIDAL, A. J. (1994): Geomorfología aplicada. Ejercicios de fotointerpretación y planificación ambiental. Madrid: Rueda.

Está estructurado en siete lecciones a modo de capítulos. La primera lección hace una introducción a la fotografía aérea e incluye una realización práctica. En las sucesivas lecciones se aumenta en com-plejidad, aplicando la fotointerpretación a la geomorfología de una zona de estudio concreta. El libro contiene varias realizaciones prácticas y colecciones de pares estereoscópicos.

DE PEDRAZA, J. (1996): Geomorfología: principios, métodos y aplicaciones. Madrid: Rueda.

Libro completo de geomorfología estructurado en seis partes, que trata todos los aspectos de esta ciencia. Está ilustrado con numerosos dibujos, gráficos y cuadros de síntesis.

GUTIÉRREZ, M. (2001): Geomorfología climática. Barcelona: Omega.

Proporciona una visión global de los procesos geomorfológicos y de los modelados resultantes. Contie-ne un capítulo dedicado a geomorfología aplicada a cada una de las zonas morfoclimáticas, a modo de acercamiento a complejos problemas existentes. Ilustrado con numerosas figuras y fotografías en color.

STRAHLER, A. N. (1992): Geografía Física. Barcelona: Omega.

Se trata de un libro clásico e imprescindible para las personas que deseen introducirse o profundizar en las materias que constituyen la Geografía Física. Está estructurado en cuatro partes: (1) El globo terrá-queo, (2) La atmósfera y los océanos, (3) El clima: suelos y vegetación, y (4) La forma del modelado. Ilus-trado con numerosos dibujos, esquemas y fotografías de ejemplos reales, contiene, además, ejemplos de casos reales y cuestionarios de repaso de cada tema.

WEBGRAFÍA

http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/geogenap.html

http://es.wikipedia.org/wiki/Geomorfolog %C3 %ADa

http://www.geomorfologia.es/




1.1. INTRODUCCIÓN

El término de región árida implica una casi ausencia de preci-pitaciones, escasa nubosidad y unas drásticas variaciones de temperatura durante el día debido a la claridad de la atmósfera.

Las escasas lluvias que se producen suelen ser de tipo tor-mentoso. En general, la precipitación anual media en todos estos desiertos es inferior a 100 mm. Las temperaturas me-dias son extremadamente altas, y se dan bruscas oscilaciones diarias.


� Termoclastismo. Las fuertes oscilaciones diarias de tempe-ratura pueden producir la rotura de la roca.

� Hidroclastismo. El hidroclastismo se produce por la suce-sión de ciclos de humedecimiento (procedente del rocío) y secado de la roca en un mismo día.

� Haloclastismo. El proceso hace referencia a la rotura de las rocas como consecuencia del crecimiento de cristales de sales por precipitación química.

� Disolución. Desempeña un papel importante en la movili-zación de sales en ambientes desérticos.

� Actividad biológica. Está producida por la presencia de bacterias, hongos, algas y líquenes, muy frecuentes en los ambientes desérticos.

1.3. FORMAS MAYORES RESULTANTES

� Ouads. Se trata de amplios cauces, generalmente anchos y poco profundos, con su fondo cubierto de aluviones, de forma parecida a las llanuras aluviales de los climas templa-dos y húmedos.

� Ramblas. Son cauces anchos y de mayor profundidad que los ouads.

� Abanicos aluviales. Representan una forma de sedimen-tación. Su nombre hace referencia a su geometría, con un vértice apuntando hacia la zona montañosa o más elevada, que es su área madre.

� Lagos. Con frecuencia los desiertos presentan áreas en-dorreicas en las cuales no existe una red de drenaje defini-da y las aguas forman lagunas temporales que posterior-mente desaparecen por evaporación o infiltración.

� Montes isla o inselbergs. Son relieves aislados, al parecer residuales, de morfología y estructura diversa.

� Pedimentos. Son planos en el piedemonte que bisela el sustrato rocoso y está separado de la ladera por un cambio abrupto de pendiente.

� Glacis. Son planos inclinados con pendientes que oscilan entre 0,5 y 11º, que suelen formar vastas llanuras en el pie-demonte.


2.1. PAVIMENTOS

Están formados por fragmentos de roca englobados en una matríz de tamaño arena, limo o arcilla. Estos pavimentos en el Sahara reciben el nombre de hamada o reg. Si el pavimento está bien desarrollado, puede ser bastante estable. El proce-so de formación de los pavimentos más típico se debe a la deflacción.


El término «suelos ordenados» hace referencia a estructuras sobre la superficie del terreno con forma de círculo, polígono, redes y otros. Tienen relación con las variaciones del conteni-do de humedad del suelo.

2.3. BARNICES

El barniz desértico es una fina capa de tonos oscuros que re-cubre las rocas de las regiones áridas. El color dominante es marrón o negro y se debe a un enriquecimiento de mangane-so y hierro. El estudio de la laminación de la pátina de barniz puede permitir establecer relaciones climáticas del pasado.

2.4. COSTRAS

La presencia de costras de diferente naturaleza sobre la su-perficie de las zonas áridas es algo muy frecuente. Su estudio proporciona información sobre las condiciones ambientales en las que se formaron.

� Caliches. El término hace referencia a costra calcárea. El proceso fundamental para explicar su origen tiene relación con la disolución y precipitación de carbonato cálcico.

� Costras silíceas. Se trata de costras duras formadas por granos de cuarzo cementados; también se denominan silcretas. Son costras duras y frágiles y se forman tanto en ambientes húmedos como áridos.

� Costras yesíferas. Se asocian a regiones con precipitaciones por debajo de los 250 mm. Forman acumulaciones de yeso unos centímetros por debajo de la superficie del terreno.

RESUMEN 20. Elmodeladodelaszonasáridas.Procesosdemeteorizaciónyformasresultantes.Lasuperficiedelosdesiertos:pavimentos,suelosordenados,barnicesycostras.Geomorfologíaeólica.Sedimentoseólicos.Elmodeladoglaciaryperiglaciar.Procesosdeerosiónysedimentación.Formasresultantes.20.1. Elmodeladodelaszonasáridas.Procesosdemeteorizaciónyformasresultantes.

20.2. Lasuperficiedelosdesiertos:pavimentos,suelosordenados,barnicesycostras.

20.3. Geomorfologíaeólica.Sedimentoseólicos.

20.4. Elmodeladoglaciaryperiglaciar.

20.5. Procesosdeerosiónysedimentación.Formasresultantes.




3.1. GEOMORFOLOGÍA EÓLICA


X El efecto del aire

� Deflación. El viento, al cargarse de partículas, arranca y pone en transporte los fragmentos susceptibles de ser arrastrados, rodados o incluso puestos en volandas hasta grandes alturas, produciendo la deflación del suelo.

� Corrasión. La corrasión consiste en el desgaste de todos los obstáculos que el viento cargado de partículas en sus-pensión (normalmente arena) encuentra a su paso.

X Erosión por arroyadaEn muchos ecosistemas naturales el suelo se halla protegido por el manto de vegetación que regula la permanencia de agua en la superficie. Cuando no existe esa cobertera vegetal y el suelo está desprotegido, después de una lluvia copiosa el agua, en lugar de quedar retenida o infiltrarse, erosiona el suelo. Según la forma de realizarse el arrastre del suelo por el agua, distinguimos: erosión en capa, en surcos y abarran-camiento.


3.2.1. Las dunas

X OrigenLas principales formas de sedimentación o acumulación eó-lica son las dunas. En términos generales, las dunas presen-tan una pendiente suave del lado de barlovento y otra más abrupta a sotavento, y de esta forma avanzan lentamente en la dirección del viento.

X Tipos de dunasSegún su forma, pueden ser: barjanes, cordones continuos perpendiculares al viento; dunas piramidales, en crestas de gallo o dunas longitudinales. La asociación de dunas da lugar a campos de dunas que se denominan ergs.



El sistema morfoclimático glaciar ocupa el dominio propio de los lugares en los que la nieve permanece y se acumula a lo largo del año y de un año al siguiente.


Glaciar es toda masa de hielo y nieve en movimiento, forma-da por la acumulación de las precipitaciones sólidas que el calor estival no es capaz de fundir. En la mayoría de los gla-ciares pueden distinguirse dos zonas: de acumulación, donde el aporte de nieve predomina sobre la fusión, y de ablación, donde la fusión supera la cantidad de nieve precipitada.


Desde el punto de vista morfológico, se pueden distinguir cuatro tipos de glaciares: inlandsis o glaciares de casquete polar, glaciares de piedemonte o alaskianos, glaciares de valle o alpinos, glaciares de circo o pirenaicos.


El movimiento descendente de la masa glaciar tiene lugar de-bido a la pendiente topográfica de la superficie cubierta por el hielo y al propio peso de la masa glaciar. Este flujo no es uniforme en toda la masa de hielo. La zona más superficial de la masa de hielo es donde se localizan las grietas y fracturas que presentan todos los glaciares: rimayas y crevasses.



Los ambientes periglaciares se caracterizan por un predomi-nio de ciclos de hielo y deshielo del terreno, por la existencia de un pemafrost o de un terreno perennemente helado. Se desarrolla en las zonas polares y en áreas alpinas de latitudes medias y bajas en las grandes cordilleras del mundo. Las tem-peraturas medias anuales son próximas a 0 ºC o muy por deba-jo. La amplitud térmica suele ser importante.


� Crioclastia. Rotura de las rocas debido a la presión que ejerce el agua que se mete en los planos de debilidad al congelarse.

� Levantamiento por helada. Levantamiento del suelo debi-do a cristales de hielo que se forman al congelarse el agua de relleno de los posos del suelo.

� Desplazamiento en masa. Transferencia de material den-tro del suelo debido a los procesos de helada.

� Agrietamiento por helada. Se produce por contracción del material al disminuir la temperatura de los suelos helados.

5. ProcEsos dE Erosión y sEdimEntación


La abrasión es la principal acción erosiva que produce un gla-ciar. Se debe al arrastre de los fragmentos rocosos que trans-porta el hielo sobre el su lecho.


Cuando se hace referencia a sus características de sedimen-tación, los depósitos glaciares se denominan till. Cuando se incluye un significado morfológico, los depósitos glaciares se denominan morrenas. Esta pueden ser: morrenas de fondo, laterales, centrales o frontales.


Las macroformas típicas del modelado glaciar son los circos y los valles glaciares.



AUTOEVALUACIÓN

1. Las precipitaciones anuales de las regiones áridas son:

� a. Entre 250 y 500 mm.

� b. Entre 0 y 50 mm.

� c. Entre 50 y 125 mm.

� d. No hay precipitación.

2. Las oscilaciones diarias de la temperatura en regiones áridas suelen ser de:

� a. Unos 20 ºC.

� b. Unos 40 ºC.

� c. No varía.

� d. Unos 10 ºC.

3. El viento moviliza las partículas del suelo por mecanismos de:

� a. Suspensión.

� b. Rotación.

� c. Saltación y suspensión.

� d. Por todos los anteriores.

4. El término «glacis erosivo» hace referencia a:

� a. Superficies planas de mucha pendiente.

� b. Laderas de roca dura.

� c. Superficies planas de poca pendiente.

� d. Superficie con una red fluvial muy marcada.

5. La corrasión actúa sobre las rocas por:

� a. Erosión por choque y golpeteo de las partículas que lleva el viento.

� b. Un efecto químico.

� c. Meteorización térmica.

� d. Disolución.



6. Los abanicos aluviales se forman:

� a. En la parte baja de los ríos.

� b. En los ouads.

� c. A la salida de zonas montañosas.

� d. En zonas de erg.

7. La erosión de un suelo, como factor determinante, suele iniciarse por:

� a. Pérdida de la capa de humus.

� b. La acción del agua.

� c. La presencia de rocas ácidas.

� d. Desniveles de la superficie topográfica.

8. El fenómeno de crioclastia tiene relación con:

� a. Formación de grietas por desecación.

� b. Rotura de rocas por cambios de temperatura.

� c. Rotura de rocas por hielo-deshielo.

� d. Rotura de rocas por crecimiento de sales.

9. Un erg es:

� a. Una aculumación de piedras pulidas.

� b. Una gran acumulación de arena o sistemas dunares.

� c. Un pavimento rocoso.

� d. Una forma típica del modelado periglaciar.

10. Una till es:

� a. Un tipo de suelo ordenado.

� b. Un depósito de ambiente periglaciar.

� c. Un depósito glaciar.

� d. Un tipo de grieta glaciar.


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