Tema 9 Procesos geológicos debidos al agua y al viento - José Santiago Alvarez Gonzalez

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Geología 2º Bachillerato Procesos geológicos debidos al agua y al viento 
 
1 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete 
UNIDAD 9. PROCESOS GEOLÓGICOS DEBIDOS AL AGUA Y AL VIENTO 
 
 
1. LA HIDROSFERA. 
 
Llamamos capas fluidas de la Tierra a la atmósfera e hidrosfera pues ambas están constituidas por 
fluidos: aire y agua. El que nuestro planeta esté rodeado externamente por dos capas fluidas es algo 
extraordinario pues el resto de planetas del Sistema Solar poseen atmósfera más o menos 
desarrollada pero no hidrosfera. 
 
El agua se halla en la Tierra en sus tres fases: sólida, líquida y gaseosa, constituyendo un subsistema 
llamado hidrosfera. Esto es debido a la distancia al Sol. Si la Tierra estuviera más lejos el agua estaría 
congelada. Si estuviera más cerca, estaría evaporada. El agua de la superficie terrestre procede de la 
desgasificación del planeta, que tuvo lugar en su mayor parte en las primeras etapas de la historia 
terrestre, alcanzando un volumen similar al actual. Algunas teorías proponen que una parte pudo 
proceder también del choque de cometas contra la prototierra. Está estrechamente relacionada con 
otros sistemas terrestres como la geosfera, la atmósfera y la biosfera. La existencia de la hidrosfera 
tiene enorme importancia para el origen y desarrollo de la vida. 
 
Podemos considerar seis compartimentos o sistemas 
acuáticos: océanos, criosfera (hielos y glaciares), aguas 
subterráneas, aguas superficiales (ríos y lagos), 
atmósfera y biosfera: 
 
Ambas capas, atmósfera e hidrosfera, se encuentra en 
continuo intercambio (el límite entre ambas no es 
riguroso) a través del ciclo del agua, interacción que 
determina su comportamiento. También constituyen la 
máquina climática terrestre pues son las capas más 
relevantes en el funcionamiento del clima. 
 
 
1.1. El ciclo hidrológico. 
 
El agua existente en la Tierra está en continuo movimiento, experimentando cambios de estado y 
conectando los diferentes sistemas acuáticos mediante el llamado ciclo hidrológico el cual puede 
definirse como el conjunto de procesos mediante los que el agua circula describiendo un recorrido 
cíclico desde la atmósfera hasta la superficie terrestre y de nuevo a la atmósfera. Su volumen 
permanece prácticamente invariable. En distintas fases del ciclo es incorporada por los seres vivos ya 
que es imprescindible para éstos. 
 
El ciclo del agua podemos dividirlo en dos etapas: 
 
 Ciclo interno. Muy poco conocido, se origina por el calor interno terrestre. El agua de origen 
magmático (agua juvenil) se origina por reacciones químicas internas y sale a través de volcanes, 
fracturas y dorsales oceánicas. Igualmente, el agua oceánica entra en el interior terrestre por las 
zonas de subducción o formando parte del ciclo de las rocas. 
 
 Ciclo externo. Se origina por la energía solar el cual hace posible los cambios de estado que 
experimenta el agua, y la gravedad la cual es responsable de las precipitaciones y de que el agua 
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circule desde las montañas hacia el mar. Los procesos que intervienen en el ciclo externo son: 
 
- Evaporación: paso lento y gradual del estado líquido al gaseoso. 
- Transpiración: mecanismo de evaporación de agua de los seres vivos. 
- Condensación: cambio de estado de la materia desde vapor a líquido. 
 Precipitación: caída del agua en forma líquida o sólida desde la atmósfera a la superficie 
terrestre. La forma más común es la lluvia, pero también se produce en forma de nieve, 
granizo, rocío o escarcha. 
 Infiltración: penetración del agua que precipita o circula por la superficie terrestre al 
subsuelo, incorporándose a las aguas subterráneas. 
 Escorrentía: proceso por el cual el agua discurre a favor de pendiente. Puede ser superficial 
(se produce cuando el 
suelo es incapaz de 
infiltrar toda el agua que 
ha recibido por 
precipitación) o 
subterránea (movimiento 
horizontal del agua 
subterránea 
generalmente a escasa 
velocidad). El caudal de 
agua de los ríos proviene 
tanto de la escorrentía 
superficial como de la 
subterránea, la cual 
supone un aporte de 
caudal vital entre periodos 
de lluvia conocido como 
caudal base. 
 
El balance hídrico es la diferencia entre las precipitaciones y la evaporación, la evapotranspiración, la 
escorrentía y la infiltración. 
 
De todos los procesos que componen el ciclo hidrológico, es la escorrentía (superficial y subterránea) 
la que desempeña un papel preponderante en el modelado del relieve. Glaciares, ríos, arroyos, 
torrentes y lagos sirven de nexo de unión entre las precipitaciones y la evaporación. Durante este 
trayecto los agentes ejercen erosión, transporte y sedimentación de manera muy eficaz. 
 
 
2. EL MODELADO GLACIAR. 
 
En las regiones de latitudes altas y en las de alta montaña, donde la Tª media está por debajo de 0 
ºC, el agua permanece en estado sólido, independientemente de la estación del año, formando un 
manto de hielo que es el agente modelador principal de dichas regiones. 
 
 
2.1. Tipos de glaciares. 
 
Un glaciar es una acumulación de hielo policristalino procedente de la nieve, compactada 
progresivamente y cristalizada. 
 
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Según el régimen térmico se distinguen: 
 
- Glaciares fríos: masas de hielo con temperaturas muy por debajo de la de fusión. Carecen de 
agua de fusión y, por lo general, permanecen anclados al sustrato. 
- Glaciares templados: su temperatura es próxima a la de fusión. Contienen agua de fusión entre 
la base del glaciar y el sustrato. Su desplazamiento es rápido. 
 
Según su morfología hay dos grandes grupos: 
 
 Glaciares de casquete (Antártida y Groenlandia; representan el 92 % y el 6 % de la criosfera, o 
conjunto de hielos del planeta). Cubren grandes extensiones y el continente sobre el que se 
encuentran está por de- bajo del nivel del mar. Por ello, su desplazamiento se realiza 
remontando pendientes; el peso del hielo en el centro provoca el deslizamiento de las capas 
superficiales hacia los bordes del continente. 
 Glaciares de montaña (Alpes, Andes, Himalaya…). Se caracterizan por su menor extensión y su 
mayor velocidad de descenso (1m/día, como media). Dependiendo de la altura y la latitud, las 
lenguas descendentes tardan más o menos en fundirse, caracterizando los diferentes tipos de 
glaciares (escandinavo, piedemonte, alpino y pirenaico) 
 
 
2.2. Dinámica glaciar. 
 
La nieve caída tiene una densidad de 0,2 g/cm3. El peso de 
las capas superiores provoca la pérdida de aire y procesos 
de fusión y de cristalización que tienen como consecuencia 
que el hielo se hace más denso (0,9 g/cm3). Este aumento 
de densidad, junto con el deshielo y la gravedad, favorece 
su desplazamiento. El hielo se desplaza de la siguiente 
manera: 
 En los glaciares de casquete el hielo se adhiere a la 
roca del fondo, y las capas superiores se desplazan 
plásticamente sobre las inferiores (las fracturas 
entre las capas facilitan el desplazamiento). En este 
caso, el movimiento es de fluxión o flujo. 
 En los glaciares de montaña, donde la temperatura 
de la masa de hielo es cercana a la de fusión, además 
del flujo se produce la fusión y recristalización en la 
masa de hielo, lo que facilita el deslizamiento de la 
masa de hielo. Estos procesos tienen lugar en el 
contacto con las rocas del fondo; la presencia de 
agua líquida facilita el desplazamiento al actuar 
como una superficie de deslizamiento. 
 
Además de la meteorización física (gelifracción o criofractura), 
que es intensa en estas zonas, el movimiento dedescenso del 
hielo arranca fragmentos de diversos tamaños. El agua líquida se 
introduce en las grietas y, al aumentar de volu- men por 
congelación, eleva los cantos, que serán englobados en la lengua 
glaciar y arrastrados por ella. Además, la lengua glaciar erosiona 
por abrasión la superficie del cauce con la ayuda de los cantos y 
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materiales arrastra- dos sobre él, produciendo estrías y acanaluduras en su superficie. 
 
En la parte alta del valle glaciar, en el circo, la criofractura hace 
retroceder sus paredes, pudiendo quedar dos circos colindantes 
separados por una arista o cresta. La unión de varios circos con 
destrucción de aristas puede originar un horn o pico piramidal 
(Monte Cervino, en Los Alpes)). 
 
En el fondo de los circos debido a la sobreexcavación, puede 
acumularse el agua originando lagos de montaña (ibones en Aragón 
o estanys en Cataluña). 
 
Por otro lado, la lengua del glaciar ejerce una doble acción erosiva y 
de transporte en su deslizamiento, excavando un valle en U o artesa 
glaciar. Las artesas glaciares que desembocan en el mar se llaman 
fiordos. La enorme cohesión de la masa de hielo le proporciona una 
gran capacidad de transporte. Los cantos transportados en su 
interior van protegidos de todo rozamiento; solo los que caen hasta 
el fondo de la lengua y los recogidos del cauce glaciar acaban estriados. También transporta los 
llamados bloques erráticos, fragmentos rocosos que pueden provenir de lugares muy lejanos. 
 
La lengua de hielo también puede presentar estriaciones o grietas que varían entre unos milímetros y 
varios metros, llamadas rimayas y crevasses. Los cruces entre grietas pueden delimitar bloques de 
hielo inestables, con tendencia a desprenderse, llamados seracs. 
 
Cuando el hielo se funde, los sedimentos, denominados till, se depositan bruscamente. Presentan 
tamaños muy diversos y tienen cantos angulosos, muy mala clasificación granulométrica y con la 
particularidad de contener minerales que en otros medios son fácilmente alterables, como 
feldespatos y minerales ferromagnesianos, lo que indica una escasa transformación química de los 
materiales que componían la roca inicial. Los till se acumulan formando las llamadas morrenas. 
Según su localización, las morrenas se diferencian en: morrena final, morrenas laterales y centrales 
(al confluir dos lenguas y unirse sus morrenas laterales) y morrena de fondo. 
 
Cuando un glaciar se derrite, especialmente un glaciar continental, grandes cantidades de till son 
arrastrados y depositados en los llamados sandar (sandur en singular) que son planicies formadas 
por sedimentos fluviales finos y estratificados que provienen de la fusión de glaciares en su porción 
superior y que han sido arrastradas por las aguas del deshielo. Las aguas de fusión glaciar que 
circulan por y bajo el hielo también movilizan sedimentos y pueden dar lugar a un río o a un lago de 
barrera. 
 
Desde la última glaciación, hace unos 18.000 años, los hielos no han hecho más que retroceder 
dejando al descubierto relieves heredados. En España aún se conservan, heredados de la Pequeña 
Edad del Hielo (s. XIV al XIX), unos pocos glaciares de circo, denominados así al carecer de lengua 
(por ejemplo, el glaciar de Monte Perdido en Huesca). 
 
 
3. EL MODELADO PERIGLACIAR 
 
Este tipo de modelado es característico tanto de las márgenes de las zonas glaciadas como de 
aquellas áreas de clima frío en las que la temperatura crítica de 0 ºC provoca frecuentes ciclos de 
hielo-deshielo, están o no en el entorno de un glaciar. En general pueden distinguirse tres ambientes 
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donde pueden ocurrir los procesos periglaciares: 
 
 Regiones donde el suelo está permanentemente helado o permatrost. Se puede distinguir un 
nivel inferior o pergelisuelo que se mantiene helado todo el año, y un nivel superior o mollisol en 
el que el hielo puede descongelarse en ciertas épocas originando un suelo fangoso. 
 Zonas sometidas a ciclos de hielo-deshielo. Están sometidas a cambios de temperatura cíclicos y 
también condicionadas por la disponibilidad de agua y sus efectos son la crioclastia o gelifracción 
producida al penetrar el agua por grietas y fisuras de las rocas y expandirse al congelarse. 
 Áreas cubiertas de nieve permanentemente pero sin congelarse. El suelo se ve afectado por la 
propia nieve y por el agua de fusión. Por otro lado, la nieve los protege de las bajas 
temperaturas. 
 
Estos tres ambientes pueden coexistir en regiones circumpolares y zonas de alta montaña. Pero es el 
ambiente sometido a ciclo de hielo-deshielo el más extendido. 
 
Los efectos de la criofractura son la formación de derrubios como los canchales o pedreras; los ciclos 
de hielo–deshielo provocan la crioturbación del suelo, movimientos que rompen la estructura del 
mismo y favorecen su fluidificación, originando suelos poligonales y estriados; el mollisol puede 
deslizarse por gelisolifluxión a favor de pendiente o congelarse y aumentar de volumen, dando lugar 
al césped almohadillado. 
 
 
4. LA ACCIÓN GEOLÓGICA DE RÍOS, ARROYOS Y TORRENTES 
 
El ambiente fluvial posiblemente es el ambiente más importante de la tierra firme y el que genera 
mayor diversidad de morfologías y paisajes. Se define por la acción de agua continental en 
movimiento, por la energía del agua y por el conjunto de erosión, transporte y sedimentación en el 
mismo ambiente. Además los sistemas fluviales dependen fuertemente de las condiciones climáticas. 
La fusión del hielo, de la nieve o la propia lluvia son determinantes en la acción modeladora de las 
aguas continentales. 
 
 
4.1. Las aguas de escorrentía o de arroyada. 
 
Las aguas superficiales proceden de las precipitaciones y del deshielo. Parte de esta agua puede 
quedar retenida por la vegetación, ser almacenada en de- presiones o evaporarse. El resto se 
infiltrará en el subsuelo o se desplazará superficialmente. 
 
Al iniciarse la precipitación o el deshielo, el suelo absorbe toda el agua posible, pero cuando se satura 
ya no puede penetrar más agua y se produce la escorrentía superficial o circulación del agua hacia el 
mar. Hay dos tipos de causas de la escorrentía superficial: por saturación del suelo (el suelo ya no 
admite más agua) o por limitaciones en la infiltración (los materiales del suelo por su naturaleza son 
poco permeables, como los arcillosos). 
 
El agua que no se ha infiltrado ni ha sido interceptada por la vegetación o almacenada en 
concavidades del terreno, ni tampoco se ha ido evaporando, va a desplazarse vertiente abajo 
concentrada en microcanales móviles y de carácter efímero. Existen dos tipos de canales. 
 
 Acanaladuras. El agua desplaza los materiales más finos siguiendo la dirección de máxima 
pendiente. Los trazados son subparalelos y aparecen en cada episodio de precipitación. Son 
típicas de zonas con pendiente elevada y superficies desnudas. 
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 Cordones o lazos. Formados sobre materiales gruesos que obligan a las microcorrientes de agua 
a desplazarse formando trazados entrelazados que bordean estos materiales. Se producen en 
zonas de manos pendiente y puede permanecer inalterables durante varios periodos de 
precipitación. 
 
El agua que discurre por la superficie, en un principio sin cauce fijo y a favor de la pendiente,tiende a 
buscar los puntos más bajos de sus posibles recorridos; va formando cauces que se van 
jerarquizando: el más profundo re- coge aguas de los otros. Todas las 
aguas confluyen en las llamadas cuencas de recepción de un torrente 
–cursos de montaña episódicos de régimen nival o pluvionival- que, a 
su vez, desagua en una corriente de mayor caudal –generalmente el 
afluente de un río– que confluirá con otras corrientes hasta converger 
con la corriente principal, generalmente un río, los cuales 
desembocarán en ríos mayores, en un lago o en el mar. 
 
En un torrente distinguimos tres elementos: la cuenca de recepción, 
en forma de embudo, el canal de desagüe, por donde circulan las 
aguas, y el cono de deyección, en la desembocadura. El conjunto de 
torrentes, afluentes donde desembocan y el río principal forman la red 
hidrográfica. 
 
La cuenca hidrográfica o cuenca de drenaje es el área que recoge las 
aguas del río principal. Está delimitada por montañas y formada por 
cauces e interfluvios (área comprendida entre dos cauces) que forman 
las divisorias de aguas. 
 
El trabajo que realiza la red hidrográfica entera en su cuenca se 
resume en: 
 
 Erosión. El agua excava el valle profundizando sus cauces. Se facilita de esta manera la 
meteorización y la posterior caída de las rocas de las laderas, principalmente deslizamientos de 
tierras y coladas de barro lo que ensancha el valle por el que discurre. Por erosión remontante se 
alarga la red hidrográfica y se amplía la superficie sometida a la erosión de las aguas de 
escorrentía, a la meteorización y a la gravedad. 
 Transporte. Las aguas de arroyada arrastran la capa superficial alterada de las rocas y 
transportan estos materiales a la corriente principal. Con estas acciones dejan expuestas nuevas 
masas de rocas a meteorización y acción erosiva de los diversos agentes. 
 
Como podemos observar, en una cuenca hidrográfica no solo actúan las corrientes de aguas 
encauzadas (torrentes y ríos), sino también las aguas de arroyada, la meteorización, la gravedad... Es 
decir, que los ríos erosionan en su cauce y como máximo en su llanura de inundación, pero las 
laderas del valle retroceden por la acción de la meteorización, de la gravedad, y de las aguas de 
arroyada. 
 
Los oued o uadi (vocablo de origen árabe) son ríos temporales de alimentación pluvial. Presentan un 
lecho poco encajado, ancho y de fondo plano, como una artesa. Su fondo está cubierto de material 
detrítico, abandonado cuando cesa la arroyada. Se combinan, pues, los procesos de transporte y de 
acumulación. Son los arroyos centrales de los sistemas de cárcavas. Los uadi de menor incisión y 
mayor pendiente se denominan ramblas o barrancos. Los uadi son propios de las regiones áridas de 
régimen pluvial esporádico o estacional y de pendientes más suaves que los de montaña. 
 
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4.2. Acción geológica de los ríos. 
 
Un río es una corriente de agua permanente que fluye por un cauce desde las tierras altas a las 
tierras bajas y vierte en el mar o en una región endorreica (río colector) o a otro río (afluente). La 
representación gráfica del curso de un río, desde su nacimiento hasta su nivel de base o 
desembocadura, se conoce como perfil longitudinal de un río. Su estudio contribuye a determinar 
las competencias del flujo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Condiciones hidrodinámicas. 
 
Debemos considerar a los ríos como corrientes de agua que fluyen sobre franjas que ocupan una 
cierta superficie, y dentro de las cuales existen diferencias de velocidad del flujo. La capacidad 
erosiva aumenta con la pendiente —porque aumenta su energía cinética— y con la impermeabilidad 
de las rocas, ya que si el agua se infiltra, la corriente superficial presenta menos energía cinética. 
 
La energía cinética (Ec = ½ mv2) de la masa de agua depende de dos factores, el caudal —cantidad de 
agua por unidad de tiempo— y la velocidad de la corriente (que a su vez depende de la pendiente). 
Parte de la energía disponible, o potencia bruta, se gasta en rozamiento con el fondo y en el 
transporte de la carga. 
 
Potencia neta = potencia bruta – (rozamiento + carga) 
 
Si la potencia neta es mayor de 0, se da erosión; si es 
igual 0 se da transporte y si es menor de cero se da 
sedimentación. En el diagrama de Hjulström, obtenido 
experimentalmente, se puede observar la velocidad 
necesaria para que se produzca la erosión, el transporte 
o la sedimentación de las partículas. 
 
 
 
 
 
 La erosión fluvial. 
 
La acción erosiva física —por rozamiento del agua y de los sedimentos arrastrados— y química —por 
la actividad del agua y de las sustancias que transporta en disolución— es importante, así como su 
capacidad de transporte, en comparación con los demás agentes geológicos. La erosión fluvial 
supone una movilización anual de 1013 kilogramos de materiales que son transportados a los 
océanos. Ello produce un descenso del relieve continental de unos 4,5 cm de media anual. 
 
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Como el caudal es menor en la cabecera, la pendiente debe ser mayor, ya que si no el agua se 
dispersaría antes de confluir en los torrentes y estos en los ríos. Así pues, la capacidad erosiva 
depende de la pendiente y del caudal. La corriente empieza a excavar su cauce donde su caudal es 
mayor, fenómeno que se puede observar en las cabeceras de los torrentes, donde las aguas de 
arroyada van formando pequeños cauces a medida que se reúnen hilillos de corrientes. El pequeño 
cauce formado se va profundizado y ensanchado y se ramifica hacia zonas más altas, capturando 
nuevas corrientes. 
 
Cuando el río es joven la pendiente es muy acusada y la erosión es muy fuerte. Los cambios bruscos 
de pendiente como cataratas y rápidos, forma- dos por rocas duras, fallas… van siendo eliminados 
por erosión. 
 
Según va pasando el tiempo, y el río va escavando su cauce, disminuye la pendiente y la erosión, y 
aumenta la sedimentación, pudiendo llegar teóricamente al denominado perfil de equilibrio de un 
río. El perfil de equilibrio de un río es aquel que le permite llegar hasta su desembocadura sin 
excavar su cauce más profundamente ni sedimentar. El río tiene únicamente energía para evacuar el 
caudal. 
 
Según esto, el trazado de este perfil sería una 
superficie cóncava y tangente al nivel de base —
nivel del mar— en la desembocadura. 
 
 
 
El perfil de equilibrio es teórico y generalmente no se alcanza; lo más frecuente es que se produzca 
una erosión remontante desde la desembocadura hasta el nacimiento, propiciada por el descenso de 
la cota de su nivel de base o punto de desembocadura. Las causas que pueden producir un descenso 
del nivel de base de un río son las siguientes: debido a una glaciación o por causas tectónicas. 
 
Como consecuencia de la erosión remontante, el río puede 
capturar otros ríos cuyas cuencas estén aún a cotas más altas que 
la suya, de tal forma que se establece un codo de captura en la 
zona alta de la cuenca fluvial y el río capturado vierte sus aguas a 
la cuenca del río que lo ha capturado. La captura de un río situado 
a un nivel superior se puede producir al desaparecer la divisoria 
entre las dos cuencas por esta erosión remontante. 
 
La excavación que se produce al final del cauce aumenta la 
pendiente del terreno en esa zona, lo cual favorece la caída por gravedad de masas rocosas y las 
nuevas corrientes capturadas abren otros canales en zonas más altas. 
 
La profundización del cauce aumenta con el caudal. La anchura también, pero en menor proporción. 
Debido al rozamiento con las paredes y el fondo, la velocidad media de la corriente es mayor en el 
centroque en el borde de los cauces; y en la vertical, las máximas velocidades ocurren en la 
superficie, con una disminución progresiva hacia el fondo. 
 
La capacidad erosiva del agua se debe principalmente al rozamiento que realizan los materiales que 
transporta y al movimiento turbulento que se produce en su seno con los cambios de pendiente, 
obstáculos... Estos movimientos de desarrollo vertical u horizontal originan pilancones (o marmitas 
de gigante, dónde se pueden encontrar cantos y gravas) en rocas duras. También se arrancan 
partículas del fondo y de las orillas en rocas blandas 
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 El transporte fluvial. 
 
La capacidad de transporte de las 
corrientes de agua se debe, en primer 
lugar, a su energía cinética (depende 
directamente de su velocidad) y después 
a los movimientos turbulentos que se 
producen en ella (en ríos poco pro- fundos y con corrientes lentas, el flujo puede ser laminar). 
 
La forma en que los sedimentos son transportados (arrastre, 
rodadura, saltación, suspensión, flotación y disolución) depende 
de su tamaño y composición química; por arrastre, rodadura y 
saltación, los mayores, y por suspensión, flotación y disolución, los 
más pequeños. También el tipo de sedimentos transportados será 
muy variado en función de la composición inicial de la roca de 
origen y de los procesos de meteorización que haya sufrido. 
 
A medida que aumenta su capacidad de transporte (por mayor 
caudal o por incremento de la pendiente) lo hace el tamaño de las 
partículas transporta- das por saltación y arrastre, y sobre todo por 
saltación. La velocidad requerida para que se inicie la movilización 
de una partícula puede ser mayor que aquella necesaria para 
mantener el material en transporte. 
 
Durante el transporte, los sedimentos van siendo erosionados 
mecánica- mente: los cantos redondean sus bordes —dando lugar 
a los llamados cantos rodados—, pero también sufren alteraciones 
químicas principalmente por disolución; de tal forma que en el 
sedimento fluvial depositado final- mente predominarán los granos de cuarzo y cuarcita. 
 
 
 La sedimentación fluvial. 
 
Gracias a su capacidad de erosión, los flujos superficiales acarrean gran cantidad de materia sólida 
llamada carga fluvial, la cual será depositada cuando la competencia del río no sea suficiente para 
transportarla dentro del volumen de agua. Los sedimentos fluviales o aluviones se caracterizan por: 
 
 Composición de los granos variable. Si el recorrido fluvial es largo contienen materiales de 
distintos orígenes debido a los nuevos aportes. 
 En cuanto al tamaño, predominan los limos, siendo frecuentes las arenas y menos las gravas. Los 
sedimentos reflejan las condiciones del régimen fluvial. Durante el tiempo más seco se depositan 
arenas, a veces con gravas, bien clasificadas por tamaños, formando depósitos casi siempre 
temporales que después serán arrastrados en una crecida posterior del río. 
 
Cuando la corriente pierde potencia y, en consecuencia, capacidad de transporte, va depositando los 
materiales; en primer lugar, los más densos y pe- sados y posteriormente los más finos y menos 
densos. Es decir, que el río realiza un depósito selectivo a lo largo de su recorrido. 
 
Los aluviones se depositan principalmente en la orillas y en la llamada llanura de inundación, pero 
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también en el centro del cauce si la velocidad de la corriente ha descendido lo suficiente. Si el río se 
encaja en el terreno, profundizando su cauce, por erosión remontante deja abandonados aluviones a 
ambos lados de su cauce y forma las llamadas terrazas fluviales que se localizan a ambos lados del 
río y a la misma altura. Si existen varios niveles de terrazas se supone que el valle ha tenido más de 
un episodio de encajamiento, siendo las terrazas más antiguas las más altas topográficamente. Hay 
dos tipos de terrazas fluviales: 
 
 Terrazas fluviales encajadas. Los períodos de erosión no 
alcanzan a eliminar completamente los depósitos de aluviones 
anteriores, de manera que las terrazas quedan yuxtapuestas y 
superpuestas (imagen A). 
 Terrazas fluviales escalonadas. Los períodos de erosión que 
suceden a los períodos de deposición, de manera que el río 
excava todos sus aluviones y llega al sustrato rocoso Así, el 
material que compone las terrazas más antiguas no se continúa 
bajo las posteriores como ocurre en las terrazas encajadas, sino 
que queda limitado a un resalte en forma de escalón a lo largo 
del valle (imagen B). 
 
De este modo, las terrazas se forman cuando una corriente llena un valle con sedimentos y labra 
después su cauce a un nivel inferior. La construcción inicial puede ser causada por un cambio en el 
clima que conduzca a un incremento en la carga de la corriente o a una disminución en su descarga. 
También puede tener lugar al elevarse el nivel de base de la corriente, reduciendo la pendiente y 
dando lugar al depósito. Si la corriente de un río oscila de un lado a otro del valle, erosionando 
lateralmente su cauce, puede encontrarse con rocas resistentes que desvían la corriente y que 
impiden la formación de una terraza en un lado del valle, dando lugar a las terrazas disimétricas 
 
La sedimentación y la erosión intervienen en la formación de meandros. Estas estructuras, 
frecuentes en llanuras aluviales y también en las zonas de alta velocidad de la corriente, son curvas 
que describe el cauce de un río al apartarse de su trazado ordinario para luego retornar a él. Esto da 
lugar a sinuosidades en la trayectoria de flujo de un río, así en una misma orilla se suceden 
concavidades y convexidades. 
 
El agua se desplaza más rápidamente en las orillas cóncavas y disminuye su velocidad en las orillas 
convexas. En estas últimas sedimenta, y la erosión en las orillas cóncavas exagera las curvas del 
trazado primitivo del río, que llega a acortar el trazado dejando un meandro abandonado. Las 
desigualdades en el fondo del cauce hacen aumentar la velocidad cerca de una de las orillas donde se 
producen turbulencias con alto poder erosivo, lo cual favorece la formación de meandros. 
 
Los aluviones abandonados en las orillas son asimétricos, ya que la deposición en una orilla coincide 
con la erosión en la otra, y se encuentran a distinta altura. 
 
En los ríos que forman meandros, el depósito se produce tanto en el cauce como en la llanura de 
inundación; en ésta última, la sedimentación ocurre cada vez que una crecida importante hace que el 
río se desborde de su cauce y sus aguas cubran la llanura de inundación situada a ambos lados. Al 
ocurrir esto, la corriente pierde energía súbitamente y el río deposita la carga que transporta; 
episodios sucesivos de inundación son los responsables del espesor que va alcanzado con el tiempo 
dicha llanura. 
 
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Durante cada inundación, los 
sedimentos más gruesos quedan 
al borde del cauce formando dos 
crestas contiguas que se 
comportan como diques de 
contención natural. Los meandros 
abandonados se llenan de agua 
después de cada inundación, 
dando lugar a los llamados ox-
bow; en ellas se produce la 
decantación lenta de los 
materiales más finos. 
 
Los meandros pueden encajarse si 
el relieve sufre una elevación 
respecto al nivel del mar. 
 
 
5. LA ACCIÓN GEOLÓGICA DEL MAR 
 
Más del 60 % de la corteza terrestre está cubierta por mar. 
Ahora bien, aproximadamente el 20 % de la zona sumergida 
está compuesta porcorteza continental, formando la llamada 
plataforma continental. 
 
Así como en los continentes los agentes externos e internos 
modifican el relieve, solo en las zonas poco profundas en los 
océanos se aprecia la influencia de ambos tipos de procesos. 
En las otras zonas, los depósitos cubren las diferencias de 
relieve y este evoluciona por la acción de los agentes internos. 
 
 
5.1. Acción geológica de las olas, las mareas y las corrientes. 
 
El principal agente modelador de las costas es el oleaje (sucesión continua de olas), tanto por su 
acción mecánica directa sobre el litoral como por los procesos hidrodinámicos que genera al 
acercarse a la línea costera. Es generado por el viento (olas oscilatorias) o por fenómenos tectónicos 
(tsunamis) y se propaga hacia la costa. 
 
La capacidad erosiva oleaje es relevante en las zonas de poca profundidad: costas, plataformas 
continentales y relieves submarinos. 
 
El viento genera las olas en aguas profundas, donde las 
partículas de agua tienen un movimiento circular. Cuando la 
ola se aproxima a la zona costera sufre una serie de 
transformaciones causadas por la interacción de la ola con el 
fondo marino. En aguas someras, el movimiento circular de las 
partículas de agua pasa a elíptico (B), hasta que la elipse se 
alarga y se convierte en prácticamente una línea recta (A) y se 
dice que la ola “rompe”. 
 
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Bajo estas condiciones, la trayectoria de las partículas de agua junto al fondo es prácticamente 
horizontal y presenta un componente hacia la playa al paso de la cresta de la ola y otro opuesto 
dirigido hacia la zona de mayor profundidad. El flujo hacia la playa tiene mayor intensidad que el 
flujo hacia la plataforma y, consecuentemente, mayor poder erosivo. 
 
En el sistema de circulación costera inducido por las olas tiene gran importancia el ángulo de 
incidencia del tren de olas, el cual está controlado a su vez por la orientación de la costa con 
respecto a los vientos dominantes y a los frentes de mal tiempo. 
 
Cuando hay una dirección de oleaje predominante, el flujo costero 
desplaza los sedimentos en un sentido determinado, dando lugar a 
una componente neta de transporte a lo largo de la costa que se 
conoce como de deriva litoral. Los trenes de olas se aproximan 
con un ángulo ligeramente oblicuo a la orientación de la línea de 
costa. El flujo principal de la deriva litoral se localiza entre la orilla 
y la zona rompen las olas (rompiente); en consecuencia, los 
sedimentos describen trayectorias en zigzag sobre la playa. La 
velocidad de la deriva litoral disminuye drásticamente fuera de la 
zona de rompiente. 
 
Por otro lado, el movimiento de resaca genera una corriente de fondo o bien una corriente de 
arrastre localizadas en puntos concretos de la costa. 
 
La alternancia de mareas, altas y bajas, generan corrientes de marea, más fuertes cuanta más 
diferencia hay entre la bajamar y la pleamar 
 
 
Tanto las olas como las corrientes marinas costeras son agentes erosivos muy eficaces, ya que su 
acción es permanente. Las olas pueden generar procesos de erosión marina de tipo mecánico y de 
abrasión por la enorme presión y succión que realizan al romper contra las rocas y retirarse 
posteriormente. Los elementos desprendidos son a su vez movilizados por el oleaje, constituyendo 
proyectiles que golpean y ejercen abrasión sobre las rocas in situ. 
 
Esta acción es especialmente patente en los acantilados —bordes 
continentales con fuerte pendiente (de 15º a 90º) libre de vegetación y 
originados por erosión— en los que, al romper las olas, se producen 
fenómenos de comprensión-dilatación del aire que se encuentra en las 
rocas; como consecuencia, se fracturan y caen en bloques que a su vez 
son usados como metrallas como las costas por olas sucesivas. 
 
El retroceso del acantilado por erosión deja una superficie allanada 
llamada plataforma de abrasión o rasa costera, que disminuye la 
capacidad erosiva del oleaje, formándose así un acantilado muerto. 
 
 
5.2. Acción geológica de los seres vivos. 
 
La acción geológica de los seres vivos en los océanos es importante. Algunos, como los arrecifes, 
utilizan sustancias disueltas en el agua de mar para formar edificios sedimentarios; otros cubren con 
sus restos la mayor parte de los fondos oceánicos. 
 
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Es espesor medio de los sedimentos oceánicos procedentes del plancton, de los materiales 
arrastrados por el viento, de las cenizas volcánicas y de los materiales procedentes de los continentes 
es de unos 1000 metros. 
 
 
5.3. Evolución de las costas. Formas litorales. 
 
Así como las aguas continentales tienden a arrasar el paisaje continental, el mar rectifica las costas, 
erosionando los salientes (cabos), donde forma acantilados y rellenando los entrantes (bahías) 
donde forman playas. 
 
Esto tiene lugar de la siguiente manera: el frente de ola en mar abierto es recto, pero a medida que 
se acerca a la costa es desviado (refracción) por el relieve submarino. Delante de los cabos, el frente 
de olas es frenado y se curva, concentrándose una gran parte de la energía del oleaje en un área 
pequeña, el cabo o promontorio, donde se produce erosión. En la bahía el frente del oleaje se 
dispersa y las corrientes litorales solamente tienen capacidad para transportar y depositar los 
productos de la erosión de menor tamaño, principalmente arenas, formando playas. 
 
Dentro de la zona litoral se han reconocido tres subambientes: 
 La zona supralitoral. Solo está afectada por el oleaje durante los grandes temporales. Sus 
formas características son las dunas y las bermas. 
 La zona interlitoral. Se halla entre los límites superior e inferior de las mareas. Puede tener un 
escalón o depósitos (barras) de arenas. 
 La zona infralitoral. Se extiende desde la base de la zona interlitoral hasta el límite inferior de 
acción del oleaje durante los temporales y sus formas más características son las barras de 
arena. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
El oleaje produce el transporte de partículas desde el mar hacia la playa y desde la playa hacia el mar. 
Los materiales pueden ser transportados por disolución, en suspensión, por saltación, por 
rodamiento o por deslizamiento. 
 
Los sedimentos litorales son de naturaleza detrítica y evaporítica, faltando los organógenos, excepto 
en algunos pantanos costeros. La distribución granulométrica del sedimento contiene información 
sobre su origen y el mecanismo e intensidad del transporte que lo ha originado 
 
Como formas de sedimentación se puede diferenciar: 
 Playas. El oleaje transporta arenas y restos de seres vivos (moluscos principalmente) a la costa, 
pero al retirarse el agua (el reflujo presenta una energía menor) son depositados, por lo cual 
las playas crecen. 
 
Las playas están constituidas mayoritariamente por depósitos bien clasificados: en la zona más 
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alejada del mar se localizan los granos de 
mayor tamaño; cuanto más cerca del mar, más 
pequeños son los granos depositados, hasta 
llegar a ser una alternancia de arenas muy 
finas, limos y arcillas (las manifestaciones de 
vida van aumentando en los depósitos más 
alejados del continente). 
 
 Flechas, barras o cordones litorales e islas 
barrera. Son depósitos de arenas formados por 
el oleaje o las corrientes marinas. Se llama 
flecha a la acumulación de arena delante de la 
costa que crece y se alarga en el sentido de laderiva litoral. A veces estos depósitos pueden 
unir islas al continente, en cuyo caso se 
denomina tómbolos (como el de San Sebastián o Peñíscola) o, si tienen una gran longitud, 
formar los denominados cordones litorales o las islas barrera, si el tamaño es del orden de 
muchos kilómetros. Ambas están constituidas por un cordón de are- na relativamente estrecho 
y de poca altura dispuesto en paralelo a la línea de costa. 
 
Las barras litorales y, sobre todo, las islas barrera, tienen sedimentos como los de la playa y 
encierran una especie de bahía poco profunda o lagoon o laguna litoral que, por ser de aguas 
tranquilas, contiene básicamente limos y arcillas. Las albuferas constituyen un ejemplo de 
lagoon. 
 
 Rizaduras o ripple marks. Son estructuras sedimentarias que se forman por la acción de una 
corriente de agua o viento sobre un sustrato de arena suelta. La forma y laminación interna 
dependen de la velocidad de la corriente y de si esta es unidireccional u oscilatoria. 
 
 Deltas. Son depósitos formados en la desembocadura de algunos ríos (también se pueden 
formar en algunos lagos). Las condiciones que favorecen su formación son: 
─ Equilibrio entre el empuje del río con su carga y el del mar. 
─ Ausencia de oleaje y de mareas fuertes, por lo que su formación es más probable en 
mares cerrados. 
─ Ríos con gran cantidad de carga por atravesar relieves juveniles. 
─ Costas de levantamiento y poco profundas. 
 
Se forma el delta cuando la cantidad de aportes es superior a la que las olas pueden remover. 
Normalmente el río discurre a través del delta con poca pendiente, por lo que, al alcanzar su 
extremo, donde se encuentra con el mar, pierde la capacidad 
de transporte. Se depositan ahí los materiales detríticos 
menos finos; los arcillosos se depositan una vez que se ha 
mezclado el agua fluvial con la marina (los minerales de arcilla 
floculan al mezclarse las aguas debido al cambio de salinidad). 
 
Por su forma podemos diferenciar varios tipos de deltas: 
─ Deltas digitados o ramificados. Cada canal de distribución 
origina una larga proyección que se va prolongando mar 
adentro. Crecen por sedimentación a los lados de los 
canales, los cuales se ramifican en las crecidas. Por 
ejemplo, el del Misisipi. 
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─ Deltas arqueados. Debido a la amplia curvatura que tiene su línea de costa se parece al 
contorno de un abanico aluvial. El oleaje y las corrientes marinas rellenan con sedimentos 
las áreas que quedan entre los brazos. Por ejemplo, el del Nilo. 
─ Delta triangular o en cúspide. Cuando un río desemboca directamente en una línea de 
costa, donde el embate de las olas es fuerte, el sedimento transportado por la corriente 
fluvial se desparrama por la playa en las dos direcciones a partir del punto de confluencia 
originando un delta puntiagudo. Por ejemplo, el del Tíber. 
 
 Estuarios. La desembocadura de ríos caudalosos en mares 
abiertos y profundos origina la formación de deltas 
sumergidos, en los cuales los procesos de erosión alternan con 
los de sedimentación. Un ejemplo típico es el estuario del Tajo. 
Las rías (valles fluviales sumergidos en el mar) y fiordos (valles 
glaciares sumergidos en el mar), pueden considerarse casos 
particulares de estuarios. 
 
 Llanuras de marea. Son planicies de materiales finos (arcillas y 
limos) que quedan expuestas en periodos de marea baja, y cubiertas cuando la marea es alta. 
Suelen estar situadas en zonas protegidas del oleaje, por ejemplo detrás de una playa. Al 
acumular la llanura de marea sedimentos fangosos por encima del ni- vel medio de la pleamar 
se puede producir la colonización de plantas terrestres, generando las llamadas marismas. 
 
 Marismas. Generalmente se hayan asociadas a los estuarios. Son zonas de acumulación de 
sedimentos que quedan al descubierto en bajamar y cubiertos en pleamar. Están formados por 
depósitos de limo y arcillas sobre los que sobreviven plantas salobres, capaces de retener 
sedimentos de mayor tamaño. Podemos encontrar ejemplos de marismas en estuarios 
parcialmente cerrados por cordones litorales, caso del Guadalquivir, o en deltas, como el caso 
del Misisipi. 
 
 Arrecifes. Los corales coloniales 
desarrollan edificios calcáreos al crecer 
su esqueleto. Algas que viven en 
simbiosis con ellos, braquiópodos y 
moluscos completan la masa del 
arrecife, que puede emerger formando 
islas. Los arrecifes se sitúan en regiones 
donde la temperatura es alta, del or- 
den de los 30 ºC, las aguas limpias (sin 
aportes detríticos) y agitadas y a una 
profundidad entre 100 y 25 metros, 
aunque pueden alcanzar la superficie. 
 
En estos medios se forman depósitos crecientes de carbonatos, originados por organismos 
interconectados formando islas (arrecifes-islas) o barreras paralelas a la costa (arrecifes-
barrera). En dirección al mar abierto los carbonatos se continúan con material detrítico, 
mientras que en la zona protegida se desarrollan depósitos tipo lagoon. 
 
 
6. LA ACCIÓN GEOLÓGICA DEL VIENTO 
 
El viento es el movimiento horizontal del aire con respecto a la superficie terrestre. Este movimiento 
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es resultado de las variaciones de presión en la atmósfera, y siempre corre de las altas a las bajas 
presiones. El viento sólo adquiere naturaleza de agente de erosión cuando supera cierta velocidad y 
encuentra obstáculos que puede mover. Su huella sólo se observa en los países con poca vegetación, 
donde no entra en competencia con el agua. 
 
El viento actúa como agente modelador en la totalidad del planeta, pero su eficacia es muy diferente 
dependiendo varios factores: 
 La topografía. La presencia de resaltes y otros tipos de obstáculos dificulta el avance del viento 
porque disminuye su velocidad. 
 La presencia o ausencia de abundantes materiales sueltos. 
 La presencia de cobertera vegetal. Si esta es abundante y está bien enraizada, la acción del 
viento se ve reducida. 
 La humedad atmosférica. El vapor de agua se adhiere a las partículas, con lo cual estas 
aumentan su peso y se dificulta su movilización. 
 La temperatura alta del suelo favorece la acción del viento, porque produce un incremento en la 
turbulencia del aire. 
 
Por todo ello, el viento desarrolla su acción geológica principalmente en terrenos llanos, con poca 
humedad, con materiales meteorizados de pequeño tamaño y desagregados, y sin vegetación. Estas 
condiciones se dan en lugares como los desiertos y en playas con sedimentos emergidos. 
 
6.1. Erosión, transporte y sedimentación eólica. 
 
La capacidad erosiva del viento depende de la velocidad. Ambos parámetros se relacionan mediante 
la siguiente fórmula: E = V3 pa (E es la erosividad; V la velocidad; y pa la densidad del aire). 
 
El barrido que hace el viento sobre las rocas llevándose materiales sueltos, sobre todo los más 
pequeños, se denomina deflación. La deflación consiste en un desplazamiento individual de las 
partículas. Ataca a superficies demudadas y secas. Actúa hasta que la saturación del viento provoca 
su bloqueo. Cuando la superficie atacada incluye fragmentos superiores a la competencia del viento 
se produce una selección que lleva a su concentración en cubiertas pedregosas de gravas y cantos, 
que protegen el material subyacente. Cuando la superficie atacada presenta fragmentos movilizables 
se excavan cubetas y depresiones cerradas y amplias, que en medios áridos pueden ser muy grandes. 
 
La corrasión o abrasión eólica es ejercida por vientos muy 
violentos y cargados de grandes cantidades de material abrasivo 
(principalmente arenas de cuarzo). El limado y pulido crea 
superficieslisas y brillantes. Las piedras sueltas, pulidas por el 
viento, se llaman ventifactos. Cuando la superficie afectada ofrece 
una resistencia diferenciada aparecen rocas alveoladas, hoyos y 
cinceladuras. Si logran abrir un agujero cavernoso se llaman 
tafonis. 
 
Si el viento es canalizado por una grieta aumenta su velocidad y 
competencia produciendo estrías en sus paredes. La persistencia 
del fenómeno puede provocar canales e incluso corredores 
paralelos, que dejan entre ellos montículos de formas 
aerodinámicas llamados yardangs. La concentración de los vientos 
en la base de relieves aislados forma rocas fungiformes como la 
del dibujo. 
 
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El viento es un agente muy eficaz de transporte de 
arenas y polvos. Su competencia se reduce, pues, a 
partículas de pequeño tamaño. Los 
desplazamientos se realizan por saltación, 
rodamiento y suspensión en función de su 
diámetro. Cuando el viento cesa o desciende por 
debajo de la competencia necesaria para el 
transporte de la carga, ésta se deposita en el suelo. 
La deposición producida por el viento está 
particularmente estructurada, de tal manera que 
siempre se depositan primero las partículas más 
pesadas y luego las más ligeras. Además las 
partículas ligeras vuelven a ser levantadas, de manera que la caer de nuevo su lugar ha sido ocupado 
por partículas más pesadas, lo que provoca una notable homometría en los depósitos eólicos. Pero 
también es característica de estos depósitos la estructura cruzada, debido a la variabilidad de las 
direcciones del viento y a la inclinación de las pendientes 
 
Los granos de arena transportados por el viento se acumulan en otros lugares originando llanuras 
arenosas y dunas, cuyas superficies aparecen casi siempre onduladas con rizaduras o ripples. 
 
Los depósitos eólicos típicos son las dunas. Una duna es un montículo de 
arena transportada por el viento de forma convexa cuya disposición y 
forma dependen de las características del viento. Es asimétrica y tiene una 
zona con una pendiente larga y suave en el lado de barlovento y con otra 
zona más estrecha y con pendiente pronunciada en el lado de sotavento. 
En la cara de barlovento los granos de arena se mueven por saltación, 
mientras que en la cara de sotavento las partículas se van acumulando por 
caída gravitacional. De esta manera se produce el crecimiento en altura 
de la duna y su desplazamiento. 
 
Existen diferentes tipos de dunas. Cuando 
tienen forma de media luna se llaman barjanes 
(término turco-mongol). Si las dunas se estiran 
en el sentido de un viento secundario forman 
dunas longitudinales llamadas seif. También 
pueden ser estrelladas, transversales, 
parabólicas, etc. 
 
Las dunas se acumulan sobre regs (desiertos 
pedregosos con cantos de distintos tamaños) o 
hamadas (desiertos rocosos) Pero el conjunto 
de dunas más complejo es el de un mar de 
arena o campo de dunas llamado erg (desierto 
de arena), que puede ocupar decenas de miles 
de kilómetros cuadrados. 
 
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Otro tipo de depósitos generados por el viento es el loess, sedimentos amarillentos de grano fino 
(limo) originados a partir del polvo en suspensión. Estos sedimentos se depositan recubriendo 
cualquier relieve con un manto uniforme y potente (10-100 m). Pero el loess es también 
consecuencia de depósitos glaciares y periglaciares, no sólo eólicos. Los de mayor potencia están en 
China y dan nombre al río Amarillo.