2BACH_06-Procesos geológicos externos - José Santiago Alvarez Gonzalez

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UNIDAD 
 
 
En la corteza terrestre se están produciendo continuamente cambios; 
unos son observables en cortos periodos de tiempo y otros son tan lentos 
que a lo largo de la vida humana apenas son perceptibles. Algunos 
cambios, ya estudiados en unidades anteriores, tienden a formar relieves, 
plegando rocas y elevándolas desde el fondo del mar, añadiendo nuevas 
masas de rocas a la corteza y produciendo desplazamientos de los bloque 
corticales. 
 
Otros cambios tienden a arrasar el relieve (costras de alteración, 
sedimentación en los deltas, transporte eólico de arenas y polvo a cientos 
de kilómetros…), desmenuzando las rocas y trasladando sus restos hasta 
las depresiones (mares o lagos), donde se depositan formando 
sedimentos. A los cambios que tienen lugar en la superficie dedicaremos 
los contenidos de esta unidad. 
 
 
 
PPrroocceessooss ggeeoollóóggiiccooss eexxtteerrnnooss 
 
 
 
 
 
 
 
ÍNDICE 
 
1. Dinámica de las capas terrestres externas ......................162 
2. Meteorización 
3. Los agentes geológicos externos..................................... 166 
Acción del viento ..........................................................166 
Acción de la gravedad ...................................................169 
Acción de las aguas superficiales ..................................171 
Acción de las aguas subterráneas ..................................178 
Acción del agua sólida ...................................................180 
Acción del agua marina .................................................182 
4. El modelado del relieve bajo el mar ...............................188 
5. Geomorfología estructural
6. Geomorfología litológica
7. Solucionario ...................................................................190 
8. Glosario ..........................................................................192 
 
 
Unidad 6 
Dinámica de las capas 
terrestres externas
 
DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 162 
1 Dinámica de las capas terrestres 
externas 
El ciclo del relieve 
El calor interno origina el ascenso de materiales procedentes de las capas in-
teriores del planeta y, al plegar la corteza, forma las montañas y provoca te-
rremotos y erupciones volcánicas. La formación de las montañas y las erup-
ciones volcánicas son una forma de liberación de la energía interna de la 
Tierra. Los magmas ascienden transportando energía, y al solidificarse in-
crementan la cantidad de corteza y crean relieve. 
Estos nuevos relieves son afectados por la meteorización mecánica y quími-
ca y la erosión que realizan las capas fluidas sobre la corteza. La circulación 
de aguas y vientos producen la denudación del relieve, mezclando estas fa-
ses fluidas con los materiales arrancados a la corteza. A medida que estos 
fluidos van perdiendo energía, la gravedad va provocando la precipitación 
de los sedimentos, separándose la fase sólida de la líquida y la gaseosa. 
La formación de las montañas necesita una cuenca donde se acumulen los 
sedimentos y que esta esté sometida a hundimientos; posteriormente, una 
compresión pliega y alza las masas de rocas. La elevación de la cordillera 
tiene lugar por isostasia, ya que los materiales ligeros penetran en el manto. 
Todos los procesos descritos conforman el denominado ciclo del relieve o 
ciclo geomorfológico. 
La geomorfología es la ciencia que estudia las formas de la superficie te-
rrestre y sus orígenes 
El modelado del relieve terrestre es el resultado de la actividad de los agen-
tes geológicos externos e internos ayudados por la gravedad. 
Revisión del concepto de ciclo 
geomorfológico 
Salvando la validez de los procesos 
comprendidos dentro del ciclo geo-
morfológico descrito en el texto, se 
deben hacer ciertas puntualizaciones: 
- El concepto de ciclo geomorfológico 
implica –como ciclo– que una mis-
ma zona de la corteza se ve afecta-
da por los mismos procesos de 
forma reiterada sin que se produz-
can interrupciones ni superposicio-
nes. Hoy en día se considera que 
los ciclos son abiertos y van afec-
tando a diferentes zonas de la cor-
teza y en distintos grados. No sería, 
pues, un círculo o ciclo cerrado que 
comienza y termina en el mismo si-
tio, sino que sufre continuas altera-
ciones en la secuencia de sucesos. 
- Las orogenias se suceden casi con-
tinuamente, si bien en diferentes 
periodos en unas zonas o en otras. 
Frecuentemente, unos núcleos 
montañosos se añaden a otros sin 
que se haya producido un arrasa-
miento de la zona. 
- En el pasado, la aparición de la ve-
getación terrestre disminuyó el po-
tencial erosivo de los agentes ex-
ternos. Igualmente, la distribución 
de tierras y mares modificó los cli-
mas zonales y, por lo tanto, afectó 
a la dinámica superficial 
- El ciclo geológico, tal como fue con-
cebido, no tiene en cuenta la inten-
sa actividad tectónica y magmática 
que sucede en los fondos oceánicos 
y la escasa importancia de la acción 
de los agentes externos en la corte-
za submarina. 
1. ¿Existe un ciclo del relieve en la Luna? Razona la respuesta. 
2. ¿Qué relación tiene el ciclo geológico de los minerales y de los elementos con el de las rocas? 
3. Explica cómo la isostasia contribuye a la elevación de las cordilleras. 
 ACTIVIDADES 
Esquema simplificado del 
ciclo del relieve o geomor-
fológico. Aunque presenta 
muchos aspectos discuti-
bles, permite hacer un 
acercamiento a los proce-
sos que alteran el paisaje. 
 
 
 
Dinámica de las capas 
terrestres externas
 
DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 163 
El calor solar y el comportamiento de las capas 
terrestres 
De toda la energía que emite el Sol, a la Tierra llega muy poca, aproximada-
mente 2 calorías/cm2 ∙minuto. 
La corteza terrestre se ve influenciada por los desequilibrios que las radia-
ciones solares provocan sobre las dos capas fluidas exteriores: la atmósfera y 
la hidrosfera. 
La radiación afecta de diferente forma a la atmósfera, a la hidrosfera y a la 
corteza, y a ello se debe que las capas fluidas interaccionen unas con otras y 
con la corteza, realizando el proceso destructivo de la superficie terrestre. 
El calor solar afecta especialmente a la zona exterior de la corteza, pene-
trando en el suelo solo unos centímetros. La mayor parte del calor de la cor-
teza procede de la radiación solar, y el resto del que le cede la atmósfera. 
 
La hidrosfera se calienta más uniformemente y tarda 2,5 veces más tiempo 
en aumentar o disminuir la temperatura que la corteza. Este comportamien-
to se debe a que los rayos solares penetran hasta los 100 o 200 metros de 
profundidad (dependiendo de la transparencia del agua) y a que la convec-
ción transmite calor horizontal y verticalmente. Pero además parte del calor 
solar se emplea en la evaporación de agua, que, como veremos en el ciclo 
del agua, es una forma de transmitir calor a la atmósfera. 
La atmósfera se calienta principalmente por las radiaciones de onda larga 
que emite la corteza, ya que apenas retiene las de onda corta procedentes del 
Sol. Las radiaciones de onda larga son retenidas gracias a la presencia de 
CO2 y vapor de agua. La diferencia de temperatura en la superficie terrestre 
origina la circulación convectiva; es decir, los vientos. 
El suelo húmedo y el suelo seco se calientan de for-
ma diferente. El suelo mojado no se calienta tanto 
como suelo seco durante el día debido a que con-
duce el calor más fácilmente, y una parte significa-
tiva de la energía solar absorbida por este suelo 
húmedo contribuye a la evaporación. 
En la imagen de la derecha, podemos ver el ba-
lance energético de la energía solar. La energía 
que llega a la Tierra se va a utilizar en la circula-
ción de la atmósfera, en la dinámica oceánica, en 
el ciclo hidrológico y en el mantenimiento de los 
seres vivos. 
Durante el día, una superficie congelada se ca-
lienta menos que una superficie no congelada. 
Esto ocurre porque la temperatura del suelo he-
lado no puede elevarsepor encima del punto de 
fusión hasta que el hielo en la superficie se des-
congele. En contraste, la temperatura del suelo 
no helado comenzará a subir de forma inmediata 
al recibir las radiaciones solares. 
Unidad 6
 
 
 
 
Dinámica de las capas 
terrestres externas
 
DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 164 
Factores que influyen en la circulación 
atmosférica 
Diversos factores condicionan la circulación del aire en la atmósfera: 
 La diferencia de insolación (cantidad de calorías por cm2 y por día) 
que reciben las áreas polares y las ecuatoriales. En la zona ecuato-
rial, los rayos solares inciden perpendicularmente. El aire se calienta, por 
lo que disminuye su densidad y se eleva; al ascender, se dirige, en altura, 
hacia los polos. En su trayecto se va enfriando y desciende volviendo de 
nuevo a latitudes más bajas. Se forman, pues, corrientes convectivas. 
 El movimiento de rotación de la Tierra. Si la Tierra no rotara sobre 
su eje, la celda de convección de cada hemisferio se extendería desde los 
polos al ecuador, pero la rotación del planeta desvía los vientos hacia la 
derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el sur, obtenién-
dose tres celdas convectivas en cada hemisferio. 
 La inclinación del eje de rotación de la Tierra modifica el esquema 
anterior, pues el ecuador térmico se desplaza hacia el norte y sur, según 
las estaciones del año. Al acercarse el invierno, en el hemisferio norte las 
celdas de convección se desplazan hacia el sur y por lo tanto los frentes 
polar y tropical; durante la primavera ocurre lo contrario, los frentes se 
desplazan hacia el norte. 
 La distribución de tierras y mares. En invierno, las grandes regiones 
oceánicas presentan una temperatura mayor que los continentes; en ve-
rano, sucede lo contrario. Por esta razón, los vientos no siguen direc-
ciones paralelas entre sí, sino radiales desde zonas frías (de alta presión) 
hacia zonas calientes (de baja presión) situadas alternativamente en ma-
res y océanos. En las zonas de baja presión, el aire asciende y el espacio 
es ocupado por el aire que viene de las zonas frías. 
En 1686, Edmund Halley (1656-1742) propuso un 
modelo de circulación basado en dos células con-
vectivas provocadas por el diferente calentamiento 
del planeta: el aire del ecuador se calienta más que 
el de los polos, debido a que la radiación solar inci-
de perpendicularmente a la superficie. Como conse-
cuencia, el aire caliente de la zona ecuatorial se ele-
varía, en tanto que el aire frío de los polos se enfria-
ría y descendería. 
De esta manera se configuraría, en el hemisferio 
norte y en superficie, un viento del norte, que iría 
de una zona de altas presiones (anticiclónica) situa-
da en el polo a una zona de bajas presiones situada 
en el ecuador, tal como se puede apreciar en la 
imagen superior. 
Sin embargo, la pequeña superficie de los polos no 
podría absorber todo el aire que proviene de las zo-
nas ecuatoriales que son mucho más extensas. Si 
esto sucederá, la presión y los vendavales en los po-
los serían fortísimos. 
Pero esto no tiene lugar porque esta gran célula 
convectiva hipotética se rompe en varias células 
más pequeñas. En la práctica son 3 células convecti-
vas en cada hemisferio que hacen circular el calor 
recibido por la Tierra en el ecuador, hacia latitudes 
mayores. 
Gracias a estas células el calor del sol que es recibi-
do sobre todo en el ecuador se distribuye por todo 
el globo terrestre. 
En la imagen superior se puede observar el sentido del desplazamiento de los vientos a nivel de la 
superficie terrestre. 
Unidad 6
 
 
 
 Dinámica de las capas 
terrestres externas
 
DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 165
Circulación de la hidrosfera. Ciclo del agua 
La energía calorífica se transfiere de unas zonas a otras, no solo por medio 
de los vientos, sino también por medio de la circulación del agua en todas 
sus formas, dando lugar al llamado ciclo del agua o ciclo hidrológico. 
La facilidad con que el agua pasa del estado líquido a vapor y viceversa, y de 
estas fases a sólido, favorece la circulación atmosférica. Este hecho propor-
ciona una nueva fuente de energía para el desplazamiento del aire y además 
desencadena el ciclo del agua y las acciones geológicas del agua, en cualquie-
ra de sus tres estados, sobre la superficie terrestre. 
 
El vapor de agua presente en la atmósfera posee una energía térmica, llama-
da calor latente, que es empleado en la evaporación. La condensación de 
ese vapor produce desprendimiento del calor sobrante que calienta la masa 
de aire y acelera su ascenso a niveles superiores. 
A medida que el aire húmedo asciende, se enfría y origina lluvias y nieve, se-
gún que la condensación se produzca por encima o 
por debajo de 0 ºC. La nieve, al descender, puede li-
cuarse antes de llegar a la superficie terrestre o re-
sistir durante cierto tiempo (incluso miles de años) 
en estado sólido, formando glaciares, que tenderán a 
desplazarse hacia el mar, donde se acabará de fundir. 
La gravedad ayuda a liberar la energía potencial acu-
mulada, y así las gotas de lluvia o nieve caen a la su-
perficie; las aguas superficiales, las subterráneas y el 
hielo se desplazan hacia zonas deprimidas. 
En la imagen se ha representado el ciclo del 
agua o ciclo hidrológico. En este ciclo, el agua se 
transfiere entre la superficie terrestre, el océano 
y la atmósfera. 
La evaporación desde los océanos, es el principal 
proceso por el cual el agua ingresa a la atmósfe-
ra. La gran superficie de los océanos (alrededor 
del 70 por ciento de la superficie terrestre, está 
cubierta por océanos) propicia la ocurrencia de 
la evaporación a gran escala. A escala global, la 
misma cantidad de agua que es evaporada, vuel-
ve a la superficie en forma de precipitaciones. 
Esto sin embargo varía geográficamente. 
Sobre los océanos, la evaporación es más común 
que la precipitación; mientras que, sobre la tie-
rra firme la precipitación supera a la evapora-
ción. La mayor parte del agua que se evapora de 
los océanos, cae de vuelta sobre los mismos en 
forma de lluvia. Solamente un 10 por ciento del 
agua evaporada desde los océanos, es transpor-
tada hacia tierra firme y precipita en forma de 
agua, nieve o granizo, según las condiciones am-
bientales. 
 Una vez evaporada, una molécula de agua per-
manece alrededor de diez días en el aire. 
En la gráfica se resume el calor latente en cada uno 
de los tres estados físicos del agua y se detalla en 
qué pasos el agua gana calor latente y cuándo entre-
ga el calor que queda en el aire como calor latente. 
 ACTIVIDADES 
4. ¿Cuáles son los agentes principales del intercambio de calor en la atmósfera? 
5. Deduce, a partir de los datos aportados por la gráfica superior, cuál será el calor latente de fusión. ¿Y el calor latente de 
evaporación? 
Unidad 6
 
127 DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 
2 La meteorización 
Cómo hemos visto, las rocas se forman en unas determinadas condiciones de 
presión y temperatura. Cuando los materiales que cubrían la roca han sido 
eliminados por erosión, la presión que esta soporta disminuye acercándose 
al valor de la presión atmosférica. Igual sucede con la temperatura (más baja 
a nivel superficial), la presencia de aire, agua y seres vivos. Este alejamiento 
de las condiciones ambientales superficiales de las que originaron la roca hace 
que sus minerales se vuelvan inestables, y sean destruidos o transformados en 
otros nuevos que presentan un equilibrio físico-químico con el nuevo en-
torno. Como consecuencia de todo el proceso, la roca se descompone: 
La meteorización es la desintegración que experimentan las rocas en la 
superficie o cerca de ella, resultante de la intervención de agentes que no 
efectúan el transporte del material separado. 
Mediante este proceso de meteorización se produce la disgregación de la roca 
in situ y los productos resultantes pueden dar lugar a un suelo residualque 
se sitúa sobre la roca inalterable. 
La meteorización es un proceso dinámico en el cual los materiales pueden 
pasar por diversos estadios de disgregación; paralelamente, se puede producir 
un transporte total o parcial de los materiales obtenidos de la meteorización 
que a su vez pueden ser meteorizados en el nuevo lugar de depósito. 
Tipos de meteorización 
Existen dos tipos de meteorización que dependerán básicamente de la región 
climática en el que se desarrolla. 
Meteorización mecánica o física 
Consiste en la fragmentación mecánica de las rocas en unidades menores de-
nominadas clastos. No se originan cambios químicos ni mineralógicos y se 
produce principalmente en ambientes periglaciares y desérticos. La litología y 
características de las rocas, así como la presencia de fluidos y la temperatura, 
condicionan el desarrollo de este tipo de meteorización. 
Hay cuatro tipos o mecanismos de meteorización mecánica: 
 Descompresión. La presión que realiza la atmósfera sobre las rocas de 
la corteza es muy inferior a las que estas rocas soportan durante su for-
mación —una roca sedimentaria formada a 1000 metros de profundidad 
en el fondo de los océanos soportan presiones de cientos de atmósferas; 
El suelo 
El suelo es una entidad natural inde-
pendiente, con una morfología exclu-
siva resultante de la acción combinada 
del clima, las rocas, la vegetación y el 
relieve. 
La formación de un suelo conlleva, en 
primer lugar, bien la transformación 
de una roca, la llamada roca madre, en 
un saprolito (roca desagregada in situ 
mediante procesos de meteorización), 
bien el depósito de sedimentos inclui-
dos generalmente restos orgánicos, 
bien ambos fenómenos a la vez; y, en 
segundo lugar, la acción de los llama-
dos procesos edafogenéticos. 
Estos procesos comienzan superficial-
mente y continúa progresivamente en 
profundidad. 
En ocasiones, el proceso se inicia en 
condiciones difíciles, con el creci-
miento de líquenes capaces de vivir 
sobre la roca desnuda. 
 
 ACTIVIDADES 
6. ¿Por qué meteorización, erosión y transporte son considerados procesos geológicos externos? 
7. ¿Cuál es la principal diferencia entre la meteorización y erosión? 
 
 
 Meteorización
 
Unidad 6
 
128 DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 
en el caso de las rocas metamórficas y magmáticas es aún mayor–. La 
descompresión que sufren estas rocas al quedar expuestas a la presión 
atmosférica provoca su dilatación; la existencia de planos débiles hori-
zontales y verticales determina la formación de bloques o lajas a medida 
que la erosión les quita peso de encima. 
Estas fracturas se pueden extender hasta los 200 m de profundidad lo que 
permite proveer las vías de almacenamiento de aguas en rocas compactas 
y poco solubles, como el granito. Además, la presencia de diaclasas fa-
cilita la penetración del agua, del CO2, del O2 y de las raíces de las plantas. 
 Gelifracción. El agua, en forma gaseosa o líquida, penetra en las grietas 
de las rocas o en los planos débiles, sean planos de estratificación o de 
foliación (rocas metamórficas), y se congela, lo que produce un aumento 
de volumen, hasta un 9 %, y de presión, de unos 2000 kg/cm3, contra los 
límites. La gelifracción se produce sobre todo en climas periglaciares, pro-
pios de altas latitudes y de zonas montañosas de bajas latitudes, donde la 
congelación nocturna o estacional alterna con otros periodos de deshielo. 
 Expansión y contracción térmica. Tiene lugar en zonas en las que hay 
grandes oscilaciones de temperatura a lo largo del día, como sucede en 
las zonas desérticas. La expansión y contracción térmica tiene lugar en los 
primeros milímetros superficiales de la roca, debido a su baja conductivi-
dad térmica. El efecto se ve multiplicado por el diferente color de los 
minerales que constituyen la roca. El resultado final es la descamación 
superficial o la fracturación en gajos de naranja. 
 Haloclastia. En el interior de las fracturas de las rocas se forman cristales 
por precipitación de sales disueltas (yeso, calcio, etcétera) en una disolu-
ción acuosa. Esto sucede con mayor frecuencia en las zonas áridas (tam-
bién se puede ver en zonas costeras). En este caso, el agua presente en el 
interior de los poros de las ro-
cas es conducida a las zonas 
más superficiales por capilari-
dad y posteriormente se eva-
pora, depositando las sales en 
las oquedades de la roca. La re-
petición continua de este pro-
ceso conduce a la desintegra-
ción de la roca, originando ca-
vidades o huecos redondeados 
denominados tafoni. 
 Actividad biológica. A nivel global tiene poca importancia y solo afecta 
a las capas más superficiales del suelo. Se debe sobre todo al crecimiento 
de las raíces en el interior de fracturas previamente formadas y que actúan 
como cuñas, rompiendo y disgregando las rocas (cómo podemos obser-
var en la imagen de la página anterior). Sin embargo, estas mismas raíces 
cohesionan los materiales meteorizados, lo que impide la actividad de 
otros agentes geológicos. 
Lajas de granito formado por descompresión de la 
roca. 
La dilatación del granito es tan grande que cuando se 
cortan en las canteras pueden llegar a dilatarse hasta 
1 % de su longitud al ser liberados de la presión ejer-
cida por el resto de la masa. 
 ACTIVIDADES 
8. La dilatación de las rocas se traduce en la producción de diaclasas. Analiza, en este caso, el comportamiento tectónico de 
las rocas. 
9. Razona qué minerales, los claros o los oscuros, presentan una mayor conductividad térmica. 
 
Tafoni formado en el muro de una casa. 
En la imagen superior, una roca en el sur de Islandia frag-
mentada por la acción de congelación y descongelación. 
En la imagen inferior, una roca del desierto de Argelia frac-
turada por descamación superficial (gajos de naranja) de-
bida a cambios de temperatura. 
 
 
 Meteorización
 
Unidad 6
 
129 DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 
Meteorización química 
Consiste en una serie de reacciones químicas que dan lugar a la formación de 
nuevos minerales estables en las nuevas condiciones ambientales. Durante el 
proceso se produce la liberación de numerosos compuestos a la fracción 
acuosa del suelo. 
Este tipo de meteorización es especialmente importante en zonas con un alto 
grado de humedad ambiental y temperaturas cálidas (regiones tropicales y 
ecuatoriales). Además de las condiciones medioambientales, la naturaleza de 
la roca va a condicionar fuertemente el grado de meteorización de la roca. 
Así, en este tipo de climas, los minerales máficos (con elementos densos y 
generalmente de color oscuro) se descomponen más rápidamente que los fél-
sicos (con elementos menos densos que los máficos, generalmente claros). 
El agua va a tener un papel fundamental en este tipo de meteorización, bien 
sea como reactante, bien como agente transportador de iones en la roca ge-
neral. Durante el proceso se producen una serie de reacciones exotérmicas 
que permiten que los minerales que forman las rocas alcancen el equilibrio en 
las nuevas condiciones; en general, los cambios van en el sentido de alcanzar 
un mayor volumen y una menor densidad. 
Las reacciones pueden ser: 
 Hidratación. La molécula de agua se incorpora a la estructura de deter-
minados minerales; por ejemplo, los óxidos de hierro (hematites, Fe2O3) 
se hidratan para originar oxihidróxidos de hierro (limonita). 
Otro ejemplo, más espectacular, es la hidratación de algunos tipos de ar-
cillas; aquellos que poseen una alta proporción de montmorillonita pre-
sentan un gran aumento de volumen y un cambio en las características 
mecánicas de las arcillas. 
 Hidrólisis. En este caso interviene el agua ionizada. La ruptura de la mo-
lécula de agua en iones H+ y OH– se produce espontáneamente y su fre-
cuencia aumenta con la temperatura. Los protones actúan sobre diversos 
minerales pero principalmente afecta a los minerales silicatados, despla-
zando a algunos de los iones constituyentes, que pasan a la disolución, 
destruyendola red tridimensional y uniéndose a los residuos de SiO2 for-
mando minerales de arcilla. Los OH– se combinan con los metales y 
forma hidróxidos de hierro y manganeso. Un ejemplo es la hidrólisis de 
la ortosa: 
 
2KAlSi3O8 + 2H+ +9H2O → Al2Si2O3 (OH4) + 4H4SiO4 + 2K+ 
Ortosa caolinita ácido silícico 
 Disolución. Aunque la mayor parte de las rocas no son solubles en agua 
en las condiciones superficiales, la presencia de determinados iones en el 
agua de lluvia favorece algunas reacciones químicas. Este hecho es espe-
cialmente patente en las rocas salinas como la halita (sal gema). 
La roca félsica más abundante es el granito. Los 
minerales félsicos más comunes son el cuarzo, la 
moscovita, la ortoclasa y las plagioclasas ricas en 
sodio. 
Originalmente la montmorillonita tiene la propiedad de 
absorber cationes debido a que la superficie interlami-
nar tienen excesiva carga negativa que será compen-
sada por cationes absorbidos (Na+, Ca+2, Mg+2, K+). El 
agua se intercala en la estructura tridimensional de la 
arcilla estableciendo enlaces con los cationes hidrata-
bles. En estado natural es capaz de absorber hasta 7 ve-
ces su peso en agua. 
En la imagen superior, estructura de la montmorillonita. 
En la imagen inferior, se esquematiza cómo tiene lugar 
la hidratación. 
 ACTIVIDADES 
10. En la hidrólisis de los minerales, ¿cómo afecta el pH de la disolución? 
11. ¿De qué forma la meteorización mecánica o física de las rocas facilita su meteorización química? 
 
 
 Meteorización
 
Unidad 6
 
130 DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 
 Carbonatación. El agua de lluvia puede llevar una elevada concentración 
de CO2, por lo que se origina ácido carbónico. 
H2O + CO2 → H2CO3 (ácido carbónico) 
Las bajas temperaturas y altas presiones favorecen la reacción. 
El ácido carbónico es frecuente en las aguas superficiales y en el agua atra-
pada en el suelo y en las rocas. Por esta razón, y dependiendo del tipo de 
roca, producirá diversas reacciones químicas; así en las rocas calizas (com-
puestas mayoritariamente por carbonato cálcico o carbonato magnésico), 
el ácido carbónico reacciona con los carbonatos dando lugar a la siguiente 
reacción: 
CaCO3 + H2CO3 ↔ Ca2+ + 2(CO3H–) 
Carbonato cálcico Bicarbonato cálcico 
Esta reacción aumenta la solubilidad de las calizas y dará lugar a un tipo 
de modelado especial, el modelado kárstico. 
Por otra parte, el ácido carbónico se ioniza dando lugar a protones e iones 
bicarbonato, por lo que disminuye el pH del agua y aumenta su capacidad 
de hidrólisis. Así en el caso de silicatos de sodio y de calcio, se forman 
bicarbonatos de sodio y calcio, ambos solubles. 
CaAl2Si2O8 + 3H2O + 2CO2 ↔ Al2Si2O5(OH)4 + Ca(CO3H)2 
 Anortita caolinita bicarbonato cálcico 
 Oxidación. En este caso se produce la reacción de un componente de la 
roca con el oxígeno disuelto en el agua. La reacción más común es la de 
oxidación del Fe2+ contenido en algunos silicatos de tal forma que el hie-
rro Fe2+ se transforma en Fe3+ para formar hematites o limonita que da 
un color rojizo u ocre a las rocas o a determinados suelos. 
También algunos cationes procedentes de la composición química de los 
silicatos (Fe, Al, Mn…) se pueden oxidar e hidratar dando lugar a nuevos 
minerales. 
Las reacciones expuestas y la resistencia del cuarzo explican la abundancia de 
arcillas y arenas de cuarzo resultantes de los procesos de meteorización en 
climas templados; este proceso típico se denomina arenización. 
En climas cálidos y húmedos, como los intertropicales, la degradación conti-
núa e incluso los componentes más duros como el cuarzo son disueltos. En 
casos extremos se da una meteorización muy intensa de las rocas subyacentes 
que origina suelos ricos en hierro y aluminio llamado lateritas. 
En la imagen superior, pilancón generado por la ero-
sión fluvial y la meteorización por disolución. 
En la imagen inferior, karst de Shilin en China, también 
llamado El bosque de piedra, originado por carbonata-
ción. 
 ACTIVIDADES 
12. Razona qué roca se meteoriza más intensamente, un granito o una arenisca (roca sedimentaria). 
13. Hidrólisis y disolución: ¿cuál es la importancia de cada proceso en la alteración de las rocas? 
El oxígeno atmosférico oxida algunos elementos de 
los minerales, como el hierro. La oxidación es más 
eficaz en presencia de agua. La imagen muestra el 
óxido de hierro de color rojo producido por oxida-
ción de la superficie de la roca. 
 
 
 Meteorización
 
Unidad 6
 
131 DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 
 Intercambio iónico. Los cationes (Fe2+, Mg2+, Ca2+, K+, Na+) transpor-
tados en disolución por el agua se intercambian con los que se encuentran 
en los minerales. La tendencia a igualar las concentraciones entre una so-
lución rica en un catión y un mineral con baja proporción de él explica 
estos procesos. El resultado de estos cambios catiónicos es la destrucción 
de la estructura mineral. 
 Meteorización biótica. Los seres vivos también contribuyen a la meteo-
rización química de la roca. Así, la respiración de los organismos produce 
dióxido de carbono, mientras que las micorrizas (asociaciones simbióticas 
entre hongos y raíces de las plantas) y las bacterias que descomponen la 
materia orgánica (lo que, propiamente, es un proceso edafogenético) ge-
neran ácidos; estas producciones 
pueden incrementar la carbonatación 
y el intercambio catiónico. 
En el caso de las plantas, estas ex-
traen las sales minerales del suelo o 
de las rocas; por lo tanto, su acción 
destructiva sobre las rocas es parte de 
su actividad vital. Con el CO2 y el 
agua atmosféricos sus raíces van disol-
viendo, hidrolizando, carbonatando y 
realizando el intercambio catiónico. 
Los restos de las plantas y de otros se-
res vivos producen ácidos orgánicos muy corrosivos (ácidos húmicos). 
Las aguas superficiales transportan estos compuestos que corroen las ro-
cas y las tiñen de negro. 
Las series de Bowen y la meteorización 
Como acabamos de ver, la naturaleza de las rocas va a condicionar el tipo y 
grado de meteorización; es posible, por tanto, establecer una relación entre 
las condiciones de formación y la velocidad de desintegración. 
Los primeros minerales de la serie de Bowen en formarse son aquellos que 
presentan un alto punto de fusión, se han formado en condiciones de tempe-
ratura y presión muy altas y, por tanto, muy alejadas de las condiciones impe-
rantes sobre la superficie terrestre. Por esta razón, la susceptibilidad de los 
minerales de la serie de Bowen a la meteorización, especialmente por hidroli-
sis y por oxidación, es mayor en los primeros elementos de la serie que se 
forman que en los últimos. La composición de la fracción clástica refleja 
entonces el grado de destrucción sufrido por la roca, ya que este estará cons-
tituida solo por aquellos minerales más estables. 
Las partículas de arcilla del suelo y la materia or-
gánica presentas cargas negativas sobre su super-
ficie. Los cationes son atraídos por estas partícu-
las y se mantienen unidas a ellas por enlaces dé-
biles, las fuerzas electrostáticas. 
Por meteorización química, las lapas for-
man estas estructuras ovales en las rocas; 
de esta manera se anclan más fuertemente 
a las rocas. 
 ACTIVIDADES 
14. Indica qué elementos de la serie de Bowen son más susceptibles a la meteorización y cuáles menos. 
15. Observa la imagen que representa los cambios que sufre una roca, en este caso un gneis granítico, durante la meteorización, 
y describe cuáles han sido estos cambios. 
Meteorización de una muestra de gneis granítico 
(roca metamórfica). La muestra contiene aproxi-
madamente un 40 % de plagioclasa, 30 % de fel-
despatos y 30 % de cuarzo. 
 
 
 Meteorización
 
Unidad 6
 
 
 Los agentes geológicos 
externos
 
DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 166 
3 Los agentes geológicos externos 
El proceso de meteorización tiene lugar sobre toda la superficie delos con-
tinentes que están al descubierto y en parte de los cubiertos por el hielo. 
Además, deja los materiales triturados y dispuestos para ser transportados. 
Las transformaciones de las rocas determinan el futuro de los sedimentos en 
algunos aspectos, como sería su composición y tamaño del grano, pero 
también condicionan la acción de los agentes geológicos externos. 
Se denominan agentes geológicos externos al conjunto de factores que 
moldean, cambian y reestructuran la corteza terrestre. 
Por tanto, los agentes geológicos externos son los responsables de las trans-
formaciones del relieve terrestre. Los principales agentes son: el agua en 
todos sus estados (vapor de agua, agua líquida o hielo), el viento y la acción 
de los seres vivos (agentes bióticos). El motor que pone en marcha estos 
agentes es la energía solar. Esta dinámica exterior se ve ayudada por la 
energía gravitacional que se pone de manifiesto principalmente en las ma-
reas y en los movimientos a través de las pendientes. 
Acción del viento 
Teóricamente, su labor se puede desarrollar en cualquier zona; sin embargo 
su acción erosiva está condicionada por los siguientes factores: 
 La topografía. La presencia de resaltes y otros tipos de obstáculos difi-
culta 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 te-
rrenos llanos, con poca humedad, con materiales meteorizados de pequeño 
tamaño y desagregados, y sin vegetación. Estas condiciones se dan en luga-
res como los desiertos y en playas con sedimentos emergidos. 
Procesos geológicos externos 
Procesos geológicos externos o exó-
genos son aquellos cuya acción y 
efecto tienen lugar en la zona externa 
y superficial de la corteza terrestre, 
en las interfases con la atmósfera, hi-
drosfera y biosfera. 
Los procesos externos comprenden 
diversos tipos de acciones: 
 Denudación del relieve. Compren-
de la meteorización o alteración de 
materiales, fundamentalmente por 
la acción atmosférica, que quedan 
depositados in situ; la erosión o 
arranque físico de fragmentos ro-
cosos por distintos mecanismos; y 
el transporte de los materiales re-
sultantes, o derrubios, hacia las zo-
nas bajas de la corteza. 
 Depósito o sedimentación de los 
materiales transportados en las 
cuencas o depresiones de la corte-
za, básicamente en los mares. A 
partir de estos sedimentos va a te-
ner lugar la formación de rocas se-
dimentarias. 
Los procesos se llevan a cabo por los 
agentes geológicos (aguas superficia-
les, hielo, aguas subterráneas, oleaje, 
viento…), que son las distintas mani-
festaciones de la atmósfera, hidrosfe-
ra y biosfera en su actuación sobre las 
rocas. Como consecuencia, se produ-
ce el modelado del relieve. 
 
 ACTIVIDADES 
16. La atmósfera y los seres vivos, ¿se pueden considerar agentes geológicos externos? Razona la respuesta. 
17. La radiación solar y la gravedad se consideran los motores de los procesos geológicos externos. ¿Por qué? 
Unidad 6
 
 
 Los agentes geológicos 
externos
 
DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 167 
Erosión eólica 
La acción erosiva del viento (erosión eólica) es poco importante comparada 
con la que realizan otros agentes. Su escasa competencia solo le permite 
arrastrar granos de 
arena a poca altura 
sobre el suelo (unos 
decímetros), y a las 
arcillas hasta unos 
centenares de me-
tros de altura. Estos 
materiales van cho-
cando y erosionan-
do los materiales 
que encuentra en su 
camino. 
La capacidad erosiva del viento depende de la velocidad. Ambos parámetros 
se relacionan mediante la siguiente fórmula: 
E= V3a 
E es la erosividad del viento, V su velocidad y a la densidad del aire. 
El barrido que hace el viento sobre las rocas llevándose materiales sueltos, 
sobre todo los más pequeños, se denomina deflación. 
Los granos de arena (principalmente de cuarzo) 
bombardean las rocas y dejan alvéolos (cavida-
des en las rocas heterogéneas), o las pulimentan 
si son homogéneas. Este proceso recibe el 
nombre de abrasión y produce formas de ero-
sión como las rocas en seta (por ejemplo, la 
que se observa en la imagen de la derecha que 
se localiza en Egipto) y los yardang. 
Transporte eólico 
Su capacidad es limitada comparado con otros agentes por el escaso tamaño 
y volumen de las partículas transportadas, si bien las puede llevar a regiones 
muy lejanas, ya sea en el interior del continente o en el mar. 
A lo largo de su transporte (ya sea por saltación, reptación, voladura o sus-
pensión), los granos se van redondeando y seleccionando. 
Sedimentación eólica 
La sedimentación tiene lugar cuando el viento va perdiendo velocidad. De-
posita en primer lugar los materiales más gruesos y pesados y, finalmente, 
los más finos. Por esta razón, los depósitos eólicos pueden alcanzar grandes 
extensiones, de hasta 1000 kilómetros, y una elevada selección de tamaños. 
La arena transportada por el viento corta y pule 
las superficies rocosas expuestas. A veces, la 
abrasión crea rocas de formas muy característi-
cas conocidas como ventifactos. 
La cara de la roca expuesta al viento predomi-
nante es sometida a abrasión, dejándola pulida, 
picada y con bordes angulosos; estas superficies 
se denominan facetas. Si el viento no sopla cons-
tantemente en la misma dirección, o si el canto 
se reorienta, puede tener varias superficies face-
tadas. 
Un yardang es una formación rocosa moldeada 
de forma característica por la erosión eólica que, 
en este caso, casi siempre sopla desde el mismo 
punto. La roca en cuestión se va alargando y to-
mando distintas formas con el tiempo que pue-
den ser realmente curiosas, generalmente de 
forma casco de barco pero al revés. Un yardang 
suele puede llegar a medir unos 10 metros de al-
tura y suelen aparecer en grupos en zonas desér-
ticas con fuertes vientos que soplan predomi-
nantemente en el mismo sentido. 
Unidad 6
 
 
 
Los agentes geológicos 
externos
 
DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 168 
De esta forma, en un medio desértico tipo —recordemos que en estas zonas 
se producen grandes variaciones de temperatura, por lo que la meteoriza-
ción mecánica es muy intensa y se pueden generar partículas de diversos 
tamaños— se pueden distinguir diversas zonas por la acción geológica del 
viento sobre el relieve original. 
 Pavimento desértico, a veces llamado pavimento pedregoso. Es una 
superficie del desierto que está cubierta 
únicamente con cantos, guijarros y 
fragmentos de roca apretados, entrela-
zados y redondeados. Cuando se su-
perponen varias capas de fragmentos 
gruesos se forma un pavimento empe-
drado o de mosaico. Dependiendo de 
su localización, reciben nombres loca-
les como reg, hamada…, con peque-
ñas características que los diferencian. 
 Erg o zona de dunas constituidas por arenas. 
Una duna se forma cuando el viento, que sopla de barlovento a sota-
vento, arrastra principalmente partículas de arena. Si encuentra un obs-
táculo, pierde velocidad y deposita parte de su carga. El pequeño depó-
sito, denominado duna, es asimétrico y tiene una zona con una pen-
diente larga y suave en el lado de barlovento y con otra zona más estre-
cha 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 par-
tículas se van acumulando por caída 
gravitacional. De esta manera se 
produce el crecimiento en altura de 
la duna y su desplazamiento. Loess. Se localiza en zonas muy alejadas de la zona de origen de los se-
dimentos y ocupa extensas planicies constituidas por la deposición de 
partículas con tamaños que van desde los 10 a los 50 micrómetros (li-
mos). Estas partículas están formadas principalmente por silicatos 
(cuarzo, feldespato, etcétera), carbonato de calcio (procedente de roca 
caliza, dolomía, etcétera), minúsculas partículas de detritos o residuos 
orgánicos y minerales del grupo de las arcillas. Son suelos muy fértiles. 
Desierto de rocas (hamada) localizado 
en la isla de Boa Vista, Cabo Verde. 
Los uadi o wadi son cauces secos o estacionales 
de ríos que discurren por regiones cálidas y de-
sérticas. Pueden llegar a medir más de cien me-
tros de anchura. 
Generalmente, solo llevan agua durante breves 
temporadas lluviosas –de horas, días o a lo sumo 
semanas de duración– que pueden ser de perio-
dicidad anual o esporádicas e impredecibles, 
tanto en la época del año en que ocurren como 
en la cantidad de pluviosidad. 
Distintos tipos de dunas: A, de media luna o barja-
nes; B, parabólicas; C, longitudinales; D, estrella-
das; E, transversales; F, cadena de dunas. 
Algunos tipos de dunas, como los barjanes, están 
formados por vientos constantes en la misma di-
rección; en otros casos, como en las dunas estre-
lladas, intervienen vientos que soplan en distintas 
direcciones. 
 
18. Explica cómo puede tener lugar la formación de una “seta” por acción del viento. 
19. Explica cuál puede ser el origen de las gravas y arenas del desierto. 
20. Observa la siguiente imagen y analiza porqué se produce esta diferenciación en el 
 depósito de materiales (muy finos dentro de la cubeta y más gruesos alrededor). 
 ACTIVIDADES 
Unidad 6
 
 
 Los agentes geológicos 
externos
 
DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 169 
Acción de la gravedad 
El descenso de agentes como el agua de lluvia, los ríos y el hielo —y por 
tanto, su acción erosiva y de transporte— hacia cotas más bajas de la corte-
za se deben a la gravedad. Pero, además, la gravedad provoca por sí misma 
la bajada, en el sentido de la pendiente, de los materiales meteorizados y en 
situación inestable, generando los llamados movimientos de laderas. 
Los fenómenos de ladera o movimientos de ladera son desplazamien-
tos de masas de tierra o de rocas que se encuentran en pendiente. 
Los factores que influyen en la caída de las rocas son: 
 La estructura de la ladera, que viene definida por la pendiente del te-
rreno, la disposición de los estratos (paralelas a la pendiente, perpendi-
culares…), la presencia de estratos con distinto grado de permeabilidad 
y el grado de cohesión de los materiales. 
 La presencia del agua, porque aumenta el peso de las rocas si rellena 
los poros, disminuye la fuerza de cohesión entre las partículas y puede 
actuar como lubricante si hay una capa superficial que retenga agua. 
Otros factores que influyen en los fenómenos de ladera son el clima, los te-
rremotos, los procesos erosivos y las acciones antrópicas. 
El transporte de materiales puede ocurrir en el seno de una corriente de 
agua (ocasionalmente de hielo) o bien directamente por gravedad. 
Tipos de movimientos 
En función de la velocidad con la que tienen lugar podemos clasificarlos en: 
 Deslizamientos. Son movimientos de lentos a rápidos. Se producen 
cuando una gran masa de tierra inestable resbala, sin perder el contacto 
con la masa estable inferior, a favor de la pendiente. Los deslizamientos 
pueden ser traslacionales (cuando el desplazamiento tiene lugar sobre 
una superficie de ruptura plana) o rotacionales (cuando el desplaza-
miento sucede a lo largo de una superficie de ruptura curva o cóncava). 
 Flujos. Son movimientos de fragmentos sueltos o masas de rocas del 
mismo medio, unas sobre otras. Están relacionados con procesos de va-
riación de humedad estacionales en el suelo, ya que el agua favorece este 
fenómeno actuando como lubricante. Los flujos se pueden dar por: 
─ Reptación. Es la forma más lenta de desplazamiento por gravedad. 
El desplazamiento afecta a la zona más superficial, normalmente ar-
cillosa, desapareciendo en profundidad. 
─ Solifluxión. Consiste en el desplazamiento masivo y lento del te-
rreno debido a que ha adquirido plasticidad y fluidez, comportándo-
se de forma similar a la de un líquido viscoso. Se da, por ejemplo, en 
climas periglaciares, en los que el calor del verano funde la capa su-
perficial helada, permaneciendo la zona inferior congelada hasta una 
cierta profundidad. La capa superior está empapada de agua, pues 
Las pendientes son distintas en regiones áridas o 
semiáridas (esquema superior) y en regiones con 
clima húmedo (esquema inferior) porque condi-
ciona el tipo de meteorización que va a tener lu-
gar en cada una de ellas física en el primer caso y 
química en el segundo. También dependerá del 
tipo de roca, de la existencia de materiales suel-
tos y de la presencia o ausencia de vegetación. 
Los procesos tectónicos tienden a formar escar-
pes o laderas en tanto que los procesos superfi-
ciales tienden a hacer que desaparezcan. 
En la imagen superior, se puede observar la rep-
tación de una roca fracturada. Se trata de la 
formación Hammond, en Texas (Estados Uni-
dos). El desplazamiento es más notorio en la su-
perficie. Obsérvese que da la falsa apariencia de 
que los estratos se han doblado por movimien-
tos tectónicos. 
Ejemplo de deslizamiento de ladera: una corriente 
fluvial socava la curva exterior lo que provoca que 
la orilla del arroyo adyacente pierda cohesión y se 
deslice cayendo en el agua en movimiento. 
Unidad 6
 
 
 Los agentes geológicos 
externos
 
DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 170 
esta no puede penetrar en profundidad, y consta principalmente de 
turba, cantos originados por gelifracción, arenas y arcillas. Esta capa 
se desplaza sobre la capa helada si la pendiente es suficiente, produ-
ciendo el deslizamiento del suelo. Las arcillas pueden realizar la fun-
ción lubricante del hielo, produciéndose un corrimiento de tierras. 
 
En un flujo, los materiales que pueden desplazarse a baja velocidad 
(como los flujos de tierra), a velocidad moderada (los flujos de lodo) y 
a alta velocidad (las avalanchas de detritos). 
Un flujo de tierra puede transformarse en un flujo de lodo si hay aportes 
de agua. Los flujos de lodo son más rápidos, formadas por partículas del 
tamaño de arcillas; en este caso los desplazamientos son más rápidos 
debido al aumento de peso por el exceso de agua, y provocan grandes 
avalanchas en las que se pueden diferenciar un canal o cuello que co-
necta la zona de alimentación con la de descarga. También hay flujos 
de detritos que son rápidos a causa de las altas pendientes, con conteni-
dos de agua y aportes de materiales gruesos (flujos de escombros). 
 Desprendimientos. Son movimientos rápidos y verticales de los mate-
riales debido a que la pendiente es muy inclinada o incluso vertical. En 
este caso los fragmentos liberados por meteorización caen por gravedad 
y forman canchales (típicos de zonas montañosas). 
 Caídas. Se producen cuando unas masas rígidas, a veces poco meteori-
zadas, se fracturan y caen al ser socavada su base. Se producen en cas-
cadas, acantilados, laderas de valle... En muchos casos, suelen existir 
planos propicios para la fracturación y caída de las rocas. 
Los lahares 
La tragedia de Armero (1985) fue un 
desastre natural producto de la erup-
ción del volcán Nevado del Ruiz (Co-
lombia). Los flujos piroclásticos emiti-
dos por el volcán fundieron cerca del 
10 % del glaciar de la montaña, en-
viando cuatro lahares (flujos de lodo, 
tierra y escombros productos de la 
actividad volcánica) que descendieron 
por las laderas del Nevado a 60 km/h. 
Los lahares aumentaron su velocidad 
en los barrancos y se encaminaron 
hacia los ríos situados en la base del 
volcán, arrasando en su trayecto va-
rias poblaciones, entre ellasArnedo, y 
ocasionando 23 000 muertos. 
21. ¿Cómo influye la presencia o ausencia de vegetación en los fenómenos de ladera? 
22. ¿Qué tienen en común la reptación y la solifluxión? 
23. ¿En qué se diferencian la reptación y el deslizamiento? 
En la imagen superior, canchal formado por des-
prendimiento de rocas. En la imagen inferior, caí-
das de fragmentos rocosos en una carretera. 
 ACTIVIDADES 
Unidad 6
 
 
 Los agentes geológicos 
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DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 171 
Acción de las aguas superficiales 
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 posi-
ble, 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 excedente de infiltración es el resultado 
de un alto índice de pluviosidad o una velocidad de deshielo muy rápida 
que excede la capacidad de infiltración. Este fenómeno puede producir-
se siempre que el suelo esté mojado, aunque es más común en climas 
húmedos, en cuencas llanas o con pendientes poco pronunciadas en 
donde tiene lugar una precipitación leve o moderada, pero de larga du-
ración. También sucede en los casos en que se dan una serie de episo-
dios sucesivos de precipitación o deshielo. 
 Por limitaciones en la infiltración. En este caso, la mayor parte del 
agua precipitada se convierte en escorrentía superficial aunque el suelo 
no esté saturado e incluso esté seco. Tiene lugar cuando las propiedades 
del suelo (que sea, por ejemplo, muy arcilloso) o de la cubierta del te-
rreno (que presente costras) limiten el proceso de infiltración; en este 
caso, el suelo no puede absorber el agua producida por un aguacero o 
un deshielo rápido. Este fenómeno se observa con mayor frecuencia 
durante precipitaciones breves e intensas. 
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 apare-
cen en cada episodio de precipitación. Son típicas de zonas con pen-
diente elevada y superficies desnudas. 
 Cordones o lazos. Forma-
dos sobre materiales grue-
sos que obligan a las micro-
corrientes de agua a despla-
zarse formando trazados 
entrelazados que bordean 
estos materiales. 
Los cordones se producen 
en laderas de menor pen-
diente y pueden permane-
cen inalterables durante va-
rios episodios de precipita-
ción. 
 
Ambientes sedimentarios 
continentales 
Las condiciones de estos medios son 
muy variables porque los factores ta-
les como la temperatura y la energía 
de corriente tienen fluctuaciones im-
portantes, no solo anuales o geográfi-
cas, sino incluso diarias. 
Las facies de los ambientes continen-
tales tienen unas características co-
munes, como son: 
- Contenido escaso o nulo en fósiles, 
ya sean terrestres o de agua dulce. 
- El material predominante es gene-
ralmente detrítico, algunos depósi-
tos orgánicos y raramente de pre-
cipitación química (excepciones im-
portantes a esto son las calizas la-
custres y las evaporitas). 
- Frecuentes señales de interrupción 
en la sedimentación, en numerosas 
ocasiones con niveles de suelo in-
tercaladas. 
 
Cuando llueve, parte del agua es absorbida por el 
suelo, parte se infiltra en profundidad, parte se 
evapora y el resto discurre por la superficie. 
Al iniciarse la precipitación (1), el suelo absorbe 
toda el agua y solo cuando el suelo alcanza cierto 
grado de humedad, se produce la escorrentía o 
circulación del agua. Al aumentar la precipitación 
(2), la escorrentía crece y la infiltración y hume-
dad del suelo disminuyen progresivamente. 
24. En ocasiones, en terrenos cultivados 
donde el suelo es particularmente 
apto para absorber grandes cantida-
des de agua, se puede observar la 
presencia de agua estancada durante 
un episodio de lluvia escasa. ¿A qué 
puede ser debido? 
 ACTIVIDADES 
En la imagen, cordones formados en una ladera. La 
erosión que producen conduce a la pérdida de suelo. 
Unidad 6
 
 
 
Los agentes geológicos 
externos
 
DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 172 
El agua que discurre por la superficie, en un principio sin cauce fijo y a fa-
vor de la pendiente, tiende a buscar los puntos más bajos de sus posibles re-
corridos; 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 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. 
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. 
 
El conjunto de torrentes, afluentes donde desembocan y el río principal 
forman la red hidrográfica. 
La cuenca hidrográfica 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 lade-
ras, 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 su-
perficie sometida a la erosión de las aguas de escorrentía, a la meteoriza-
ción 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 co-
rrientes 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. 
En la imagen, torrente alimentado por las aguas 
del deshielo de un glaciar noruego. Podemos ob-
servar las tres partes básicas: la cuenca de re-
cepción que recoge las aguas que discurren por 
la superficie; el canal de desagüe, que conduce 
las aguas y las partículas que esta arrastra; y el 
cono de deyección donde tiene lugar el depósito 
de materiales que han sido arrastrados. El agua 
del torrente va a formar parte de la corriente 
principal, en este caso, del agua del fiordo. 
En la imagen, perfil geológico de río Duero desde su nacimiento hasta su desembocadura. En 
azul, los principales afluentes. En rojo, algunas de las localidades que atraviesa. 
En la imagen superior, cuenca hidrográfica del Duero. 
Se indica toda la red hidrográfica (líneas azules, rojas y 
moradas). 
En la imagen inferior, estudio de la red hidrográfica de 
la región de Western Cullowhee Creek en Estados 
Unidos, a partir de las imágenes obtenidas por satéli-
te. La finalidad del estudio es la recuperación de los 
cursos de agua degradadospor contaminación. 
Unidad 6
 
 
 
Los agentes geológicos 
externos
 
DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 173 
Acción de las aguas de arroyada 
La capacidad erosiva de las aguas de arroyada (sin cauce fijo) 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 me-
nos energía cinética. 
La energía cinética (Ec = 
1
2
 mv2) de la masa de agua depende de dos facto-
res, 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 > 0, se da erosión; si es = 0 se da transporte y si es me-
nor 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. 
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 trans-
porte, 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 continen-
tal de unos 4,5 cm de media anual. 
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, fenó-
meno 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 en-
sanchado 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. 
Ambiente de abanico 
piedemonte 
Se sitúan estos ambientes al pie de 
relieves montañosos y en los depósi-
tos formados en los conos de deyec-
ción de los torrentes. 
Se caracterizan por la presencia de 
abundante material detrítico consti-
tuido, sobre todo, por granos gruesos 
(gravas o mayores), y muy mal clasifi-
cados en su parte superior. Estos ma-
teriales que se van haciendo más fi-
nos hacia la llanura. 
Por estar situados en zonas de ero-
sión intensa, lo más frecuente es que 
resulten erosionados antes de litifi-
carse. 
En el diagrama de Hjulström se puede apreciar 
que la velocidad necesaria para erosionar arci-
llas es mayor que en el caso de los limos y a su 
vez mayor en el de las arenas. Las gravas más 
gruesas necesitan más velocidad para ser 
arrancadas. La mayor resistencia de las arcillas 
se debe, al parecer, a las fuerzas electrostáticas 
existentes entre ellas y que cohesionan las par-
tículas en agregados mayores. 
A pesar de ello, la capacidad de transporte de 
arcillas es enorme incluso a velocidades pe-
queñas. 
 ACTIVIDADES 
25. A partir del diagrama de Hjulström averigua las velocidades de corriente necesarias para la movilización y sedimentación 
de una partícula de 0,2 mm de diámetro. 
26. ¿Por qué las arcillas necesitan velocidades de flujo mayores que las esperadas por su tamaño para ser movilizadas? 
27. Si la altura media de los continentes es de unos 800 metros, calcula cuántos años tardaría en ser allanados si no existiesen 
los agentes y procesos geológicos internos. 
Unidad 6
 
 
 Los agentes geológicos 
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DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 174 
Según va pasando el tiempo, y el río va escavando su cauce, disminuye la 
pendiente y la erosión, y aumenta la sedimentación, pudiendo llegar teóri-
camente 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 fre-
cuente es que se produzca una erosión remontante desde la desembocadu-
ra 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 des-
censo del nivel de base de un río son las siguientes: 
 El descenso del nivel del mar como consecuencia de una glacia-
ción. En estos períodos climáticos, el agua de evaporación oceánica 
queda retenida en forma de hielo sobre los continentes. El nivel del mar 
baja y con él la cota del nivel de base del río. La mayor pendiente hace 
que el río adquiera una mayor energía, que aprovecha para erosionar 
aguas arriba. 
 El nivel de base del río también puede variar por causas tectóni-
cas. Se produce en el caso de que los movimientos epirogénicos, o mo-
vimientos tectónicos en la vertical, eleven los continentes. Al elevarse el 
continente, el nivel de base de los ríos desciende. Las consecuencias son 
las mismas que en el caso anterior. 
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 captu-
ra 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 te-
rreno 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. 
¿Cuándo se alcanza el perfil de 
equilibrio? 
En realidad este perfil de equilibrio es 
teórico; ningún río alcanza su perfil de 
equilibrio, ya sea porque cambian las 
condiciones climáticas o bien porque 
se producen movimientos de origen 
tectónico que alteran el curso. Por es-
tas razones, solo algunos tramos en el 
curso medio del río pueden aproxi-
marse a esas condiciones ideales de 
equilibrio. También los ríos de las zo-
nas templadas parecen estar más cer-
ca de la situación de equilibrio mien-
tras que en climas áridos, los ríos 
pierden rápidamente agua a lo largo 
de su recorrido, por evaporación, y 
por lo tanto deben aumentar su pen-
diente, lo cual favorece la reactiva-
ción de la dinámica fluvial. 
Se denomina captura fluvial a un fenómeno hi-
drográfico por el que la erosión remontante de 
un río puede abrir una brecha en el cauce de otro 
río (aproximadamente perpendicular al primero), 
capturando sus aguas y dejándolo sin caudal. El 
cauce resultante suele adoptar una geometría tí-
pica de codo de captura. En la imagen podemos 
ver cómo el río A captura al B. En 1, los dos ríos 
independientes y en 2, ya se ha formado el codo 
de captura. 
 ACTIVIDADES 
28. ¿Por qué es tan difícil que un río alcance su perfil de equilibrio? 
29. Teniendo en cuenta que un río siempre discurre de manera que gasta la energía mínima, ¿cómo se explica que en su reco-
rrido forme un codo? 
Unidad 6
 
 
 Los agentes geológicos 
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Se pueden considerar los perfiles longitudinales de los ríos divididos en 
tramos, que corresponden a unidades estructurales o litológicas, de tal formaque en un tramo el perfil real se puede acercar al perfil ideal de equilibrio. La 
modificación del perfil en los tramos inferiores, por causas tectónicas o des-
censo del nivel del mar, producirá cambios en los superiores. 
El perfil de equilibrio de un río incluye un lecho de aluviones sobre el que se 
asienta el cauce y que es parcialmente erosionado o depositado en las épocas 
de crecida o sequía, respectivamente. Esta llanura estaría situada al nivel del 
mar y marcaría el nivel por debajo del cual no debe continuar la profundiza-
ción de los valles. 
Profundización y ensanchamiento del cauce 
La profundización del cauce aumenta con el caudal. La anchura también, 
pero en menor proporción. Debido al rozamiento con las paredes y el fon-
do, la velocidad media de la corriente es mayor en el centro que en el borde 
de los cauces; y en la vertical, las máximas velocidades ocurren en la superfi-
cie, con una disminución progresiva hacia el fondo. 
La capacidad erosiva del agua se debe principalmente al rozamiento que rea-
lizan los materiales que transporta y al movimiento turbulento que se pro-
duce en su seno con los cambios de pendiente, obstáculos... Estos movi-
mientos de desarrollo vertical u horizontal originan pilancones (o marmi-
tas 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. 
Transporte realizado por las corrientes superficiales 
La capacidad de transporte de las corrientes de agua se debe, en primer lu-
gar, 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, salta-
ción, suspensión, flotación y disolución) depende de su tamaño y composi-
ción química; por arrastre, rodadura y saltación, los mayores, y por suspen-
sión, flotación y disolución, los más pequeños. También el tipo de sedimen-
tos transportados será muy variado en función de la composición inicial de 
la roca de origen y de los procesos de meteorización que haya sufrido. 
En las áreas montañosas, la erosión provoca ero-
sión en las laderas ampliando la red fluvial. Los 
pequeños arroyos, las surgencias y el agua de es-
correntía se unen y forman el nuevo arroyo. 
H: erosión de cauce; V: erosión vertical; L: erosión 
lateral. 
Proceso de formación de una marmita de gigante. La turbulencia es esencial para su 
creación. 
El transporte de los materiales por el río se pro-
duce como carga disuelta y como carga sólida. La 
carga sólida puede desplazarse por arrastre, ro-
tación y saltación. La meteorización química de 
ciertos tipos de rocas como las calizas, provee de 
materiales en disolución. La suspensión afecta a 
las partículas sólidas más finas que son manteni-
das por la turbulencia de la corriente. La carga 
de fondo está constituida por las partículas de 
mayor peso y tamaño. 
En la imagen inferior, esquema del flujo laminar 
de la corriente de un río. 
 
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 Los agentes geológicos 
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DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 176 
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 reque-
rida 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 can-
tos 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. 
Sedimentación fluvial 
Gracias a su capacidad de erosión, los flujos superficiales acarrean gran can-
tidad de materia sólida llamada carga fluvial, la cual será depositada cuando 
la competencia del río no sea suficiente para transportarla dentro del vo-
lumen de agua. Los sedimentos fluviales o aluviones se caracterizan por: 
 Composición de los granos variable. Si es 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 poste-
rior del río. 
Cuando la corriente pierde potencia y, en consecuencia, capacidad de trans-
porte, 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 lla-
nura de inundación, pero 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 aluvio-
nes a ambos lados de su cauce y forma las llamadas terrazas fluviales que 

 ACTIVIDADES 
Simulaciones por ordenador de 
los procesos fluviales 
Existen programas de ordenador que 
permiten predecir las tasas de trans-
porte de sedimentos (variables hi-
dráulicas, capacidad de transporte, 
velocidad…) y los patrones de ero-
sión/deposición en los canales o cau-
ces, tanto naturales como artificiales, 
a lo largo del tiempo, teniendo en 
cuenta, para ello, las variaciones de la 
superficie sobre la que discurre el 
agua. 
Estos programas se utilizan para con-
trolar la tasa de sedimentación y el 
tipo de sedimentos y analizar los pro-
blemas de sedimentación. Además, 
permiten predecir las crecidas de los 
ríos y elaborar mapas de riesgo de 
inundación, la gestión de los recursos 
hídricos y de las cuencas, y evaluar la 
calidad de las aguas. 
El programa realiza múltiples simula-
ciones de la superficie del canal y de 
la carga que transporta para valorar 
sus efectos. 
 
En la imagen, una de las simulaciones. 
30. Cómo se vería afectada la capacidad de erosión de un río si el movimiento del agua fuera de régimen laminar (con trayec-
torias de líneas paralelas). 
31. Teniendo en cuenta que el clima condiciona el tipo de meteorización preponderante, indica qué tipo de transporte pre-
dominará en las aguas superficiales de zonas frías. ¿Y en las de las zonas tropicales? 
32. ¿Recuerdas si el cuarzo y la cuarcita son minerales o rocas? Si fuesen rocas, ¿podrías decir de qué tipo son? 
33. Analiza el grado de madurez textural y mineralógico de los sedimentos fluviales. 
34. Los sedimentos antiguos que forman las terrazas están ordenados: los materiales gruesos y finos alternan con otras de 
materiales finos. ¿A qué se deben estas diferencias? 
Unidad 6
 
 
 Los agentes geológicos 
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se localizan a ambos lados del río y a la misma altura. Si existen varios nive-
les de terrazas se supone que el valle ha tenido más de un episodio de enca-
jamiento, 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 mane-
ra que las terrazas quedan yuxtapuestas y superpuestas. 
 Terrazas fluviales escalonadas. Los períodos de erosión que suceden 
a los períodos de deposición, de manera que el río excava todos sus alu-
viones y llega al sustrato rocoso Así, el material que compone las terra-
zas más antiguas no se continúabajo las posteriores como ocurre en las 
terrazas encajadas, sino que queda limitado a un resalte en forma de es-
calón a lo largo del valle. 
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 in-
cremento 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, redu-
ciendo la pendiente y dando lugar al depósito. 
Si la corriente de un río oscila de un lado a otro del valle, erosionando late-
ralmente 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. 
Formas de sedimentación y erosión 
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 si-
nuosidades en la trayectoria de flujo de un río, así en una misma orilla se su-
ceden 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 
En la imagen A, terrazas fluviales escalonadas. 
En B, terrazas fluviales encajadas. 
En ocasiones, se produce un depósito de sedi-
mentos en forma de abanico, denominado 
abanico aluvial, que se forma cuando una co-
rriente fluvial pierde velocidad y capacidad de 
transporte. Esto sucede, por ejemplo, cuando el 
cauce del río pasa de un valle estrecho en un 
área montañosa a una zona de llanura de me-
nor pendiente, la disminución abrupta de la 
pendiente obliga a sedimentar. 
Los abanicos aluviales se producen con mayor 
frecuencia en zonas áridas y semiáridas que en 
zonas templadas y húmedas. 
En la imagen, típico abanico aluvial de monta-
ña. 
Evolución de un meandro. En el dibujo de la de-
recha, distintas etapas de la evolución de un río 
(joven en morado, maduro en gris y azul en la 
senectud). En el dibujo de la derecha, procesos 
responsables de la formación y evolución del 
meandro: la erosión y la sedimentación. 
Unidad 6
 
 
 
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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 deposi-
ción en una orilla coincide con la erosión en la otra, y se encuentran a distin-
ta 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 espe-
sor que va alcanzado con el tiempo dicha llanura. 
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. 
Acción de las aguas subterráneas 
Parte del agua que cae sobre los continentes se infiltra. Si la roca es permea-
ble o presenta grietas puede penetrar una gran parte, si bien, otros factores 
como la pendiente del terreno pueden dificultar la filtración. 
El agua infiltrada desciende hasta la zona donde las rocas están saturadas de 
agua o hasta que encuentra una capa impermeable. El nivel máximo que al-
canza el agua en cada momento se llama nivel 
freático y depende de la precipitación y la eva-
poración, variando en una misma zona en las 
épocas húmedas y secas —en los desiertos se 
encuentra a varios centenares de metros de pro-
fundidad—. 
En el interior del terreno, la zona que se encuen-
tra permanentemente llena de agua se denomi-
na zona de saturación. 
El corte del nivel freático por la topografía ori-
gina la aparición de oasis en el desierto, ciéna-
gas en zonas húmedas, o incluso, si la pendien-
te del terreno es favorable, el nacimiento de un 
río, como el Guadiana. 
Meandros abandonados y ox-bow del río 
Emajõgi en Estonia. 
Ambientes lacustre y palustre 
Estos ambientes típicamente sedi-
mentarios presentan normalmente 
una corta vida porque los lagos ter-
minan colmatándose. 
La sedimentación depende directa-
mente de los aportes recibidos, de la 
profundidad y dimensión del medio y, 
sobre todo, del clima. En climas tem-
plados predominan los sedimentos 
detríticos que se disponen bien selec-
cionados por tamaños desde las ori-
llas hacia el centro, formando anillos 
paralelos al contorno del lago; en los 
climas secos y cálidos precipitan 
abundantes sales. 
El ambiente palustre tiene una exten-
sión geográfica reducida y poca ex-
tensión. Se trata de pequeñas cuen-
cas de profundidad escasa, donde se 
desarrolla abundante vegetación y 
donde los aportes exteriores son limi-
tados. 
Los sedimentos, en consecuencia, son 
ricos en materia orgánica, como tur-
bas; el material detrítico predominan-
te es el limo mal clasificado; contie-
nen también hidróxidos de Fe (hierro 
de los pantanos) y de Mn, por acción 
bacteriana. 
 
 
 
 
 
 
En la imagen, pantano de Gosan (Rio-
tinto, Huelva). 
Afloramiento de agua en los Ojos 
del Guadiana, en Daimiel (Ciudad 
Real) 
Unidad 6
 
 
 
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La acción geológica de las aguas subterráneas consiste en disolver y precipi-
tar diferentes compuestos; en algunos casos, estos dos procesos se realizan 
en sentido vertical: por ejemplo, en zonas templadas, van diferenciando los 
niveles del suelo. En regiones áridas y semiáridas, las sales arrastradas por 
las aguas precipitan en la superficie al evaporarse esta, formando costras cal-
cáreas: es el llamado caliche. En las zonas áridas también podemos encon-
trar costras salinas originadas por ascenso por capilaridad del agua del sub-
suelo, con alto contenido en sales, hasta llegar a la superficie, en donde el 
agua se evapora y quedan depositadas las sales. 
La precipitación de sustancias disueltas puede cementar partículas minerales 
en suspensión transformado el sedimento en rocas; es lo que sucede, por 
ejemplo, con las arenas que dan lugar a areniscas. 
 
Sin embargo, los procesos geológicos más importantes son los que se desa-
rrollan en rocas salinas (yesos, halita…) y calizas. En estas rocas tienen lugar 
importantes procesos de meteorización y erosión que dan lugar a galerías, 
cuevas… Al derrumbarse estos dejan un paisaje al descubierto que será re-
bajado por otros agentes geológicos. 
Otra acción importante de las aguas subterráneas se realiza en las laderas, 
favoreciendo la caída, por gravedad, de las rocas empapadas de agua, o faci-
litan el desplazamiento de las capas superiores. 
Esquema de los procesos físico-químicos que tienen lu-
gar en el interior de un macizo calcáreo, desde que cae 
la lluvia y se infiltra, hasta que sale el agua por los ma-
nantiales. Las aguas de estos manantiales están muy 
cargadas de bicarbonatos.