TEMA 68

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© Antonio Abrisqueta García, 1999 Temario Específico – Tema 68
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TEMAS DE FÍSICA Y QUÍMICA
(Oposiciones de Enseñanza Secundaria)
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TEMA 68
LAS ROCAS Y LOS MINERALES FUNDAMENTALES DEL RELIEVE ES-
PAÑOL. PROPIEDADES E IMPORTANCIA ECONÓMICA. GEOMORFOLOGÍA.
EL MODELADO DEL RELIEVE Y LOS FACTORES QUE LO CONDICIONAN.
EL SUELO, COMPONENTES, DESTRUCCIÓN Y RECUPERACIÓN.
Esquema
1. Introducción a la Geología.
2. Estructura del relieve español.
2.1. La meseta.
2.2. Montañas circundantes.
2.3. Depresiones.
2.4. Cordilleras béticas.
2.5. Archipiélago canario.
3. Principales rocas y minerales.
3.1. Ígneas.
3.1.1. Plutónicas.
3.1.2. Volcánicas.
3.1.3. Filonianas.
3.1.4. Yacimientos minerales relacionados con las rocas ígneas.
3.2. Metamórficas.
3.3. Sedimentarias.
3.3.1. Detríticas.
3.3.2. Silíceas.
3.3.3. Carbonatadas.
3.3.4. Salinas o evaporitas.
3.3.5. Fosfatadas. Ferruginosas. Carbonosas.
4. Geomorfología. El modelado del relieve.
4.1. Meteorización.
4.1.1. Meteorización mecánica.
4.1.2. Meteorización química.
4.2. Fenómenos de ladera.
4.3. Ríos.
4.4. Glaciares
4.5. Viento.
5. Morfología litológica.
6. Morfología estructural.
7. El Suelo.
7.1. Composición y estructura.
7.2. Factores edafológicos.
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TEMA 68
LAS ROCAS Y LOS MINERALES FUNDAMENTALES DEL RELIEVE ES-
PAÑOL. PROPIEDADES E IMPORTANCIA ECONÓMICA. GEOMORFOLOGÍA.
EL MODELADO DEL RELIEVE Y LOS FACTORES QUE LO CONDICIONAN.
EL SUELO, COMPONENTES, DESTRUCCIÓN Y RECUPERACIÓN.
1. INTRODUCCIÓN A LA GEOLOGIA
La Geología es la ciencia de la naturaleza que estudia nuestro planeta, la Tierra, su
formación, composición y estructura, los fenómenos naturales internos y externos que
actúan sobre ella, las manifestaciones de la dinámica general de la Tierra, que nos de-
muestra que nuestro planeta no es estático, sino que está en continuo cambio y trans-
formación. El estudio de la geología se basa en los documentos que la historia pasada
del planeta nos ha legado, que son las rocas.
Al estudiar el paisaje de un macizo montañoso, de un río que discurre por un am-
plio valle o por una estrecha garganta, etc., se observa la acción de un agente geológico
que ha modelado las laderas de las montañas, que ha excavado el valle o que ha recorta-
do las paredes del desfiladero o la garganta, durante cientos o miles de años, depositan-
do arrastres y aluviones que rellenan el cauce del río y cambian el paisaje. La geología
estudia las causas diversas que producen estos cambios en el paisaje, diferente según los
terrenos sobre los que actúan.
La Tierra se encuentra en un continuo proceso de transformación, iniciado cuando
se formó el planeta a partir de una masa de gas en torno al Sol, hace unos 4500 millones
de años. Esta transformación se produce como resultados de la acción de variadas fuer-
zas que actúan sobre la corteza terrestre, una internas y otras externas, cuyo origen es la
radiación energética recibida del Sol. Las fuerzas internas se originan por la energía
propia de la Tierra, resto de la acumulada en su fase estelar antes de constituirse en pla-
neta y da origen a la dinámica interna que produce los movimientos de la corteza te-
rrestre.
Las fuerzas de la dinámica externa, actúan desde fuera de la superficie, debido a
cambios de temperatura por la radiación solar y se manifiestan en procesos de erosión y
transporte. Los procesos geológicos externos, consecuencia de la erosión producida por
agentes erosivos, actúan en función de factores litológicos, estructurales y climáticos,
sobre unos materiales modificados o producidos por la actividad interna de la Tierra.
Por lo tanto, los procesos externos e internos de la Tierra están conectados, constituyen-
do un ciclo que queda reflejado en el llamado ciclo de las rocas. Así, el magma, al soli-
dificarse produce rocas magmáticas, que al quedar expuestas en la superficie de la tierra
a la acción de los agentes erosivos son transformadas en fragmentos y más o menos
modificadas, transportadas, depositadas y cementadas darán origen a las rocas sedi-
mentarias. Ambos tipos de rocas sometidas a presiones y/o temperaturas elevadas, su-
fren cambios estructurales y/o químicos. Si estos cambios ocurren en estado sólido, se
formarán las rocas metamórficas y si se funden formarán de nuevo rocas magmáticas.
Ambas (magmáticas y metamórficas) por la erosión darán lugar a rocas sedimentarias,
cerrándose así el ciclo de las rocas.
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Por lo tanto, el relieve de una zona de la superficie es el resultado de la compleja
combinación de los procesos internos y externos que han ocurrido y ocurren en dicha
zona y se encontrará, por ello, formada por unas rocas características. Éstas, en tanto
que son asociaciones mineralógicas, determinan los minerales más abundantes en la
zona, aunque los yacimientos (asociaciones mineralógicas calificadas de económica-
mente rentables) están condicionados por la tectónica global del planeta.
2. ESTRUCTURA DEL RELIEVE ESPAÑOL
Desde el punto de vista geológico, podemos diferenciar cinco zonas en España
que nos permitirá seleccionar las principales rocas existentes en nuestro relieve penin-
sular y de las islas:
1. La Meseta, núcleo más antigua, que comprende las regiones de Galicia, Extrema-
dura y la cordillera central
2. Las Montañas circundantes, que enmarcan la meseta y presentan un relieve más
joven, por su formación más reciente. Comprende los Pirineos y las cordilleras
Costero-Catalana, Cantábrica e Ibérica.
3. Las Depresiones, que tras la regresión del Mesozoico, se convirtieron en lagos
que se rellenaron de depósitos presentando una estructura horizontal. Comprende
las depresiones del Ebro, Duero, Tajo y Guadalquivir.
4. Las Cordilleras Béticas o montañas periféricas, presentan una estructura comple-
ja, por su tectónica, de tipo alpino, de cabalgamientos y corrimientos.
5. El Archipiélago Canario formado por islas de origen volcánico.
Se acepta actualmente, en el marco de la tectónica global, que durante el periodo
Westfaliense-Estefaniense (en el carbonífero superior de la era paleozoica -primaria-),
una microplaca cortical, nuestra península ibérica, se desplazó hacia el norte chocando
con Laurasia y originando la deformación que dio lugar a los Pirineos y demás cordille-
ras del norte de España, en una fase temprana de la denominada orogenia hercínica.
Posteriormente, Africa colisionaría con la placa ibérica, ya integrada en Laurasia, pro-
duciendo las cordilleras del sur y sureste de la península y acrecentando las cordilleras
del norte.
Tengamos en cuenta que durante el Paleozoico (era primaria) se sucedieron dos
ciclos orogénicos, modeladores de la corteza terrestre. Son los ciclos orogénicos llama-
dos caledónico y hercínico. De ambos, este último tuvo mayor importancia, desarro-
llándose durante el carbonífero-pérmico y afectando a toda Europa. En España, la tectó-
nica paleozoica es esencialmente herciniana.
2.1. La Meseta.
Comprende en sentido amplio, las regiones formadas con materiales paleozoicos
(era primaria ≈ -600 millones de años) y precámbricos (anterior a la era primaria) de-
formados, metamorfizados y granitizados durante la orogenia hercínica, entre los que
encontramos rocas magmáticas (granitos, diositas,...) correspondientes al plegamiento
Hercínico (ocurrido en el periodo entre -320 y -280 millones de años en el sur de Euro-
pa, Alpes, Pirineos, cordilleras Cantábrica y Penibética), y metamórficas (pizarras, es-
quistos, gneises (ojos de sapo), etc., sobre todo en la Sierra del Guadarrama.
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Comprende la región gallega,caracterizada por la abundancia y casi exclusividad
de rocas ígneas (en la Galicia occidental) y metamórficas (en la Galicia oriental), es-
quistos y pizarras. Morfológicamente, la región es una plenillanura rejuvenecida por una
tectónica vertical que incluye hundimientos recientes (simultáneo al levantamiento de la
región levantina) que ha provocado la inundación de los valles fluviales dando origen a
las rías. Posee recursos minerales de origen ígneo, que debido al arrastre y el hund i-
miento se encuentran bajo el mar. Posee acumulaciones sedimentarias tipo placer, de
estaño, antimonio, rutilo, etc.
Dentro de la Meseta también se incluye la Cordillera Central, elevación a modo de
dorsal que cruza la península desde Portugal hasta la Cordillera Ibérica. Esta constituida
de rocas plutónicas (granodioritas, dioritas y granitos cálcicos) y metamórficas, más
abundantes éstas en la parte oriental donde se forma la Sierra de Guadarrama. Estas
formaciones son del plegamiento hercínico aunque al final de dicha orogenia. La cordi-
llera ha sufrido un proceso erosivo muy fuerte que la ha convertido en plenillanura y
cubierta por sedimentos marinos en el Cretácico, para sufrir posteriormente un rejuve-
necimiento por tectónica vertical de tipo alpino. Finalmente estos relieves sufrieron ero-
sión de tipo glacial durante el Cuaternario que originó circos y morrenas como en la
sierra de Gredos, Peñalara, etc.
2.2. Montañas Circundantes.
Las montañas circundantes a la meseta están formadas por los Pirineos, la cordi-
llera Ibérica, la cordillera Costero-Catalana y la Cantábrica.
En los montes Pirineos distinguimos: (a) La zona axial, que con las mayores ele-
vaciones forman la línea divisoria entre España y Francia y está constituida por granitos
y rocas metamórficas representando restos de una cordillera hercínica con sus terrenos
paleozoicos intensamente plegados, (b) El pre-Pirineo, dividido a su vez en tres subuni-
dades: las sierras interiores, en contacto con el Pirineo axial por medio de complicadas
estructuras de fallas y cabalgamientos formadas con materiales cretácicos (era secunda-
ria o mesozoica, -150 a -72 millones años) ricos en fósiles; la depresión media, caracte-
rizada por un sinclinal suave (Conca de Tremp) con calizas, margas, areniscas y con-
glomerados; y las sierras exteriores, la más meridional, formada de materiales mesozo i-
cos con yesos, arcillas, conglomerados (y en Olot, basaltos de vulcanismo).
En el Sistema Costero-Catalán, montañas de mediana altitud entre la costa catala-
na y la depresión del Ebro encontramos tres unidades: (a) fase hercínica con pizarras,
cuarcitas carbonatadas y batolitos plutónicos, (b) fase alpina con dolomías, calizas,
arcillas, rocas salinas, margas y conglomerados como los de Montserrat, y (c) fase post-
orogénica, con materiales detríticos y conglomerados debido a amplias terrazas fluviales
y sedimentos eólicos.
En la Cordillera Ibérica, similar a la Costero-Catalana, aparece una doble cadena
de cumbres: el sistema castellano y el sistema aragonés separados por una depresión
interior (Teruel-Almazan-Calatayud) desde Burgos hasta la costa de Castellón-Valencia.
Formada de materiales paleozoicos plegadas en el ciclo hercínico, de margas, calizas y
dolomías.
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En la Cordillera Cantábrica, desde Galicia a Santander, comprende las sierras de
Asturias y León y está limitada al norte por la fosa submarina del Cantábrico, relaciona-
da con los procesos de apertura de este mar y el giro de la península. Está constituida
por materiales paleozoicos donde encontramos calizas de montaña que forman las ma-
yores cumbres (ejemplo: Picos de Europa) con dolomías, pizarras, cuarcitas y ricos ya-
cimientos de carbón.
2.3. Depresiones.
Son las regiones de la península Ibérica que quedaron deprimidas después de la
orogenia alpina y comprende las depresiones del Ebro, del Duero, del Tajo y del Gua-
dalquivir. Están limitadas por fallas que de producen una estructura de fosa que se ha
rellenado con aportes y sedimentos de origen detrítico y químico: conglomerados, are-
nas, arcillas, yesos y calizas, que alcanzan notables espesores y gran horizontalidad co-
mo corresponde a materiales postorogénicos.
Estas depresiones sedimentarias, tras su relleno, han sido recortadas por cursos
fluviales que se han encajada, a veces profundamente, definiendo valles con terrazas
fluviales de gran amplitud.
2.4. Cordilleras Béticas.
Situadas en la zona meridional, las cordilleras béticas están limitadas al norte por
la meseta y el valle del Guadalquivir, son cordilleras recientes resultado de la compre-
sión cortical sobre el geosinclinal de Tethys entre Eurasia y Africa durante la orogenia
alpina. Los materiales rocosos más importantes son los gneis, anfibolitas, micaesquis-
tos, turbiditas, especialmente en la zona subbética y materiales volcánicos en la zona de
Cabo de Gata (Mazarrón, Cartagena), origen de interesantes e importantes yacimientos
mineros.
2.5. Archipiélago canario.
Los terrenos de las Islas Canarias son eminentemente volcánicos resultado de la
superposición de coladas repetidas, que van desde basaltos y rocas básicas hasta traqui-
tas y fonolitas. Estas coladas volcánicas intercaladas por formaciones piroclásticas y con
escasos sedimentos marinos se apoyan sobre un sustrato, no siempre aflorante en todas
las islas, de tipo plutónico, siendo éste un material producido en las profundidades de la
Tierra por la acción de fuerzas internas y compuesto de sienitas, dioritas, gabros y en
general rocas básicas y ultrabásicas. Por dataciones radiométricas y por la edad de los
fósiles, las formaciones volcánicas canarias se sitúan desde el Mioceno inferior.
3. PRINCIPALES ROCAS Y MINERALES
En las profundidades de la litosfera, la presión y la temperatura producen sobre
los materiales químicos presentes, unas sustancias de composición distinta a las que
existen en la superficie, lo que conduce a la formación de nuevos tipos de rocas, que
reciben el nombre de rocas endógenas por haberse originado en el interior del manto.
La estabilidad de un mineral depende de las condiciones físico-químicas a las que está
sometido y si se sobrepasan los límites de estabilidad el mineral se destruye adquiriendo
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una ordenación molecular diferente, dando lugar a un nuevo mineral. Las rocas de la
corteza en zonas superficiales están formadas por minerales muy variados y al aumentar
la presión y la temperatura al alcanzar zonas profundas se hacen inestables, reaccionan
entre sí y dan origen a nueva composición mineralógica.
3.1. Ígneas.
Cuando las rocas llegan a profundidades donde la temperatura elevada produce su
fusión, se originan los magmas. Las nuevas rocas originadas por enfriamiento del mag-
ma se denominan rocas ígneas, y cuando baja la temperatura del magma o éste ascien-
den a la superficie sin perder su fluidez y toma contacto con la atmósfera o el mar, se
producen diferentes variedades de rocas ígneas como son las plutónicas, las volcánicas
y las filonianas.
3.1.1. Plutónicas.
Cuando desciende la temperatura en la zona de la corteza donde se originó un
magma o cuando éste alcanza niveles superficiales, cristaliza poco a poco originando
rocas de composición variada según se haya producido el enfriamiento. Como se produ-
cen en zonas profundas no es posible la observación directa de consolidación del mag-
ma y producción de estas rocas. Entre la presentes en nuestro país tenemos:
Granitos. Son rocas ácidas (contienen una alta proporción de sílice, SiO 2) com-
puestas fundamentalmente por cuarzo y feldespatos, con mica y pequeñas cantidades de
minerales accesorios. Existe una serie que va desde el granito alcalino, rico en ortosa y
albita, hasta las granodioritas, rica en anortita. La textura es granulada con colorescla-
ros, oscureciéndose al aumentar el contenido de anortita (feldespato cálcico). Como
hemos dicho, es muy abundante en la Meseta (cordillera central y Extremadura), Galicia
así como en el Pirineo. Es muy utilizado como material de construcción, como se puede
apreciar en el Monasterio del Escorial y en el Acueducto de Segovia.
Sienitas. Son rocas intermedias con menos del 10% de SiO 2 (sílice-cuarzo), for-
madas por feldespato potásico, con biotitas, anfiboles, piroxenos, etc. Es una roca gra-
nular de color claro rosáceo. Entre los minerales accesorios se encuentran el apatito, el
circón y la magnetita. Existe una serie que va desde la sienita hasta la monzonita a me-
dida que aumenta la plagioclasa (feldespatos de calcio y sodio) como la anortita y dis-
minuye el feldespato potásico. Suele presentarse asociada al granito, del cual procedería
por asimilación magmática de sedimentos calizos. También se ha empleado en cons-
trucción pero es menos resistente que el granito por tener menos cuarzo.
Diorita-Gabro. Son rocas básicas o intermedias sin cuarzo, con plagioclasas, pi-
roxenos y olivino, de textura granuda y colores oscuros (granitos negros) verdes o ne-
gros debidos a la horblenda y a la biotita. Las dioritas son ricas en Na (andesina) y los
gabros son ricos en plagioclasa cálcica (anortina).
Peridotitas. Son rocas ultrabásicas, de textura granuda, de color verde oscuro,
formadas por piroxenos y olivino y, a veces, horblenda. También hay una serie que va
desde la piroxenita (sin olivino) hasta la dunita (sin piroxenos). Una variedad es la
Kimberlita que contiene diamantes y que es abundante en Africa del Sur. Son frecuentes
en las orogenias alpinas. En España, es muy abundante en la provincia de Málaga.
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Cuando el olivino se hidrata se transforma en Serpentina, muy empleada como piedra
ornamental.
3.1.2. Volcánicas.
Cuando los magmas ascienden a la superficie sin perder su fluidez y se consolidan
en contacto con la atmósfera o con el agua del mar, originan las rocas volcánicas. De
ellas destacamos:
Basaltos. Son rocas básicas, densas, oscuras, de grano fino, compuestas de feno-
cristales (cristal grande que se destaca sobre un fondo de cristales microscópicos) de
piroxenos y olivinos y pasta de plagioclasas. Muy abundante en Canarias y Olot (Cata-
luña). Puede presentarse en forma de grandes columnas (disyunción columnar). La Ju-
millita es un basalto alcalino (con poca sílice) que toma el nombre de Jumilla (Murcia).
Puede observarse en los restos del cono volcánico de la Sierra de las Cabras en Cancárix
(Albacete).
Riolitas. Es de composición similar al granito, con textura vítrea. La sílice conte-
nida se presenta como cuarzo o cristobalita. Cuando la roca es completamente vítrea y
compacta, se denomina Obsidiana, siendo generalmente negra. La piedra pómez (Pu-
mita) es un vidrio riolítico en el que el gas origina un material muy vesiculoso. Se han
empleado como materiales ornamentales (obsidiana), abrasivos y en cosmética (piedra
pómez).
Traquita: Es el equivalente volcánico de la sienita. Suele presentarse asociada al
basalto del cual procedería por diferenciación magmática.
Rocas piroclásticas: Son agregados de fragmentos de lava solidificada cementa-
dos o no. Si los fragmentos son grandes, tenemos las bombas volcánicas (montaña del
Mago en La Palma, Barranco del Aguila en La Gomera); sin son pequeños, es el lapilli,
y si son arenosos, la puzolana. Se pueden consolidar (tobas volcánicas) y depositar en
capas (Volcán Guenia en Lanzarote y Teide en Tenerife). Se explotan canteras ("rofe-
ros") para obtener gravilla (recubren con ella los campos de cultivo para absorber el
agua de lluvia y rocío, y evitar así la evaporación masiva del agua).
3.1.3. Filonianas.
Cuando los magmas formados en las profundidades de la corteza, ascienden hacia
zonas superficiales, aprovechando las fracturas o fallas producidas por tensión y se con-
solidan como rocas a lo largo de estas grietas, dan lugar a la formación de rocas filonia-
nas. Por el modo de originarse, forman masas tabulares que atraviesan las rocas ocu-
pando cualquier posición. Estas masas tabulares se llaman diques y también filones, con
espesores muy variables. De entre las rocas filonianas destacamos:
Pórfidos: Son rocas con fenocristales (cristales grandes) leucocratos (color claro)
de cuarzo y feldespatos, y una pasta formada por infinidad de diminutos cristales de
estos mismos componentes y de minerales ferromagnesianos. Existen pórfidos cuya
composición sea análoga a la de cualquier roca plutónica, pero los más abundantes son
los de tipo ácido e intermedio: pórfidos graníticos llamados cuarcíferos, pórfidos sieni-
ticos, y pórfidos dioríticos. Son rocas muy duras empleadas en la construcción, adoqui-
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nado y ornamentales. En la Península abundan en Toledo y Avila. A veces llevan aso-
ciados minerales de interés económico (turmalina, uranita, monacita, topacio, berilo,
etc). Cuando estos minerales asociados se presentan en cristales de gran tamaño, la roca
es una Pegmatita cuya composición suele ser igual a la del granito.
Aplitas: Estas rocas son parecidas a los granitos aunque de grano muy fino pues
todos sus cristales son muy pequeños y presentan coloración más clara. Están formadas
por un agregado de cristales irregulares de cuarzo, ortosa y plagioclasas.
Pegmatitas, Son rocas de composición análoga a las aplitas, pero diferenciadas de
ellas por su textura. Están constituidas por cristales grandes de cuarzo y feldespato. En
estas rocas pueden encontrarse otros minerales como turmalina, topacio y berilo o mi-
nerales radiactivos como uranita y monacita.
3.1.4. Yacimientos minerales relacionados con las rocas ígneas.
Neumatolíticos: Materiales arrastrados por los fluidos que escapan del magma al
solidificarse. Las rocas que se forman (pegmatitas) suelen ir acompañadas de wolfra-
mita y casiterita en la parte occidental de la Península, a ambos lados de la frontera
portuguesa. Las magnetitas y oligistos del Sur de Badajoz son materiales de esta natu-
raleza que han sufrido piro-metasomatosis, consistente en una modificación por el calor
con el cambio de una sustancia en otra.
Hidrotermales: Son rocas producidas por el depósito en una grieta o cavidad de
material aportado por una solución hidrotermal. Son de este tipo los de galena argentífe-
ra de Linares y La Carolina (Jaén).
Si existen reacciones químicas entre la solución hidrotermal y la roca encajante
con producción de nuevos materiales, hablamos de yacimiento metasomático de origen
hidrotermal. A este tipo corresponden las blendas de Reocin (Santander), la siderita y
limonita (Bilbao), ambos en calizas cretácicas; los de cinabrio de Almadén (Ciudad Re-
al) en cuarcitas del Ordovícico (periodo de la era paleozoica comprendido entre el cám-
brico y el silúrico), considerado el más rico del mundo, oligisto en Gaudix (Granada).
Efusivos: Un caso especial lo constituyen los yacimientos minerales de Río Tinto
(Huelva), donde las famosas minas de cobre están formadas por pirita y calcopirita entre
potentes formaciones de toba volcánica y riolita y dacita. Su génesis es el resultado de
fumarolas submarinas del Carbonífero (era paleozoica entre los periodos devónico y
pérmico).
Los yacimientos minerales de Cartagena son hidrotermales dispuestos en torno a
los focos volcánicos (pirita, calcopirita, galena y blenda).
Uranio: En España los minerales de uranio se sitúan en el área hercínica, asocia-
dos a granito o a pizarras paleozoicas. Pueden ser: (a) Pegmatíticos (Sierra de Albarrana
en Córdoba). (b) Filonianos (Monasterio en Badajoz, Valdemascaño en Salamanca, Los
Ratones en Cáceres, Cazorla en Jaén, etc.). (c) Secundarios (Elipa en Zaragoza). (d)
Sedimentarios (Paracuellos del Jarama en Madrid).
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3.2. Metamórficas.
Se llama metamorfismo a las modificaciones en la composición de las rocas como
consecuencia de cambios de presión y temperatura en las profundidades de la corteza
terrestre. Cuando se depositan en un geosinclinal grandes espesores de rocas sedimenta-
rias, por el proceso general de subsidencia pueden alcanzar profundidades grandes en la
corteza, donde son sometidas a considerables presiones y altas temperaturas que las
metamorfizan. Las zonas profundas de los geosinclinales afloran en la parte central de
los macizos montañosos y se ponen al descubierto por la erosión.
Las rocas metamórficas son muy variadas porque existen gran cantidad de rocas
sedimentarias, volcánicas y plutónicas que sufre metamorfismo en diverso grado, sin
embargo las más frecuentes en la Península Ibérica son:
Pizarras: Estas rocas proceden de un metamorfismo poco intenso conservando los
fósiles y la composición de la roca original (arcillosas, carbonatadas, etc). Contienen
laminillas de clorita y moscovita. En las pizarras bituminosas se pueden destilar hidro-
carburos (Puertollano en Ciudad Real). Las pizarras "tegulares" de marcada exfoliación
laminar (Filitas) y color negro brillante son las empleadas para cubrir tejados.
Esquistos: Presentan brillo satinado al hacerse visibles las laminillas de moscovita
y clorita por un metamorfismo más intenso. Los restos orgánicos de las pizarras, se han
transformado en grafito (presentes en la zona Axial del Pirineo). El cambio de pizarra a
esquistos es insensible y con frecuencia es difícil establecer un límite entre ambas rocas.
Micacitas: Por una mayor presión y temperatura, la clorita se transforma en biotita
(mica negra) por lo que la roca sólo contiene mica y presenta un aspecto bastante pare-
cido a los esquistos, (presentes en el Escorial, Madrid).
Gneis: Un metamorfismo mayor transforma la moscovita en ortosa dando lugar a
una roca con feldespatos llamada gneis. Contienen cuarzo. Son, pues, de composición
similar al granito, pero con estructura en láminas. Cuando los cristales de ortosa son
grandes y oblongos, el gneis se denomina glandular o amigdaloide (presentes en la Sie-
rra de Guadarrama, Madrid y Segovia).
Granito de Anatexia: Es un granito producido por fusión total de rocas metamór-
ficas. Se distingue por conservar restos de la estratificación propia de la roca de origen
(Puerto de la Cabrera en Madrid). Si la fusión es parcial se forman Migmatitas.
Otras rocas metamórficas. A partir de calizas y dolomías se forma Mármol (utili-
zado en la construcción y como elemento ornamental) y a partir de detritos cuarzosos se
forma Cuarcita muy dura.
3.3. Sedimentarias.
Cuando los productos de la erosión son abandonados por los medios de transporte,
como el agua, el aire o el hielo, se depositan por gravedad originando depósitos en fo r-
ma de mantos o capas horizontales llamados sedimentos. Estos materiales pierden el
contacto directo con la hidrosfera o atmósfera al ir siendo progresivamente enterrados
por nuevas capas de sedimentos y forman las rocas sedimentarias. Los materiales sedi-
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mentarios forman un agregado suelto en el que quedan muchos espacios vacíos ocupa-
dos en general por agua. Al quedar cubiertos por nuevos sedimentos las condiciones
físico-químicas se alteran originándose transformaciones en los minerales y formación
de nuevos compuestos. De las presentes en la Península Ibérica destacamos:
3.3.1. Detríticas.
Formadas por acumulación de fragmentos de rocas (clastos) preexistentes, no alte-
radas químicamente o con alteración parcial que experimentan una cementación de los
fragmentos sueltos. Según el tamaño de los clastos se pueden distinguir:
(a) Conglomerados. Rocas formadas por fragmentos de gran tamaño, entre las que
podemos distinguir las pudingas (clastos redondeados) o brechas (clastos angulosos).
Las primeras de origen fluvial o costero; las segundas de arroyada, acantilados y glacia-
res. Se usan en construcción. Si los clastos no están cementados, se forman las gravas
(hormigón).
(b) Areniscas: Consolidación de arenas y arcillas. Las ortocuarcitas contienen ca-
si exclusivamente sílice. Las grauvacas son oscuras y de origen marino, sin cemento.
Las arcosas son rosadas o grises con poco cemento. Las areniscas rojas (óxidos de Fe)
son típicas de las eras Primaria y Secundaria. Se han empleado en construcción y como
piedras de moler. Las arenas (sin cemento) se utilizan en la industria del vidrio.
(c) Arcillosas: Los llamados minerales de arcilla son silicatos alumínicos hidrata-
dos resultantes de la hidrólisis de los feldespatos, principalmente el caolín, illita y la
montmorillonita. Son rocas detríticas de grano muy fino. Son capaces de absorber can-
tidades variables de agua volviéndose plásticos. Si poseen óxidos de hierro tenemos
lateritas de las que se extrae la bauxita para la obtención de aluminio. Se emplean en
cerámica y las rocas ricas en caolín se utilizan para la fabricación de porcelanas.
Arenas y gravas se utilizan, en cantidades impresionantes, en la industria de la
construcción para la elaboración del hormigón, ya que éste contiene del 80 al 85% de
carga inerte. No deben utilizarse arenas o gravas cualesquiera pues deben ser de rocas y
minerales que no reaccionen con el cemento pues éste al fraguar produce hidróxidos
alcalinos y de calcio que atacan los minerales. Los cuarzos, feldespatos y calizas puras
tienen poca reactividad con el cemento y por ello éstos son los materiales de preferen-
cia, frente a otros materiales no apropiados como sílice, calizas silíceas y rocas volcáni-
cas que reaccionan con los hidróxidos alcalinos del cemento, perdiendo resistencia.
3.3.2. Silíceas.
Su componente principal es la sílice procedente de la precipitación fisico-química
de la disolución coloidal de rocas ígneas o por precipitación biológica. Las primeras
forman el sílex, calcedonia, ópalo (utilizado en ornamentación). Las segundas forman
trípoli, diatomita, radiolarita, jaspe, (utilizados en la fabricación de dinamita y en orna-
mentación).
3.3.3. Carbonatadas.
Son rocas compuestas de CaCO3 con más o menos MgCO3, es decir, formadas por
caliza o dolomita. Son extraordinariamente abundantes en las series sedimentarias y
constituyen un porcentaje considerable de los sedimentos. Las calizas, las más impor-
tantes, proceden de la precipitación del calcio y del dióxido de carbono que existe en
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disolución en las aguas continentales u oceánicas. El calcio a su vez, procede de la alte-
ración de los minerales de las rocas plutónicas o de la disolución de rocas calcáreas de
una época anterior.
Pueden ser Detríticas, de calizas preexistentes, como son las calizas oolíticas, pi-
solíticas, litográficas, margas (intermedias entre caliza y arcilla “cemento de Portland”);
Químicas producidas por precipitación química de compuestos insolubles como: traver-
tinos, tobas, caliches, etc; Bioquímicas, producidas por precipitación por seres vivos;
Organógenas, producidas por acumulación de restos de seres vivos como: conchíferas
(lumaquelas, coquinas), encrinitas, creta, nummuliticas, coralinas, etc. y Dolomías for-
madas por sustitución del calcio por Mg, éstas son las más recientes y constituyen relie-
ves fuertes.
Las calizas se emplean profusamente para la construcción, para la obtención de
cal viva, fabricación de cementos, como material de ornamentación (en el comercio se
les denomina impropiamente como mármol).
3.3.4. Salinas o evaporitas.
Las rocas más importantes de este tipo son: el yeso, sulfato cálcico hidratado, usa-
do extensamente en la construcción, la halita o sal gema, cloruro de sodio NaCl, cuya
utilidad es de sobra conocidapor todos, la silvina o cloruro de potasio KCl y la carna-
lita o cloruro doble de potasio y magnesio KCl.MgCl2.6H2O, ambos aparecen juntos en
los yacimientos originados por las grandes evaporaciones, como los de la cuenca potási-
ca catalana de Suris-Cardona; y los nitratos utilizados fundamentalmente como abonos
y fertilizantes.
3.3.5. Fosfatadas. Ferruginosas. Carbonosas.
Fosfatadas. Los fosfatos primarios, como el apatito, se encuentran asociados a ro-
cas eruptivas y son escasos en la Naturaleza. Las rocas fosfatadas generalmente calizas
o areniscas, de origen sedimentario, son frecuentes en determinadas regiones y constitu-
yen yacimientos de fosfatos de interés industrial. Destacamos la fosforita, fosfato natu-
ral de calcio, variedad coloidal o microcristalina del apatito, común en yacimientos de
Bélmez y Cáceres. También mencionaremos los yacimientos del antiguo Sahara espa-
ñol.
Ferruginosas. El hierro, elemento muy abundante, está presente generalmente en
forma de óxidos dando coloraciones amarillentas, rojizas, pardas o verdes en muchas
rocas sedimentarias. Cualquier mineral de hierro, en presencia de agua y de oxígeno
atmosférico se oxida dando lugar a la formación de limonita, Fe(OH)3 en ambientes
templados y de hematites, Fe2O3 en climas tropicales y subtropicales de elevadas tempe-
raturas y alta humedad. El hierro incorporado a las rocas sedimentarias, da lugar a rocas
ferruginosas (limonita, oligisto, siderita y piritas) que en ocasiones tienen una riqueza
en óxidos de hierro superior al 50% constituyendo menas de hierro muy apreciadas. Los
yacimientos de hierro españoles localizados en León, Asturias y Galicia son de origen
sedimentario
Carbonosas. Son muchas las rocas sedimentarias con componentes de los seres
vivos cuyos restos mineralizados se incorporan como materiales sedimentarios a las
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rocas detríticas, originando las lumaquelas, las diatomitas y la creta. Las rocas propia-
mente orgánicas o carbonosas, son aquellas en cuya formación han intervenido direc-
tamente seres vivos, animales o vegetales, y formadas por su misma materia orgánica
que ha sufrido considerables transformaciones en ambientes normalmente anaerobios.
En esta categoría mencionaremos los carbones y el petróleo.
Hulla: Se originó en el Carbonífero y Pérmico a partir de bosques de helechos y
contiene un 80% de carbono. Se presenta en una secuencia estratiforme característica o
ciclotema (conglomerado, arenisca, pizarra, carbón, conglomerado). En España las
cuencas hulleras más importantes se encuentran en Asturias, León y Palencia, Puerto-
llano (Ciudad Real), Peñarroya-Bélmez (Córdoba) y en los Pirineos.
Lignito: Se originaron en el Cretácico a partir igualmente de bosques de coníferas
y con un contenido del 75% de carbono. El azabache es la variedad negra compacta y se
utiliza en joyería. En España los depósitos de lignito se sitúan en Teruel, Lérida y La
Coruña.
Petróleo: Es un líquido oleaginoso, menos denso que el agua de coloración oscura
y olor acre. Se encuentra impregnando rocas sedimentarias de gran porosidad a presión
muy alta, por lo que tiende a subir cuando se produce una perforación. Es una mezcla de
hidrocarburos muy variados tanto saturados como no saturados, cíclicos o aromáticos,
algunos de ellos de gran complejidad. Fue originado por la degradación anaeróbica de
restos orgánicos animales y vegetales, producida por ciertas bacterias.
4. GEOMORFOLOGÍA. EL MODELADO DEL RELIEVE
La Geomorfología es la ciencia geológica que estudia el relieve de la superficie te-
rrestre desde el punto de vista de sus mecanismos genéticos, las condiciones en que és-
tos se ejercen, los agentes externos que los determinan y las formas topográficas que de
ellos resultan. De esta forma, las acciones erosivas que originan el relieve constituyen
manifestaciones de la dinámica superficial de la litosfera a lo que llamamos Geodinámi-
ca Externa.
De entre los agentes erosivos que intervienen en el moldeado del relieve hemos de
destacar las condiciones atmosféricas y entre ellas la formación de nubes y las precip i-
taciones consiguientes son el principal fenómeno atmosférico y está vinculado a la cir-
culación general del aire producida, a su vez, por el aporte de energía solar. Esta ene r-
gía, transformada en energía potencial, es empleada para modelar el paisaje, con el con-
siguiente transporte de materiales hasta las cuencas sedimentarias. Otros procesos más o
menos relacionados con el anterior que contribuyen al modelado del paisaje, son el
viento producido por gradientes de presión, movimientos en masa terrestres por grave-
dad, alteración mecánica y química.
Los agentes del modelado del relieve terrestre, por lo tanto, vienen más o menos
condicionados por el clima. Por ello muchos geomorfólogos, especialmente los de la
llamada escuela francesa, han enfocado el análisis del paisaje desde este punto de vista,
estableciendo los Sistemas Morfoclimáticos: Templado-húmedo, Periglaciar, Glaciar,
Árido-subárido, Intertropical o Ecuatorial.
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Cada sistema morfoclimático presenta un agente dominante. Así el sistema Tem-
plado-húmedo es el dominio de los ríos; el sistema Árido-subárido es el dominio del
viento, el sistema Glaciar es el dominio de los glaciares, y el Periglaciar es el del hielo-
deshielo. Otros agentes, sin embargo, se manifiestan en cualquier ambiente climático,
por ejemplo, los fenómenos de ladera. También existen paisajes condicionados por los
rasgos litológicos y estructurales de la zona o por la tectónica y otros procesos internos.
En resumen, la geomorfología puede enfocarse por los:
- Agentes erosivos (agua, viento..) y se llamará Geomorfología Fenomenológica
- Factores (litología, estructuras..) y se llamará Geomorfología Factorial
- Climatología y se llamará Geomorfología Climática
- Historia y se llamará Geomorfología Histórica.
Analizaremos a continuación la acción de los agentes del modelado, comenzando
por los Azonales o sea, independientes del clima, y terminando por los Zonales, que son
los vinculados al clima.
4.1. Meteorización
La meteorización consiste en la disgregación mecánica o química de las rocas en
el seno de la atmósfera. Es la etapa inicial en el modelado del relieve o erosión. Puede
producirse por pérdida de carga lo que da lugar a la expansión del material que hace
que los granos se separen y la roca se vuelva permeable, o por reacción química entre
componentes de las rocas, el agua y la atmósfera, o por diferencias de temperatura en
climas extremados, o por la acción del hielo-deshielo en grietas que dan lugar a disgre-
gaciones, o por la acción de los seres vivos dando lugar a los suelos.
4.1.1. Meteorización mecánica.
Toda roca que llega a la superficie terrestre escapa de la compresión de otras rocas
suprayacentes. Esta relajación facilita la apertura de fisuras (rocas cuarteadas). En ellas
el agua al helarse (en ambientes periglaciares, sobre todo) ejerce presiones que arranca
lajas rocosas. Son los canchales o pedreras. El proceso se denomina gelifracción. En
los climas cálidos, la alternancia entre el calentamiento diurno y el enfriamiento noctur-
no es el factor determinante de la disgregación rocosa. Los seres vivos colaboran a estas
acciones por la actuación sobre todo de las raíces de las plantas.
4.1.2. Meteorización química.
Por ella ciertos minerales se transforman en otros o desaparecen por disolución.
Se han descrito 5 reacciones, en todas ellas interviene el agua, por lo que esta meteori-
zación sólo opera de manera significativa en climas húmedos.
1ª reacción: Hidrólisis: Se debe a la acción del agua disociada que provoca en la
roca un cambio químico profundo del mineral. Afecta en especial a los feldespatos con-
virtiéndolos en arcilla ordinaria o caolín, por lo que el fenómenose llama caolinización.
Los granitos se disgregan en cuarzo, micas, feldespato sin alterar, arcilla pura (caolín) y
otras arcillas. Como ejemplo pondremos la más común que es la hidrólisis de la ortosa:
2AlKSi3O8 + 2H2O → Al2Si2O5(OH)4 + K2O + 4SiO2
 ortosa Caolinita potasa sílice
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En realidad, en el granito, la hidrólisis de la ortosa está combinada con una carbo-
natación simultánea, como se indica a continuación:
2AlKSi3O8 + 2H2O + CO2 → Al2Si2O5(OH)4 + K2CO3 + 4SiO2
ortosa caolinita carbonato soluble
Estas hidrólisis operan, fundamentalmente sobre roca granítica produciendo un
material arenoso o Lehn.
2ª reacción: Carbonatación: El agua de lluvia cargada de CO2 en disolución pro-
voca el desmoronamiento de la red cristalina de las rocas. La calcita, que es el principal
mineral de las calizas, es poco soluble en agua, pero en presencia de agua con CO2 (la
mayor parte del CO2 procede de los microorganismos y del suelo) sufre un ataque quí-
mico y las calizas se disuelven:
CO2 + H2O → H2CO2 → HCO3− + H+
CaCO3 + HCO3− ←→ Ca(HCO3)2 ←→ Ca+2 + 2HCO3−
El ion bicarbonato actúa también sobre silicatos:
Mg2SiO4 + HCO3− → Mg(HCO3)2 + SiO2
 o1ivino (soluble) sílice
3ª reacción: Disolución: Las sales muy solubles, generalmente cloruros (halita,
NaCl y silvina, KCl) se disuelven por el agua subterránea en profundidad. El agua reali-
za esta operación de disolución, sin descomponerse totalmente, actuando sin disociar,
como elemento de transporte de sustancias en estado iónico. Si la circulación del agua
es lateral provoca el lavado de las sales y sustancias disueltas pero si la circulación del
agua es vertical, puede transportar sales hacia el fondo o hacia la superficie, que por
evaporación posterior del agua precipitan las sales formando costrones de sal y costro-
nes de cal o caliche.
4ª reacción: Hidratación: Es la incorporación de agua a las redes cristalinas pro-
duciendo un aumento de volumen; esto ocurre, por ejemplo, en las arcillas expansivas
como las que tienen montmorillonita.
5ª reacción: Oxidación: Hace que los minerales y rocas sean más deleznables su-
friendo estos procesos, fundamentalmente los minerales de hierro, que al combinarse
con el vapor de agua de la atmósfera, produce hidróxidos:
el oligisto FeO se oxida 2FeO + O2 → Fe2O3
y por hidratación pasa a hematites parda: Fe2O3 + 3H2O → 2Fe(OH)3
lo que produce un cambio de color en los suelos volviéndose pardos y amarillentos
En todo caso, el resultado final depende del pH del agua, y éste depende del cli-
ma. En climas cálidos, el agua es básica, facilitando la solubilidad de la sílice, dejando
suelos ricos en óxidos e hidróxidos (Lateritización). En climas más frescos el agua es
ácida, la sílice no es soluble y se acumula como granos en una matriz arcillosa (Areniti-
zación).
4.2. Fenómenos de Ladera.
Son, junto a los ríos, los procesos erosivos más ampliamente repartidos. Obedecen
a la fuerza de la gravedad como los ríos y glaciares, constituyendo con ellos los movi-
mientos en masa.
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1. Coladas de barro y avalanchas: Propia de materiales arcillosos saturados de
agua, que se comportan como un fluido viscoso, cuyo movimiento se inicia por una vi-
bración brusca (terremoto, caída de un bloque rocoso, etc). Un ejemplo reciente es la
catástrofe del Nevado del Ruiz en Colombia. La avalancha es propia de zonas montaño-
sas pues el flujo es seco y de granulometría variable.
2. Deslizamientos: Se produce cuando el esfuerzo de cizallamiento supera el valor
del esfuerzo de rozamiento, por lo tanto a mayor pendiente mayor frecuencia de desli-
zamientos. El agua los favorece por aumentar el peso de la masa potencialmente desli-
zante y por disminuir el coeficiente de rozamiento.
El deslizamiento puede ser traslacional o rotacional según se produzca sobre una
superficie plana o cóncava y puede ser cohesivo o incoherente según conserve la es-
tructura original o no.
3. Reptación y solifluxión: La reptación es la forma de remoción en masa más
lenta. El material que se desliza puede ser roca o fragmentos. La velocidad es mayor en
la superficie que en profundidad, por lo que no hay erosión de fondo. El movimiento de
reptación es tan lento que a veces sólo se puede deducir por la curvatura de los troncos
viejos y postes, que en profundidad, están sujetos al terreno fijo. La solifluxión es la
combinación de la reptación y del flujo en suelos saturados con agua. La roca empapada
de agua, pesa más y su movimiento es algo más
rápido y se produce en rocas porosas de zonas
periglaciares donde, en verano queda el suelo
congelado en profundidad y en superficie, los
fragmentos fluyen cuesta abajo en movimientos
giratorios. El material se desploma en forma de
escalones limitados por escarpes arqueados.
(fig.1)
 
 FIG. 1
4. Desprendimientos: Se deben a la caída brusca de grandes cantidades de mate-
riales, debido a que la pendiente del terreno sobre el que se desliza, es muy acusada. Es
particularmente activo en zonas periglaciares donde la gelifracción facilita el despren-
dimiento.
4.3. Ríos.
Los cursos estables de agua circulan por los puntos más bajos del relieve (redes de
drenaje). Las áreas situadas entre las zonas más altas del relieve a un lado y otro del río
son los interfluvios, cuyos puntos culminantes son las divisorias de aguas. Todas las
superficies cuyas aguas vierten a un mismo río forman su cuenca hidrográfica.
Una proyección de la altura de todos los puntos del cauce de un río forman el per-
fil longitudinal cuyo punto más bajo es el nivel de base. En cualquier otro punto, el río
intenta excavar para alcanzarlo, pero no lo conseguirá pues parte de su energía cinética
se emplea en vencer el rozamiento. Se llega así al perfil de equilibrio del río, que suele
tener forma cóncava, alterada por las características litológicas de las rocas del cauce.
También la forma de las redes de drenaje dan información de la estructuración del sub-
suelo.
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En la fig.2, los per-
files señalados como L-1
y L-2 representan dos
ciclos sucesivos de ero-
sión, cuando el nivel de
base desciende de 1 a 2.
Los perfiles de equilibrio
en cada una de estas fa-
ses están señalados por
P.E.1 y P.E.2.
 FIG. 2
El agua de lluvia que llega a la Tierra puede quedar una parte retenida como hu-
medad, otra se infiltra en el interior de la corteza (aguas subterráneas) y el resto corre en
superficie, al principio como arroyada difusa y luego como cursos de agua. La cantidad
de agua que circula por una sección en la unidad de tiempo es el caudal. Caudal y velo-
cidad (máxima en el centro de la corriente) son los factores que determinan la carga,
capacidad y competencia que, a su vez; condicionan la erosión, transporte y sedimenta-
ción de una corriente fluvial.
La carga es la cantidad de sedimentos transportados en disolución, suspensión y
arrastre. La capacidad es la cantidad máxima de carga que podría llevar. La competen-
cia es el tamaño máximo de una partícula que permite que la corriente la separe del fon-
do del cauce.
- Cuando carga > capacidad → sedimentación.
- Cuando carga < capacidad → capacidad de erosión.
- Cuando carga = capacidad → transporte.
Las formas erosivas que un río produce se diferencian en los tres tramos siguien-
tes:
1. Curso alto o cabecera, de gran pendiente por lo que tiene una gran energía po-
tencial que determina una erosiónremontante que puede producir captura; unos valles
de perfil transversal en V (fig.3, A y B). En los torrentes son típicos los conos de deyec-
ción de sedimentos heterogéneos.
2. Curso medio: El río deposita y excava, alternativamente sus propios acarreos,
determinando las llanuras aluviales que sólo son ocupadas por las aguas durante las
avenidas (llanuras de inundación) generando los valles en artesa (fig.3 D). Estas llanuras
se deben al curso
divagante del río
que forma mean-
dros, Se produce
erosión lateral en
la cara cóncava y
depósito semilu-
nar en la conve-
xa, como resulta-
do de la diferen-
cia de velocidad
(Fig.3 E).
 FIG. 3
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La estructura y formación de un meandro en
el curso de un río se ilustra claramente en la fig.4.
Un fenómeno típico de estas llanuras es la
formación de terrazas debidas al encajamiento del
río en sus propios sedimentos. Cuando la actividad
erosiva es mayor que la de sedimentación se forman 
FIG. 4 MEANDRO
terrazas escalonadas. Si sucede lo contrario, las terrazas serán encajadas (fig.5). Las
terrazas se deben a la alternancia de avenidas y estiajes debidos a las crisis climáticas
que ocurren a nivel global o sólo regional.
 
 FIG. 5 TERRAZA ESCALONADA TERRAZA ENCAJADA
3. Curso bajo. En el curso bajo, un río pierde su acción erosiva y sus cauces di-
vergentes discurren por amplios valles que en momentos de avenidas fuertes, se inundan
en grandes extensiones y predomina la sedimentación que en la desembocadura en el
mar tiende a la formación de deltas o estuarios y rías, pero estos fenómenos son mixtos,
es decir, costero-fluvial (de influencias marinas y fluviales), por ejemplo el Amazonas
no forma delta pues sus depósitos son barridos por las corrientes litorales marinas.
4.4. Glaciares.
En latitudes templadas, donde existen montañas por encima del nivel local de nie-
ves perpetuas, se producen acumulaciones de nieve, llamados glaciares. La nieve ejerce
presión sobre las capas mas profundas de la propia nieve que se transforman en hielo.
Estas masas de hielo o glaciares presentan una zona de acumulación y otra zona de
ablación. Desde la primera, se produce un flujo constante de hielo hacia la segunda.
Este deslizamiento es debido a las mismas causas vistas para los deslizamientos. Las ve-
locidades de las partes del hielo son máxi-
mas en el centro y en la superficie de la
lengua del glaciar ya que en el fondo y en
las paredes laterales existe una considerable
fricción con las rocas del cauce. Las dife-
rencias de velocidad en superficie origina
tensiones internas que producen grietas
diagonales (crevasses). También se produ-
cen grietas cuando existe un cambio brusco
de pendiente en el descenso.
 
 FIG. 6
 
 FIG. 7
La acción erosiva es de abrasión por roce
y arranque de fragmentos del sustrato, que son
transportados (morrenas) en el fondo, laterales,
centrales o frontalmente. La abrasión produce
arañazos o estrías tanto en el fondo como en las
paredes del valle que tiene forma de U, en el
que se observan hombreras que marcan el má-
ximo de hielo. La abrasión también pule las
rocas del sustrato dando formas aborregadas.
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Existen diversos tipos de glaciares: casquete, alpino (circo, lengua y zona de abla-
ción), pirenaicos (sin lengua), de llanura, etc. Cuando un glaciar sufre un proceso de
regresión, por elevación de temperatura o disminución de las precipitaciones, al desapa-
recer la lengua, deja aguas arriba una serie de morrenas frontales escalonadas, que pue-
den actuar como cierre provisional de las aguas del torrente glacial, formando lagunas
circulares como los ibones de los Pirineos y drumlins.
4.5. Viento.
El viento, por sí mismo, es incapaz de producir desgaste y erosión en las rocas con
las que tropieza, sin embargo, debido a la velocidad con que sopla arrastra partículas
sólidas de polvo o arena levantadas del suelo que producen un desgaste continuo sobre
las rocas con las que chocan. Los materiales arrebatados del suelo por el viento alcanza-
rán alturas máximas en la atmósfera que dependerán del tamaño de las partículas. Me-
nor altura cuanto más gruesas sean las partículas. El polvo puede formar nubes que
permanece en suspensión largo tiempo pero las arenas se remontan pocos metros del
suelo volviendo a caer seguidamente.
Este viento erosivo actúa en zonas árido-subárida con materiales sueltos, sin hu-
medad y escasa cubierta vegetal. El viento transporta las partículas por saltación, recta-
ción y suspensión, según su tamaño y densidad. Saltación supone desplazamiento a
saltos más o menos largos, según tamaño de las partículas. Rectación supone desplaza-
miento por arrastre de otros granos que caen y golpean. Supensión supone desplaza-
miento a largas distancias de granos finos con periodos largos de permanencia en el
aire.
Las acciones predominantes del viento en el modelado de relieve son las formas
de sedimentación o dunas, siendo las más típicas las de forma de media luna o barjanas.
La duna tiene una pendiente sua-
ve del lado de barlovento (fig.8)
por donde ascienden los grano de
arena impulsados por el viento y
otra pendiente más abrupta del
lado de sotavento donde la arena
 
 FIG. 8
cae por su propio peso en un declive pronunciado. Cuando el viento es violento la parte
transversal es erosionada formándose dunas longitudinales. Si es más débil se acumulan
barjanas que sueldan sus brazos formando dunas transversales. Con viento cambiante se
forman dunas piramidales o rhourds. Otras formas son las dunas trepadoras, dunas de
caída, de eco, etc.
FIG. 9. ESQUEMA GENERAL DE UN DESIERTO
El desierto es el tipo de relieve donde el viento es el facto predominante de ero-
sión y modelado. Un esquema general del desierto se representa en la figura 9, donde se
ilustran los campos de dunas, denominados erg. La deflación o arrastre de las partículas
más finas deja el terreno pavimentoso o pedregoso, reg, y los materiales más finos de-
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positados posteriormente constituyen los loess. Los loess pueden tener esta procedencia
o más frecuentemente son de origen periglacial.
5. MORFOLOGÍA LITOLÓGICA
La morfología litológica trata de los paisajes en función de las rocas dominantes
en una región. Así, podemos hablas de la España granítica o silícea, de la España caliza,
la España arcillosa, etc. Los rasgos comunes del paisaje que parecen repetirse de un
lugar a otro, son debidos a la presencia de un determinado tipo de roca. Veamos algún
ejemplo.
Paisajes graníticos. La alteración de los paisajes graníticos en zonas templadas se
llama arenización. Los macizos graníticos están afectados por un sistema de diaclasas o
fracturas ortogonales que afectan a las masas graníticas en profundidad dividiéndolas en
bloques paralelepipédicos. Por estas líneas de diaclasas el agua provoca alteración in-
completa de los feldespatos transformándolos en arcilla pura (caolín) que son lavadas
por las aguas y dejan un residuo arenoso de granos de cuarzo, mica y feldespatos sin
alterar. La lluvia lava los productos de la arenización y deja las piedras caballeras o
torres, que forman grupos de piedras en equilibrio inestable. Si el equilibrio se rompe,
se forma el caos de bolas que en España se conoce como berrocales (Sistema Central,
Sierra Morena, etc.) con formaciones de pináculos, lomos de ballena, lanchares.
La alteración de los paisajes graníticos en zonas tropicales húmedas se llama late-rización. El agua tibia ataca a la sílice y provoca una alteración más completa de los
feldespatos graníticos dando una zona de alteración de decenas de metros de espesor
que contiene horizontes de estructura diversificada.
Paisajes kársticos: Se producen sobre roca carbonatada (calizas) que por ser rocas
coherentes dejan pocos residuos de alteración ya que la erosión se produce fundamen-
talmente por disolución. Se encuentra fisuradas por un sistema de diaclasas y el agua de
lluvia penetra hasta alcanzar el nivel de base formando una corriente subterránea. El
sistema kárstico, cuyo nombre proviene de la región de la península de Istria (Yugosla-
via), se produce cuando la roca carbonatada (caliza y dolomía) es solubilizada por agua
rica en CO2 (meteorización), favorecido por la presión, que es importante en las fisuras
sumergidas por debajo del nivel freático. La disolución produce en el interior del maci-
zo carbonatado galerías y cavernas con estalactitas y estalagmitas (precipitación de car-
bonato cálcico al disminuir la presión en la gruta y desplazar el equilibrio hacia la pro-
ducción de CO2), sábanas, columnas, etc. A estas precipitaciones se les llama genérica-
mente Travertinos.
Estas formas interiores o endokárs-
ticas se deben al agua subterránea. En
ella se distingue una zona vadosa o de
circulación vertical, un nivel freático con
su zona de fluctuación y la zona freática
con todos los huecos inundados. La con-
fluencia de conductos verticales y hori-
zontales es la que determina la formación
de grutas y cavernas. (Fig.10).
 FIG. 10
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Estas formas endokársticas determinan el paisaje o formas exokársticas: lapiaz o
lenar (surcos y acanaladuras observables en el afloramiento rocoso), simas (conductos
verticales por donde se infiltra el agua hasta gran profundidad), dolinas, úvalas y poljes
(formas de hundimiento de cavidades subterráneas o de disolución de un conjunto de
fisuras, diferenciadas en orden creciente de su tamaño), hums (promontorios testigos del
antiguo Karst, que se observan en los poljes). El agua subterránea puede aflorar en de-
presiones (surgencias) y desaparecer en los ponors, formando valles en fondo de saco o
ciegos con paredes casi verticales.
El desarrollo del Karst depende del clima. En climas subáridos, de escasas preci-
pitaciones (ciudad encantada de Cuenca), la evolución es lenta, con depresiones por
hundimientos (torcales) y pináculos en forma de seta (mayor humedad en las partes ba-
jas). En los climas tropicales de intensas precipitaciones, la evolución es rápida por in-
tensa disolución (Karst en torres).
Karst en evaporitas: Este tipo de rocas son sales (generalmente cloruros y sulfatos
-yeso-) muy solubles en agua y con poca consistencia. Esto determina una evolución
muy rápida del endokarst por hundimiento, y la aparición de un paisaje ruinoso. Karst
de evaporitas encontramos en las cuencas del Ebro y Tajo, que causan graves problemas
a las construcciones civiles y a la agricultura (el regadío, en tanto que aporta agua, favo-
rece la evolución rápida de este Karst).
6. MORFOLOGÍA ESTRUCTURAL
Las condiciones estructurales del sustrato intervienen en el modelado del relieve,
tanto si son formas heredadas del pasado (pasivas), como si se deben a actividades tec-
tónicas simultáneas con el modelado (activas).
Pasivas. Si hay homogeneidad litológica, las fracturas y diaclasas representan los
puntos más fácilmente atacables y determinan, por ello, la geometría de las redes de
drenaje fluvial, glacial, y los puntos de excavación eólica. Cuando la litología es hetero-
génea, el modelado del paisaje va a depender de la disposición de los materiales.
a) Disposición horizontal: El úni-
co control procede de las fracturas del
terreno. A partir de ellas se erosionan
las capas blandas que por acuña-
miento pueden hacer desaparecer
parte de la capa dura, quedando así
relieves positivos con cimas planas
(superficies estructurales) que pueden
quedar aislados (cerros testigos). De
esta forma se obtienen paisajes vallo-
nados con fondos planos y escalones
topográficos. Es el relieve tabular. FIG. 11
b) Disposición inclinada: Se forman relieves monoclinales con valles rectilíneos
subsecuentes y asimétricos. Toda la zona puede drenar por un río principal que corra
perpendicular a las capas en el mismo sentido del buzamiento (consecuente C) o en
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sentido contrario (obsecuente O). Este tipo de relieve se denomina de cuestas o de
crestas, si el buzamiento es mayor. Las corrientes que nacen en el dorso de las cuestas,
pero que no estaban presentes ori-
ginariamente al formarse éstas co-
mo corrientes consecuentes, se de-
nominan corrientes resecuentes, R.
Van en la misma dirección que las
consecuentes pero terminan en el
dorso de la cuesta siendo de menor
recorrido, desembocando en cursos
de aguas subsecuentes, S. Fig, 12. 
FIG. 12
c) Disposición plegada: El drenaje suele ocurrir por el fondo del sinclinal dando
un relieve conforme. Si la erosión destruye las crestas anticlinales o charnelas, puede
producirse un relieve invertido (con sinclinales colgados).
7. EL SUELO
La meteorización de las rocas produce un manto de alteración o eluvión que cuan-
do es desplazado de su origen se denomina coluvión o regolito. Este sólo es escaso en
las zonas árido-subáridas por las lluvias torrenciales que arrastran estos depósitos. Sobre
el regolito y sobre depósitos recientes (terrazas fluviales) puede desarrollarse un suelo
que es el resultado de la dinámica física, química y biológica de estos materiales. Así se
origina una diferenciación vertical en niveles u horizontes.
La Edafología es una ciencia vinculada a la Geología, Biología y a la Agronomía,
que estudia el suelo, los procesos de formación, su composición y estructura y en gene-
ral, todo aquello que mejore su aprovechamiento, conservación y mejora. Llamamos
edafogénesis al proceso de formación de un suelo que, en esquema, lo describimos así:
- Disgregación mecánica de la roca madre.
- Alteración química del regolito producido.
- Instalación de seres vivos (vegetales, microorganismos, etc.) e incorporación de
sus restos, así como alteración química como consecuencia de su actividad vital.
- Mezcla de todos los productos con agua y aire intersticiales. Cuando estas accio-
nes tienen lugar sobre eluviones se produce un suelo autóctono y si sobre coelu-
viones, el suelo es alóctono.
7.1. Composición y Estructura.
En la composición del suelo, distinguimos tres fases:
Fase sólida.
- Inorgánica: Silicatos residuales (no alterados: mica, feldespatos, y sobre todo
cuarzo), silicatos de alteración (principalmente arcillosos: caolinita, montmorillonita,
illita), óxidos e hidróxidos de Fe y Al, clastos y granos poliminerales (representan pe-
queños fragmentos de la roca madre, poco o nada alterados), otros que son típicos de
cada tipo de suelo y/o de su grado de evolución (carbonatos, yeso y algunas sales como
cloruros y nitratos). Representan el esqueleto mineral del suelo.
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- Orgánica: Incluyen a los seres vivos y sus restos, deyecciones y productos meta-
bólicos, que, en combinación con los materiales arcillosos dan lugar a complejos coloi-
dales (órgano-minerales) de gran importancia. La materia orgánica sobre el suelo cons-
tituye el humus o mantillo, bruto o joven y elaborado en el que ya no se aprecian carac-
terísticas histológicas de los seres vivos de los que procede. Este humus es negro, rico
en derivados nitrogenados, hidrocarburos, celulosa, etc., en el que se encuentran ácidos
húmicos que determinan los suelos ácidos,básicos y neutros, según el pH, y la compo-
sición de la roca madre.
Fase liquida.
Es una disolución acuosa de sales (Na+, K+, Ca+2, Mg+2, Cl−, NO3−, SO4=. HCO3−,
y algunas sustancias orgánicas. Su importancia radica en ser el vehículo de transporte en
el sistema. Si la saturación es completa, no queda sitio para el aire y el ambiente es re-
ductor, siendo oxidante en el caso contrario.
Fase gaseosa.
Esta fase está formada, fundamentalmente por el aire que ocupa los poros e in-
tersticios, aunque es más rico en CO2 y más pobre en O2 que el aire atmosférico.
La Textura del suelo consiste en la distribución y proporción de los distintos ta-
maños de las partículas sólidas del suelo. Pueden ser finos (arcillas y limos), medios
(arenas) y gruesos (fragmentos rocosos). Un suelo es equilibrado cuando no predomina
ninguna de estas fracciones. Es importante determinar la permeabilidad y la capacidad
de retención de agua de un suelo. Los arcillosos retienen mucha agua pero son poco
permeables pues sus poros no están bien intercomunicados. Los arenosos son muy per-
meables pero no acumulan agua en su seno.
La estructura del suelo es función de la forma y tamaño de los agregados forma-
dos entre las partículas sólidas y el humus. Pueden ser laminares, granulares, columna-
res, priomáticos, angulosos, etc. Determinan la macroporosidad del suelo.
Se denomina perfil a la ordenación vertical de los horizontes de un suelo. Un
suelo completo o evolucionado, presenta tres horizontes fundamentales:
- Horizonte A o zona de lavado vertical o eluviación. Es el más superficial y en él
enraíza la vegetación herbácea. Es rico en humus elaborado (negro) y pobre en mate-
riales solubles (por lavado vertical). Suele distinguirse 3 subhorizontes: O de humus
bruto, A1 de humus elaborado, A2 con predominio de material mineral.
- Horizonte B o de precipitación o iluviación. Sin humus (más claro), en donde se
acumulan las sustancias lavadas del horizonte anterior. En él se desarrollan las costras
calcáreas (países áridos) y las corazas lateríticas (países tropicales).
- Horizonte C o subsuelo o material parental. Está formado por la roca madre más
o menos fragmentada y alterada, que se asienta sobre la roca madre in situ u horizonte D
(o R de otros autores), es decir, roca madre no meteorizada.
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7.2. Factores edafológicos.
Los factores edafológicos son los que condicionan tanto la formación del suelo
como su evolución posterior. Podemos destacar los siguientes factores:
1. Roca madre: Condiciona, sobre todo, la textura y por ello la permeabilidad y
porosidad del suelo. Tiene especial importancia en los climas áridos por el escaso desa-
rrollo del suelo y su estrecha relación, por ello, con la roca madre.
2. Tiempo: Los suelos maduros son los que están en equilibrio con las condiciones
ambientales del lugar. En cambio, los suelos jóvenes o brutos evolucionan en busca de
este equilibrio (climax). El tiempo necesario para formar un suelo maduro es variable.
Puede ser de varios miles de años, salvo en climas muy cálidos y húmedos y con roca
madre adecuada, que puede ser de unas cuantas decenas de años.
3. Topografía: Influye por los microclimas creados en torno al suelo (solana, um-
bría), diferencias de erosionalidad, posición del nivel freático. Esto determina la secuen-
ciación de suelos, catenas edáficas, desde la divisoria de los interfluvios a los valles.
4. Seres vivos: sobre todo la vegetación en sentido amplio, condiciona la morfolo-
gía y la química del suelo. Las plantas retienen el suelo evitando su erosionabilidad,
permiten el reciclaje de elementos solubles y son los principales integrantes del humus.
La microflora (hongos y bacterias) transforman el humus y fijan N2 atmosférico.
5. Clima: Es el principal factor edáfico interviniendo fundamentalmente por la
temperatura (a mayor temperatura las reacciones químicas son más rápidas y se produce
una mayor alteración de la roca madre) y por la humedad (el exceso de agua lava los
coloides y cationes metálicos de la parte superficial del suelo). La escasez de humedad
produce ascenso capilar con formación de costras calcáreas, nódulos de yeso, eflores-
cencias salinas, etc.
6. El hombre: Si bien los cambios climáticos pueden producir la destrucción de
los suelos maduros con las anteriores condiciones, es sin duda el hombre el principal
agente de la destrucción de los suelos que está produciendo problemas de desertización
en las zonas semiáridas. En España el 25% de su territorio está amenazado por este pro-
blema, sobre todo el Sureste (Murcia y Almería). La deforestación, el monocultivo, el
abandono de las tierras de labor, las roturaciones inadecuadas, el pastoreo abusivo, y,
sobre todo, los incendios forestales, causan esta destrucción, ayudados por el régimen
torrencial de lluvias.
Más que hablar de regeneración, conviene evitar esta destrucción con medidas que
ya las autoridades del MOPU (1980) presentaron como las más adecuadas, que consis-
ten en las siguientes actuaciones:
A. Repoblación forestal sobre todo en las cabeceras de ríos, torrentes y ramblas.
B. Alternancia de cultivos para evitar el agotamiento de su fertilidad.
C. Roturaciones perpendiculares a la línea de máxima pendiente.
D. Abancalamiento de laderas.
E. Regulación del pastoreo.
F. Control de la explotación de acuíferos y otros depósitos de agua.
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BIBLIOGRAFIA RECOMENDADA
ANGUITA y SERRANO. Procesos Geológicos Internos. Ediciones Rueda. 1991.
MADRID.
ANGUITA. Origen e historia de la Tierra. Edición Rueda. 1988. MADRID.
AUBOUIN-BROUSSE-LEHMAN. Tratado de Geología. Editorial Omega. 1980.
BARCELONA.
MELENDEZ y FUSTER. Geología. Editorial Paraninfo. 1977. MADRID.
STRAHLER. Geología física. Ediciones Omega. 1987. BARCELONA.
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Tratamiento Didáctico
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OBJETIVOS
Tomar contacto con la ciencia geológica iniciando su estudio con nuestro país, mos-
trando la diversidad de paisajes, climas, tierras y fenómenos que moldearon este territo-
rio, dentro del contexto de la orogeniis general del planeta.
Conocer la formación del relieve de la Penísula Ibérica, la constitución de sus rocas y
su paisaje como base para el estudio económico de los recursos de na naturaleza.
UBICACIÓN
Este tema puede ubicarse en el currículo general de Geología de 2º de bachillerato. A
un nivel de iniciación puede incluirse en los programas de las Ciencias de la Naturaleza
de 3º y 4º curso de E.S.O.
TEMPORALIZACION
La exposición del tema puede realizarse en 6 horas de clase excluidas las observa-
ciones de campo. Pueden dedicarse un día a excursiones para visitar paisajes debida-
mente escogidos relacionados con el tema y próximos al centro.
METODOLOGIA
Explicación ordenada, mediante esquemas y dibujos, de las diferentes partes del te-
ma, ayudándose con vídeos educativos adecuados y otros medios audiovisuales.
La exposición de las rocas presentes en el paisaje español supone una descriptiva
monótona que debe recogerse y exponerse mediante esquemas ordenados y si es posible
acompañada con alguna práctica de laboratorio.
CONTENIDOS MINIMOS
Partes principales del relieve español y su correcta ubicación.
Clases de rocas existentes en la naturaleza, Clasificación.
Ejemplos destacados de cada una de las rocas. Rocas de aprovechamiento industrial.
Utulización de las principales rocas.
Concepto de Geomorfología.
Concepto de Meteorización. Meteorización mecánica y química.
Efectos básicos de los ríos.
Efectos básicos de los glariares.
Efectos básicos del viento
El suelo y su importancia en la naturaleza.
Concepto de Edafología.MATERIALES Y RECURSOS DIDACTICOS
Apuntes de clase, que serán complementados con libros de consulta y revistas cientí-
ficas con artículos sobre Geología y Geofísica.
Transparencias para retroproyector sobre elementos gráficos del tema, dibujos sobre
paisajes, erosión, desiertos, fallas, volcanes, desfiladeros, cursos de ríos, etc.
Vídeos educativos de series sobre la naturaleza.
EVALUACIÓN
Ejercicio escrito con preguntas básicas relacionadas con el tema, descripción de ro-
cas, identificación en el paisaje de elementos naturales, preguntas relacionadas con las
visitas de campo realizadas para la observación in situ de elementos naturales, etc.
Prueba escrita de opción múltiple, con preguntas de varias respuestas.