1

Geodinámica externa. El modelado del relieve terrestre 1. El relieve. Los agentes que modelan la superficie terrestre 2. Meteorización 3. Acción de las aguas salvajes y de los torrentes 4. Acción geológica de los ríos 5. El modelado kárstico 6. El modelado costero 7. Los glaciares como agente geológico 8. La acción del viento

1. El relieve. Los agentes que modelan la superficie terrestre El relieve es el conjunto de las diferentes formas que se pueden observar en la superficie terrestre: montañas, valles, acantilados, playas, etc. No se trata de formas definitivas sino transitorias. Se modifican, lenta pero implacablemente por la acción de los agentes externos, por la dinámica externa del planeta. El relieve que vemos hoy en la superficie de nuestro planeta no es el mismo que existía hace unos miles de años. Ha cambiado por procesos que se desarrollan en períodos de tiempo muy cortos a escala geológica, pero imperceptibles en una vida humana. Los agentes externos son aquellos capaces de producir cambios sobre los materiales geológicos: el agua en sus tres estados (líquido, hielo y vapor), el viento, los cambios de temperatura, los gases atmosféricos y los seres vivos. Su acción produce las distintas formas del relieve que se observan en el entorno, mediante cuatro procesos: meteorización, erosión, transporte y sedimentación. Para que un agente externo actúe sobre las rocas y las altere, es necesaria una energía que lo impulse y mantenga en movimiento. Las fuentes de energía de los agentes externos son:

• La radiación solar, que actúa sobre la atmósfera y la hidrosfera, y origina el clima y los movimientos de las aguas marinas. • La atracción gravitatoria de la Luna y el Sol ocasiona las mareas. • La gravedad terrestre hace que los materiales de las zonas elevadas tiendan a desplazarse hacia las zonas más bajas.

La erosión es el desgaste de las rocas por la acción del agua, el viento, el hielo, o de las partículas que arrastran estos agentes. Asociado y simultáneo a la erosión, se produce un transporte de los fragmentos arrancados. Los efectos de la erosión dependen de la intensidad del agente erosivo y de la resistencia del material que recibe el impacto. Cada agente produce un conjunto de

2

formas del relieve distinto y característico. Así, podemos hablar de la erosión que producen las olas, de la erosión eólica, de la erosión fluvial, etc. El transporte es el desplazamiento de los fragmentos erosionados. Durante el mismo, los fragmentos se siguen erosionando. Si el recorrido es corto, los fragmentos transportados serán angulosos. Por el contrario, si el recorrido es largo, los fragmentos se van redondeando. El transporte de los materiales se puede producir de formas diferentes: • Flotación: en el agua, los materiales menos densos son transportados por la superficie, sin hundirse. • Disolución: es el caso de sustancias solubles en agua. • Suspensión: los materiales se desplazan dentro de la masa del fluido, aire o agua. • Saltación: los fragmentos erosionados se desplazan a saltos, empujados por el agua o por el viento. • Rodadura: los materiales ruedan, empujados por el agua o por el viento. • Reptación: los agentes geológicos empujan los materiales, arrastrándolos por el suelo o por el lecho del río o el fondo marino. La sedimentación es la acumulación de los materiales procedentes de la erosión, en zonas en las que los agentes externos pierden su capacidad de transporte debido a la pérdida de energía. Ocurre normalmente en zonas bajas de la corteza terrestre. Los materiales depositados se denominan sedimentos. Generalmente aparecen unas formas se sedimentación propias de cada agente externo. Por ejemplo, las dunas son formas sedimentarias propias del viento, en tanto que las playas lo son del mar. Los sedimentos pueden transformarse en rocas sedimentarias en un proceso denominado diagénesis que incluye los siguientes pasos: • Acumulación: el aporte continuo de materiales origina varias capas de sedimentos en la cuenca de sedimentación. • Compactación: los materiales de las capas inferiores, sometidos al peso de los superiores, se compactan, es decir, disminuye el espacio existente entre sus partículas.

3

• Cementación: como consecuencia de la compactación, el agua retenida en el sedimento empieza a circular por el mismo, induciendo la precipitación de productos disueltos que actúan a modo de sustancias cementantes.

2. La Meteorización La meteorización es la alteración de los materiales de la superficie terrestre por la acción de la atmósfera, el agua, los cambios de temperatura y los seres vivos. Es un proceso estático: los materiales que resultan de la disgregación y descomposición de las rocas no sufren desplazamientos. 2. 1. Meteorización mecánica Es la rotura de una roca en bloques o partículas por la acción de procesos físicos o mecánicos. Los fragmentos conservan las propiedades de la roca inicial. • Gelifracción: el agua líquida tiene la propiedad de expandirse alrededor de un 9% cuando se congela (en la estructura cristalina del hielo las moléculas de agua están más separadas que en el agua líquida). Como consecuencia, la congelación del agua en un espacio confinado ejerce una gran presión hacia fuera, sobre las paredes del lugar donde se encuentra. En la naturaleza, el agua se abre camino a través de las grietas de las rocas y, tras congelarse, expande y aumenta el tamaño de estas aberturas. Tras muchos ciclos de congelación-deshielo, la roca se rompe en fragmentos angulares. Este efecto es más notable en las regiones montañosas, en las que la oscilación térmica provoca continuos ciclos diarios de congelación y deshielo.

4

• Expansión térmica: en los climas cálidos se describe un proceso alternativo al anterior, aunque menos eficaz, según el cual, sucesivos y repetidos ciclos de calentamiento diurno y enfriamiento nocturno de las superficies de las rocas, generan un debilitamiento de las mismas debido a las tensiones internas producidas por los distintos coeficientes de dilatación de los minerales o por el distinto grado de insolación entre unas superficies y otras. • Haloclasticidad: fragmentación de la roca por la formación de cristales de sal en sus fisuras. Se produce al evaporarse el agua salada que empapa la roca. • Acción mecánica de los seres vivos: las raíces de las plantas se desarrollan hacia el interior de los macizos rocosos, desplazando los bloques contiguos. También es significativa la construcción de canales y conductos que realizan muchos organismos, que remueven cantidades considerables de tierra, facilitando su posterior erosión por viento y la lluvia. 2. 2. Meteorización química Es la alteración de las rocas producida por reacciones químicas que modifican su composición y, por tanto, sus propiedades. Siempre tiene lugar en presencia de agua. • Disolución: el agua pura es capaz de disolver algunas rocas salinas formadas por minerales compuestos por cloruros (halita, silvina, carnalita). • Carbonatación: es un caso particular de la disolución en la que no solo interviene el agua sino el ácido carbónico (H2CO3) procedente de la disolución en el agua del dióxido de carbono (CO2) atmosférico. El ácido carbónico reacciona con el carbonato cálcico (CaCO3) de las calizas, produciendo bicarbonato cálcico soluble:

H2O + CO2 −> H2CO3 H2CO3 + CaCO3 −> (HCO3)2Ca

• Hidrólisis: el grupo mineral más común, el de los silicatos, se descompone mediante este proceso. El agua se disocia en sus dos componentes iónicos, el protón H+ y el ión hidroxilo OH-, que reaccionan con los componentes minerales, modificando su composición química y transformándolos en otros distintos. • Oxidación: es común que los objetos de hierro y de acero se oxidan cuando están expuestos al agua. Lo mismo ocurre con los minerales ricos en hierro. La oxidación se produce cuando el oxígeno se combina con el hierro para formar óxido férrico. Al oxidarse, el hierro se hace insoluble y precipita en el medio en el que se encuentre. A él se debe la coloración ocre-rojiza de la mayor parte de los productos de la meteorización de la superficie terrestre. • Hidratación: algunos minerales arcillosos tienen la facultad de incorporar moléculas de agua en sus estructuras cristalinas. Pueden aumentar su volumen al ganar agua y perderlo al desecarse. Estos ciclos sucesivos de hinchamiento y

5

pérdida de volumen ayudan a la erosión de las rocas e incluso pueden ocasionar problemas geotectónicos. • Acción de los seres vivos: ataque químico de sustancias producidas por seres vivos, como los excrementos de las aves o los ácidos segregados por los líquenes.

3. Acción geológica de las aguas salvajes y de los torrentes 3. 1. Aguas salvajes Las aguas continentales que discurren sin curso fijo, procedentes de las precipitaciones, se denominan aguas salvajes. Aparecen cuando el aporte de agua es superior a la capacidad de absorción del terreno. Las aguas de precipitación pueden actuar de forma difusa (en manto) o concentrada, cuando discurren por pequeños regueros o canales. En este último caso se llaman aguas de arroyada. Su acción erosiva está favorecida por la ausencia de vegetación, la inclinación de la pendiente, la existencia de rocas blandas, la sequedad del suelo y el carácter torrencial de las lluvias. En terrenos blandos, poco consolidados, como arcillas, arenas o cenizas volcánicas, desprovistos de vegetación, el agua arranca fragmentos rocosos y los arrastra ladera abajo. Se originan así surcos en forma de "V", separados por crestas, que reciben el nombre de cárcavas y barrancos. Las cárcavas o badlands son grandes conjuntos de surcos y socavones que canalizan las aguas de arroyada. Los barrancos son canales de paredes escarpadas, formados por la recepción del agua de las cárcavas, o por la profundización de estas. En rocas duras pero solubles (sal gema, yesos, calizas) las aguas de arroyada forman pequeños surcos de pocos centímetros de profundidad, separados por crestas afiladas, originando un terreno intransitable llamado lenar o lapiaz. Otras formas del relieve provocadas por las aguas salvajes son las pirámides de tierra o chimeneas de las hadas, que se forman cuando las aguas circulan por terrenos heterogéneos. El agua arrastra los materiales más finos que hay entre los gruesos, protegiendo estos, a modo de paraguas, a los que hay bajo ellos. Estas partes quedan en resalte, en forma de pirámide o columnas, entre un terreno abarrancado. Se han formado por erosión diferencial.

6

3. 2. Torrentes Los torrentes son cauces cortos que llevan agua de manera esporádica. Su actividad es generalmente estacional y está relacionada con el deshielo o con las precipitaciones. En los torrentes se distinguen tres partes: • Cuenca de recepción: es la zona alta del torrente. Tiene forma de abanico, y en ella se reúnen las aguas de arroyada. Posee gran pendiente, lo que hace que el agua transcurra con gran violencia, erosionando y arrastrando materiales. • El canal de desagüe es el cauce por donde circulan el agua y los materiales anteriores, profundizando el valle. • El cono de deyección es una zona de menor pendiente en la que se depositan los materiales erosionados aguas arriba. Se trata de un depósito de forma cónica, formado por fragmentos de distintos tamaños, no seleccionados por tamaño -gravas, arenas, arcillas- ni por forma -angulosos-. En las zonas áridas y con régimen de lluvias esporádico se forman grandes avenidas de aguas, que arrastran todo tipo de materiales y ensanchan enormemente los cauces. El fondo de estos es plano y su pendiente poco acusada. Sólo se llenan con las lluvias torrenciales. En el litoral mediterráneo este tipo de cauces se denominan ramblas.

4. Acción geológica de los ríos Exceptuando los grandes desiertos y las zonas cubiertas por el hielo, el resto de la superficie terrestre aparece modelada por la escorrentía fluvial. Los cursos de agua configuran lo que se conoce como redes de drenaje. Las áreas situadas entre las líneas de dichas redes se denominan interfluvios. Los puntos más elevados de los interfluvios corresponden a las líneas divisorias de aguas. Desde las cabeceras montañosas hasta la desembocadura de los ríos, arroyos y torrentes confluyen entre sí formando cursos cada vez más caudalosos que terminan por unirse en un río principal. La superficie cuyas aguas van a parar a un mismo río se designa como cuenca hidrográfica de ese río. En la Península Ibérica hay diversas cuencas principales que se agrupan en vertientes, dependiendo de que drenen a un océano o a otro (vertientes cantábrica, atlántica y mediterránea).

7

Los ríos son corrientes de agua permanente que discurren por un cauce. El caudal de un río es la cantidad de agua que circula por él. Se trata de un valor que oscila en función de los aportes que recibe el río, procedentes de las lluvias, los torrentes, y el deshielo. El caudal es máximo en épocas de crecida asociadas a fenómenos de precipitaciones prolongadas, y mínimo en épocas de sequía que pueden llevar incluso a que se seque completamente el cauce. 4.1. Partes de un río Desde el nacimiento hasta la desembocadura, los ríos van disminuyendo su pendiente. Una proyección de la altura de todos los puntos del río en función de la distancia, da lugar a la curva que se conoce como perfil longitudinal del río. A lo largo de ese perfil pueden diferenciarse tres zonas: el curso alto, el curso medio y el curso bajo. • El curso alto es la parte superior del río, donde este se encaja en su valle. En esta zona el agua discurre a gran velocidad debido a la fuerte pendiente, por lo que predominan los procesos de erosión y transporte. Esto da lugar al ahondamiento del valle, que adquiere forma de "V", más o menos abierta según el tipo de rocas. • El curso medio es una zona de menor pendiente y, por tanto, de menor velocidad del agua. Predomina el transporte aunque también hay erosión y sedimentación. El valle por el que discurre se ensancha y adquiere forma de artesa. En los márgenes se deposita una amplia llanura de sedimentos o aluviones. • En el curso bajo, cerca de la desembocadura, la pendiente es pequeña y la velocidad de la corriente lenta. La sedimentación es mayor que el transporte y la erosión. El valle fluvial adquiere la máxima anchura.

4.2. Acción geológica de los ríos La acción erosiva que ejerce el río en el cauce y en las orillas puede ser realizada de diferentes maneras:

8

-Por acción hidráulica: la fuerza del agua en movimiento. -Por corrosión o abrasión: los cantos y arenas transportados golpean las paredes y el fondo del cauce, haciendo que se desprendan fragmentos de las rocas que los forman- -Por rozamiento: los materiales trasportados son fragmentados y desgastados por rozamiento. -Por disolución de los materiales sobre los que discurre el agua.

En cuanto al transporte, presenta las siguientes modalidades:

-Carga de fondo: formada por los cantos, de diámetro superior a 2 mm, que se deslizan o ruedan, sin perder contacto con el fondo. Sus aristas y vértices se van redondeando. Las arenas, de entre 2 y 0,8 mm de diámetro, son transportadas por saltación. -Carga en suspensión: las partículas más finas van inmersas en la corriente. -Carga en disolución: sustancias disueltas en forma iónica.

Cuando la velocidad de la corriente disminuye o desciende el caudal, desciende también la capacidad de transporte del río y los materiales comienzan a ser depositados en el fondo del cauce según su tamaño: primero los cantos, luego las arenas gruesas, las arenas finas y, finalmente, las partículas en suspensión. Un sedimento texturalmente maduro está formado por granos bien redondeados y de tamaños similares. Es indicador de un transporte prolongado. El transporte ejerce también una acción selectiva sobre la composición del sedimento, puesto que los materiales más blandos y solubles se van desgastando hasta desaparecer. Un proceso de transporte largo selecciona cantos duros e insolubles de cuarzo. 4.3. Formas del modelado fluvial Las formas del modelado fluvial son diferentes en cada curso del río: • En la cabecera del río, el predominio de la erosión produce un desgaste intenso sobre el fondo que provoca el encajamiento de la corriente en un valle en forma de "V" cerrada.

-En zonas de rocas duras el río excava un valle muy angosto, son frecuentes las gargantas o desfiladeros. -Cuando el río encuentra un desnivel brusco en el terreno se forman cascadas. El río se precipita por ellas, socavando su base y produciendo una depresión en la que se acumulan los fragmentos rocosos. -La alternancia de porciones rocosas blandas y duras da lugar a rápidos por erosión diferencial.

9

-Al no ser uniforme la dureza del lecho rocoso, en los lugares donde sea más fácilmente erosionable se forman hoyas o pilancones circulares, llamados también marmitas de gigante. Pueden alcanzar diámetros y profundidades de varios metros. Se originan gracias a la acción de desgaste producida por los cantos atrapados en su fondo que giran indefinidamente en su interior, movidos por la corriente.

• En los cursos medio y bajo los ríos recorren pendientes suaves. Se forman valles amplios con fondo plano (valle en artesa). A ambos lados del cauce se extiende la llanura aluvial o de inundación. En España se denomina también vega. El río discurre habitualmente por un canal más o menos encajado en ella, que se denomina lecho menor. Esporádicamente, en épocas de crecida, el río desborda su cauce e inunda la llanura aluvial, dejándola cubierta de sedimentos, lo que hace de ella un terreno propicio para la agricultura; no solo por los aluviones sino también por la presencia de agua freática a poca profundidad. Durante las inundaciones, el agua pierde velocidad y deposita sobre el mismo borde del lecho menor las arenas y partículas más gruesas, en tanto que las arcillas y los limos se extienden con el agua por la llanura, sedimentándose al volver las aguas a su cauce o al infiltrarse entre los aluviones. Así se van formando sendos umbrales en los bordes del lecho menor. En ciertos casos, la llanura de inundación tiene un perfil suavemente convexo y el lecho menor puede ocupar una altura ligeramente superior a la de la llanura aluvial circundante, con lo que las inundaciones se vuelven violentas y catastróficas.

Esta convexidad de la llanura de inundación es también la causa de que los afluentes, al salir al valle del río principal, no confluyan inmediatamente con él, sino que discurran paralelamente al mismo en un lateral de la llanura. El trazado del río sobre la llanura de inundación adopta dos posibles configuraciones según el tipo de carga que transporta. En los primeros tramos del curso medio, los ríos arrastran materiales más gruesos y tienden a formar cauces anastomosados, bifurcándose y uniéndose repetidas veces. Las acumulaciones de grava que quedan entre dichos canales se denominan barras longitudinales. Aguas abajo, donde los

10

sedimentos son normalmente más finos, el canal es único y el río describe curvas o meandros.

En un meandro, la máxima profundidad se localiza siempre en el lado externo de la curva, donde la corriente adquiere mayor velocidad y capacidad para erosionar, formando un escarpe y tendiendo a exagerar su curvatura. La corriente erosiona en el lado convexo del meandro y deposita en la zona cóncava. La erosión continuada puede provocar el estrangulamiento del meandro, originando un meandro abandonado.

En ocasiones, los ríos llegan a erosionar verticalmente su llanura de inundación, encajándose en la misma. Esto puede ocurrir por variaciones en el nivel de base o por cambios importantes en el clima y, por tanto, en el caudal. Al encajarse el río, la antigua llanura de inundación no vuelve a ser ocupada y queda como un escalón topográfico o terraza. La mayor parte de los ríos presenta en las laderas de sus valles los restos de sucesivas terrazas cuyo número varía de unos lugares a otros, aunque lo más frecuente es que sean cuatro.

• En su desembocadura los ríos pueden adoptar dos formas: el delta y el estuario. Los deltas son acumulaciones de sedimentos que hacen que la tierra gane terreno al mar. En los estuarios es mar el que se adentra en el continente.

11

5. El modelado kárstico Las aguas subterráneas, procedentes de la lluvia que se ha infiltrado en el terreno, pueden disolver algunos materiales, disgregarlos y erosionarlos. El modelado kárstico es la consecuencia de la combinación de las acciones química y mecánica que esas aguas realizan. Recibe este nombre porque se estudió inicialmente en la región del karst, en Eslovenia, donde es muy frecuente. El modelado kárstico es característico de zonas con rocas carbonatadas, calizas y dolomías. Aparece también sobre yesos. Se produce cuando el agua, combinada con dióxido de carbono actúa disolviendo la roca por medio de una reacción química llamada carbonatación (ver meteorización química, página 4). Es un proceso lento que dura miles de años. La reacción de carbonatación se produce tanto en la superficie de las rocas como en el subsuelo, puesto que el agua puede penetrar a favor de las grietas. Los efectos de la disolución de las rocas dan lugar a un modelado característico en el que se distinguen formas externas o exokársticas y formas internas o endokársticas. 5.1. Formas exokársticas Las formas exokársticas se originan en la superficie del macizo calcáreo, por disolución de la caliza o por hundimientos. Pueden distinguirse las siguientes: • En la superficie, el agua excava progresivamente canales de disolución en los afloramientos de roca caliza. El conjunto de estos surcos se denomina lenar o lapiaz. • Las dolinas son depresiones de contorno circular y forma cónica, que pueden haberse originado por depresión o por colapso del techo de una gruta. Cuando dos o más dolinas se unen forman una depresión de contorno irregular llamada uvala.

12

• Un poljé es una depresión extensa, de varios kilómetros, con paredes escarpadas y fondo plano, que se forma por la unión de dolinas. Aparecen cubiertas por depósitos arcillosos llamados arcillas de descalcificación. Proceden de la acumulación de la arcilla contenida en la roca caliza, una vez disuelto el carbonato cálcico. • Las simas son conductos verticales por donde penetra el agua hacia el interior del macizo calcáreo. • Es frecuente la aparición de cañones kársticos: valles profundos de paredes verticales. • En conjunto, el karst tiene un aspecto general que se denomina paisaje ruiniforme. Las formas descritas se producen debido a procesos destructivos (erosión), pero hay otras cuyo origen es la precipitación del carbonato cálcico, a partir del bicarbonato cálcico que lleva disuelto el agua que discurre por estas zonas. Son las formas exokársticas de acumulación (procesos constructivos). Es el caso de los travertinos, si obedecen a causas físico-químicos; o de las tobas, si intervienen seres vivos. Destacan las represas, que pueden obstruir la circulación fluvial, originando lagunas escalonadas que se comunican mediante cascadas, como es el caso de las Lagunas de Ruidera, en Ciudad Real. 5.2. Formas endokársticas Aparecen en el interior del macizo calcáreo como consecuencia de la acción del agua infiltrada desde la superficie. Se forman cavernas, cuevas, grutas y grandes oquedades, comunicadas horizontalmente por galerías y verticalmente por simas. Aunque la mayoría de esas grutas son pequeñas, algunas tienen dimensiones espectaculares, La cueva Mammoth de Kentucky, en los Estados Unidos, posee más de 540 km de pasajes interconectados. En el sureste de Nuevo México, las cavernas Carlsbad poseen una galería llamada Big Room, equivalente a 14 campos de fútbol y con una altura superior a 90 metros. En España, la abundancia de rocas calizas proporciona muchos paisajes kársticos famosos entre los que pueden destacarse la Ciudad Encantada de Cuenca, el Torcal de Antequera (Málaga) o las grutas de Las Maravillas de Aracena (Huelva), de Nerja, en Málaga, del Drach, en Mallorca, etc. Dentro de ellas se pueden construir formas de acumulación llamadas espeleotemas. Se originan al precipitar el carbonato cálcico y, dependiendo de su posición y origen, reciben diversos nombres: estalactitas, en el techo de las cavernas; estalagmitas, formadas en el suelo como consecuencia de la caída de gotas de agua desde el techo; espeleotemas parietales, en las paredes; y columnas, que surgen de la unión de una estalactita y una estalagmita.

13

6. El modelado costero Los procesos relacionados con el poder modelador del relieve por parte del mar, se producen en la costa o litoral, la zona de contacto entre el mar y los continentes. El medio litoral supone una franja paralela a la costa, puesto que el límite del agua varía periódicamente con los movimientos de las mareas. Se trata, por tanto, de una banda intermareal a la que hay que añadir las zonas inmediatamente superior e inferior, afectadas también por los procesos costeros. En el modelado de las costas confluyen factores tan diferentes como la altura y dirección de las olas, el tipo y la disposición de las rocas, la intensidad de las mareas y de las corrientes marinas, etc. Dependiendo cuál de esos procesos intervenga en mayor grado, se formarán costas de origen erosivo, de acumulación, estructurales, etc. 6.1. Olas, mareas y corrientes marinas Las olas son movimientos ondulatorios de la superficie del mar, provocados por el viento. Cuando una ola llega a las aguas superficiales cercanas a la costa, el movimiento de la parte inferior de la masa de agua se detiene al chocar contra el suelo. El agua que avanza en la parte superior se acumula sobre el agua de la parte inferior, así la ola se eleva y se produce la espuma. Las mareas son ascensos y descensos del agua del mar, que se alternan aproximadamente cada seis horas. El ascenso se denomina flujo y alcanza un máximo llamado pleamar. El descenso o reflujo, tiene un mínimo, la bajamar. Las mareas son debidas a la atracción gravitatoria de la Luna y, en menor medida, del Sol. Si se alinean la Tierra, la Luna y el Sol, el efecto es mayor y tanto la pleamar como la bajamar serán más acusadas, dando lugar a lo que se conoce como mareas vivas.

14

Las corrientes marinas son movimientos de masas de agua marina en un determinado sentido. Pueden ser superficiales y profundas. Las primeras dependen del empuje de los vientos dominantes. Las corrientes profundas se deben a diferencias de temperatura y de salinidad. Ambos tipos de corrientes actúan como cintas transportadoras oceánicas. Dependen de la desigual distribución de la radiación solar por la superficie del océano. 6.2. Las formas costeras erosivas Las costas de erosión pueden ser propias del ambiente costero o heredadas. Del segundo tipo son los fiordos y las rías, originados ambos por la inundación de antiguos valles glaciares y fluviales respectivamente. La principal acción erosiva la realizan las olas, bien por sí mismas o mediante el material que remueven. Las mareas se limitan a ampliar el campo de actuación del oleaje, al variar continuamente la línea de costa. Las formas erosivas más características en el litoral son los acantilados y las plataformas de abrasión. Cuando una ola alcanza un promontorio, el agua penetra con fuerza por las grietas, comprimiendo el aire que hay en ellas; al retirarse, este aire comprimido se expande, provocando el resquebrajamiento progresivo de la roca. El proceso se ve favorecido en rocas fracturadas y su acción es menos notable en materiales masivos y compactos. La acción química del agua salada sobre los materiales solubles acelera el proceso erosivo. Los deslizamientos y desprendimientos en el frente del acantilado contribuyen también al retroceso paulatino que este sufre. Se forman cuevas, arcos e islotes. Los fragmentos de roca que caen al agua, son removidos, triturados y desgastados por el oleaje, que los reduce de tamaño y los redondea. Estos fragmentos, impulsados por las olas, ejercen una acción llamada corrasión sobre las rocas del acantilado. Pueden originarse marmitas. El resultado final es la formación, al pie del acantilado, de una plataforma de abrasión en la zona de actuación de las olas, es decir, esencialmente en el área situada entre la marea alta y la baja. Por debajo de este último límite, parte del material procedente de la destrucción del acantilado puede depositarse dando lugar a una terraza de acumulación. Otra parte puede permanecer sobre la plataforma, formando una playa, aunque lo más frecuente es que las olas tengan la suficiente energía para llevárselo todo, excepto los grandes bloques.

15

Al ser la topografía del fondo marino en la costa un reflejo de la superficie emergida, sea cual sea la dirección de los frentes de olas, la parte del frente que se aproxime antes a la costa, a estar sobre una zona menos profunda, tenderá a frenarse con respecto al resto y, contrariamente, la zona más alejada tenderá a acelerarse, con lo que se producirá una reflexión en los trenes de olas y una tendencia de estos a situarse paralelos a la costa, fenómeno que se denomina refracción de las olas. En una costa accidentada, la refracción de las olas provoca, al concentrar el oleaje en los promontorios, corrientes de deriva lateral hacia las ensenadas. Son estas corrientes las que se llevan la mayor parte de los granos te tamaño fino, depositándolos en las calas y bahías adyacentes y originando playas. El material que participa en los procesos descritos no procede únicamente del acantilado, sino que puede haber sido acarreado por otros agentes como los ríos, el viento o los glaciares. La formación y desarrollo de un acantilado está condicionada por la estructura de las capas rocosas, su inclinación, la litología y el grado de fracturación. Una alternancia de rocas de distinta naturaleza producirá una erosión diferencial que originará entrantes y salientes de todas las escalas. 6.3. La acción transportadora Los materiales que son arrancados de las costas y los depositados por los ríos son transportados por las olas y por las mareas. El avance de las olas y el flujo de la pleamar arrastran los materiales hacia la costa. El retroceso el oleaje y el reflujo se los llevan mar adentro. En este continuo ir y venir los materiales no solo se depositan y se arrastran, sino que continúan erosionándose al chocar unos con otros. El resultado es la fina arena de las playas. En el transporte marino se realiza una selección por tamaños de los materiales. Los cantos y arenas quedan cerca de la costa, y los materiales más ligeros son llevados mar adentro. Los cantos costeros suelen ser aplanados, debido a la acción de vaivén de las olas.

16

6.4. Las formas de acumulación costeras Las formas de sedimentación dependen del balance entre la cantidad de sedimentos que llega a la costa, y la capacidad de las distintas corrientes de llevarlos mar adentro. En los deltas, las corrientes litorales son incapaces de redistribuir el material aportado por el río. Las formas costeras más conocidas son las playas. Están formadas por partículas de las rocas erosionadas en zonas cercanas, aunque en su composición también intervienen partículas de carbonato cálcico procedente de la fragmentación de las conchas de moluscos que se acumulan en el fondo marino. En las playas se pueden establecer varias zonas según su relación con el nivel del mar: una zona permanece siempre bajo el agua, sometida a la acción del oleaje; a continuación, la playa externa o baja, se extiende entre la zona cubierta permanentemente por el agua y la cubierta en la marea alta; la playa interna se extiende hasta la línea de llegada del agua en tiempos de tormenta; finalmente, detrás puede hallarse un acantilado o una zona de dunas. Paralelas a la línea de costa se desarrollan con frecuencia una serie de barras de arena que dejan, hacia el interior, una laguna o albufera. Esa barra está interrumpida por surcos permiten la entrada y salida de agua del mar, llamados canales de marea. A los lados de la albufera hay llanuras de marea que son cubiertas periódicamente por el agua. Junto a ellas hay zonas pantanosas en las que se desarrolla gran cantidad de vegetación, son las marismas. Las barras de arena se denominan flechas, si están unidas al continente; en caso contrario son islas barrera. Un tómbolo es un depósito de arena que une un islote con la costa.

17

Cuando el frente de ola no es paralelo a la línea de costa, da lugar a la corriente de deriva: cualquier grano impulsado por la ola sobre la playa seguirá la trayectoria del frente de la ola, pero al retroceder, no volverá al mismo punto, sino que descenderá siguiendo la línea de máxima pendiente, aproximadamente perpendicular a la línea de costa. La llegada de nuevas olas hará ascender nuevamente la partícula, dando lugar a un movimiento en diente de sierra, con un avance real paralelo a la costa y en el sentido en el que sople el viento. 6.5. La evolución de las costas Las costas no siempre son estáticas, sufren movimientos de elevación y de hundimiento. Otras veces es el nivel del mar el que se ve modificado por el efecto de las glaciaciones. En función de esto se distinguen dos tipos de costas: • Costas de emersión: son aquellas en las que el continente está o ha estado recientemente sujeto a un movimiento de elevación relativa con respecto al nivel del mar. Se trata de costas bajas, monótonas y con pendiente suave. Tienen grandes playas, barras, albuferas, marismas, deltas y dunas. Los acantilados quedan tierra adentro y fuera del alcance del mar como consecuencia del levantamiento. • Costas de inmersión: se producen por el hundimiento del continente. Al principio la costa es recortada y sigue los valles y colinas preexistentes, que forman promontorios, islas y ensenadas. Al avanzar la erosión costera se van formando acantilados en los promontorios; los procesos de derivan originan playas en las bahías y flechas a la

18

entrada de estas. Los islotes se unen a la costa por medio de tómbolos. Más adelante, a medida que progresa la destrucción del acantilado y de los islotes, y se produce sedimentación en el fondo de las bahías, se producen cordones litorales que cierran la entrada a estas. Posteriormente el relleno de las albuferas y el retroceso de los acantilados origina una costa con alternancia de marismas y de acantilados. Por último, el retroceso del acantilado rectifica la línea de costa y a su pie quedan largas y estrechas playas prolongadas en extensas plataformas de abrasión.

7. Los glaciares como agente geológico La acción geológica de los glaciares se da únicamente en las zonas de nieves perpetuas. En la actualidad, este modelado se restringe a las regiones más frías del planeta, pero en el pasado los hielos cubrieron grandes zonas de la Tierra y dejaron su huella en lugares que hoy son templados. Las mayores acumulaciones de hielo se llaman casquetes glaciares o inlandsis. Se hallan en la Antártida (84% de todo el planeta), en Groenlandia y, en masas menores, en Islandia y norte de Canadá. Se trata de acumulaciones de hasta 4.000 metros de espesor que emiten lenguas hacia la periferia. El resto de las formas de acumulación de hielo se pueden considerar formas residuales de antiguos casquetes: son los glaciares de valle o alpinos. 7.1. El flujo glaciar La enorme cantidad de hielo acumulada en el centro de los casquetes presiona hacia la periferia buscando una pendiente estable. El hielo fluye y su pequeña viscosidad (poca resistencia al flujo) le permite hacerlo sobre pendientes muy pequeñas. El hielo de los glaciares se origina por la transformación paulatina de la nieve, merced a la pérdida progresiva del aire intersticial y a la formación de cristales de hielo cada vez mayores. En este proceso interviene el peso de la nieve acumulada. En un glaciar de montaña, el hielo nunca llega a expulsar todo el aire, razón por la cual presenta cierta opacidad (hielo blanco). Sin embargo, bajo los grandes espesores de los casquetes glaciares, todo el aire intersticial se pierde y el hielo adquiere una gran transparencia (hielo azul). El flujo glaciar es una consecuencia del comportamiento plástico del hielo bajo la acción de la fuerza de la gravedad. El sentido del movimiento es a favor de la pendiente, pero puede también producirse en terreno llano e incluso a contrapendiente cuando existe un empuje lateral procedente de zonas más elevadas, puesto que el hielo, al ser un sólido, es capaz de transmitir dichos empujes.

19

En un glaciar pueden diferenciarse la zona de acumulación, donde las ganancias superan a las pérdidas por fusión, y la zona de ablación, en la que sucede lo contrario. El flujo glaciar siempre se produce desde la primera hasta la segunda. Según como sea la pendiente del lecho rocoso sobre el que se desliza el glaciar, el movimiento del hielo sufre aceleraciones y frenazos que se traducen en situaciones compresionales y tensionales en la masa de hielo. Cuando las pendientes son acusadas, el hielo se estira hasta sobrepasar su límite de plasticidad y en su superficie aparecen unas grietas llamadas crevasses, cuya profundidad puede llegar a ser de hasta 100 metros. Entre las grietas quedan delimitados grandes bloques de hielo llamados seracs. En algunas contrapendientes el hielo pierde velocidad, aumenta de espesor y queda sometido a esfuerzos de compresión que elevan bloques y provocan el engrosamiento de la masa de hielo. El calentamiento durante el verano de las paredes rocosas de los glaciares de valle produce la fusión del hielo y la aparición de una grieta denominada rimaya. Crevasses y rimayas pueden quedar cubiertos por las nevadas invernales en sus porciones superficiales, por lo que la marcha sobre los glaciares es muy peligrosa. 7.2. Los glaciares como agente geológico Los glaciares tienen un gran poder erosivo, como se deduce de la observación de los profundos valles excavados por muchas lenguas hoy desaparecidas. La erosión se realiza fundamentalmente de dos maneras: arranque y abrasión. En primer lugar, a medida que un glaciar fluye sobre una superficie fractura del lecho rocoso, el agua de fusión penetra en las grietas y se congela. Conforme el agua se expande, actúa como una enorme palanca que suelta la roca y la levanta. De esta manera, sedimentos de todos los tamaños entran a formar parte de la carga del glaciar. La abrasión se produce a medida que el hielo y su carga de fragmentos rocosos se deslizan sobre el lecho de roca y actúan como un papel de lija que alisa y pule la superficie. Cuando el hielo transporta grandes fragmentos de roca, se excavan arañazos y surcos en el lecho, denominados estrías glaciares. Estos surcos lineales proporcionan pistas sobre la dirección del flujo de hielo. Cartografiando esas estrías a lo largo de grandes áreas, pueden reconstruirse los modelos de flujo glaciar.

20

Una excursión por un valle glaciar revela una serie de rasgos notables creados por el hielo. Las lenguas glaciares que se canalizan por lo que pudieron ser valles fluviales, alteran la forma de estos, proporcionándoles una sección característica en “U”, con paredes verticales y fondo plano. La intensidad de la erosión glaciar depende en parte del espesor del hielo. Por ello, muchos glaciares profundizan sus valles más de lo que lo hacen sus afluentes más pequeños. Así, cuando los glaciares acaban retrocediendo, los valles de los glaciares afluentes quedan por encima de la depresión glaciar principal, y se denominan valles colgados. Los ríos que fluyen a través de estos valles pueden producir cascadas espectaculares. En la cabecera de un valle glaciar hay una estructura muy característica y a menudo imponente denominada circo. Estas depresiones en forma de cuenco tienen paredes escarpadas en tres lados, pero están abiertas por el lado que desciende al valle. El circo es la zona de acumulación de nieve y de formación de hielo. Después de la desaparición del glaciar, el circo suele ser ocupado por un pequeño lago de montaña. Los fiordos son ensenadas profundas, a menudo espectaculares, de laderas escarpadas, presentes en zonas de latitudes altas, donde las montañas están junto al océano. Se trata de valles glaciares inundados que quedaron sumergidos cuando el hielo abandonaba el valle y el nivel del mar se elevó. Las lenguas glaciares que terminan en el mar pueden seguir excavando su valle por el fondo marino. Numerosos fiordos pueden contemplarse en las costas de Noruega, Escocia, Alaska, Chile y Nueva Zelanda. En las áreas modeladas por los glaciares suelen existir crestas sinuosas de bordes agudos denominados aristas, y picos piramidales llamados horns, que se proyectan por encima de los alrededores. Esos rasgos pueden originarse por el mismo proceso básico: el aumento de tamaño de los circos producido por arranque y por la acción del hielo. En el caso de los horns, los responsables son grupos de circos situados en torno a una sola montaña elevada. El ejemplo más famoso es el Matterhorn de los Alpes suizos.

21

Los nunataks o picos aislados que asoman por encima de los glaciares en casquete, equivalen a los horns de los glaciares de valle. Se denomina hombrera glaciar a la zona de la ladera montañosa en la que se produce un cambio brusco en la inclinación de la pendiente. Marca el límite superior alcanzado por el hielo. Por debajo, la lengua glaciar excava paredes casi verticales; sobre la hombrera, operan los procesos de ladera (avalanchas, aludes, escorrentía) que tienden a suavizar las pendientes montañosas. En muchos paisajes glaciares el hielo esculpe pequeñas colinas orientadas aerodinámicamente a partir de protuberancias del lecho de roca. Se denominan rocas aborregadas y se forman cuando la abrasión glaciar alisa la suave pendiente que está en frente del hielo glaciar que se aproxima y el arranque aumenta la inclinación del lado opuesto a medida que el hielo pasa por encima de la protuberancia. Las rocas aborregadas indican la dirección del flujo glaciar.

Los glaciares de valle no suelen presentar un hielo totalmente limpio y transparente. El continuo aporte de materiales rocosos procedentes de aludes y el que ellos mismos arrancan a su paso, da lugar a unos sedimentos que son mezcla de roca, hielo y fango. Cuando el hielo se funde en el frente del glaciar, abandona esos materiales y deja un típico depósito glaciar conocido como morrena frontal. Son estos sedimentos los que permiten reconocer los antiguos frentes glaciares, sus avances, retrocesos, etc. El término morrena se utiliza tanto para referirse a los materiales cuando son arrastrados por el hielo, como una vez que son definitivamente depositados. En las lenguas glaciares se distinguen las morrenas de fondo, en la base de la lengua; las morrenas laterales y centrales. Estas últimas resultan de las morrenas laterales de las lenguas glaciares que llegan a confluir. Unas y otras proceden de los derrubios caídos de las paredes del valle sobre los bordes de la lengua glaciar, y también de la erosión que ésta ejerce sobre sus márgenes.

22

Una vez que los materiales son definitivamente depositados reciben el nombre de till o tillitas. Estos sedimentos se caracterizan por su gran inmadurez composicional y textural. Aparecen de forma caótica y masiva, sin estratificar; su granoselección es nula y los fragmentos mayores presentan formas angulosas. Existen numerosos ejemplos de cantos y bloques descansando sobre un sustrato rocoso de composición diferente a la suya. Se trata de bloques erráticos transportados por los glaciares hasta el lugar que hoy ocupan.

8. La acción del viento El viento es, sin duda, el agente geológico menos eficaz de todos, puesto que no tiene poder para excavar grandes valles o para crear formas erosivas relevantes. Por otro lado, su acción queda limitada a aquellas zonas desprovistas de vegetación, en las que tienen que existir, además, materiales detríticos sueltos. 8.1. El transporte eólico El viento, como el agua, es capaz de mover las partículas suelas existentes sobre la superficie. Sin embargo, el transporte del sedimento por el viento difiere del realizado por las corrientes de agua de dos maneras significativas. En primer lugar, la menor densidad del viento, en comparación con la del agua, lo hace menos capaz de elevar y transportar materiales gruesos. En segundo lugar, al no estar el viento confinado en cauces, puede extender el sedimento a lo largo de grandes áreas, así como hacia arriba a la atmósfera. La carga de fondo transportada por el viento consiste en granos de arena. Las observaciones realizadas en el campo y en experimentos en los que se utilizan túneles de viento, indican que la arena movida por el viento se mueve saltando y rebotando a lo largo de la superficie. Este proceso se llama saltación. Al principio la arena gira a lo largo de la superficie. Los granos se golpean entre sí y son

23

desplazados hacia delante, hasta que la gravedad los devuelve al suelo. Rebotan contra el suelo y desalojan a otros granos. Se establece así una reacción en cadena que llena el aire cercano a la superficie de granos de arena en saltación durante un tiempo muy corto. Aun cuando los vientos sean muy fuertes, la altura alcanzada por la arena rara vez excede un metro y normalmente no supera el medio metro. A diferencia de la arena, las partículas más finas de polvo pueden ser barridas hacia la atmósfera por el viento. Como el polvo suele estar compuesto por partículas planas que tienen áreas superficiales grandes en relación con su peso, es fácil para el aire turbulento contrarrestar el empuje de la gravedad y mantener esas partículas finas transportadas por el aire durante horas o incluso días, formando la carga en suspensión. Aunque la carga suspendida suele depositarse relativamente cerca de su origen, los vientos altos son capaces de transportar grandes cantidades de polvo a grandes distancias. Se ha seguido la pista de polvo del Sahara hasta las Indias occidentales. 8.2. La erosión eólica La erosión eólica es más eficaz en las regiones áridas. Para que el viento sea una fuerza erosiva eficaz, la sequedad y la ausencia de vegetación son requisitos previos importantes. La humedad mantiene juntas las partículas y la vegetación las sujeta al suelo. El viento cargado de partículas produce la deflación del suelo de donde las toma. Este proceso produce la pérdida de los componentes más finos del suelo, permaneciendo los fragmentos rocosos y formándose un desierto de piedras llamado reg o pavimento desértico. Una vez establecido el pavimento desértico (proceso que puede durar centenares de años) la superficie queda protegida de la deflación si no se la perturba. Sin embargo, como esta capaz tiene un groso r de uno o dos clastos, los vehículos o los animales pueden desalojar el pavimento y exponer de nuevo a la deflación el material fino situado por debajo.

Una vez cargado de partículas, el viento ejerce un desgaste o corrasión, también denominado abrasión eólica, sobre los obstáculos que encuentra a su paso, gracias a los granos de arena, que se redondean progresivamente.

24

La corrasión actúa preferentemente sobre materiales blandos. Sobre paredes rocosas, el viento cargado de partículas puede llegar a formar arcos naturales. Otras veces la abrasión crea rocas de formas características llamadas ventifactos. A menudo se atribuyen a la abrasión estructuras como rocas en equilibrio en la parte superior de materiales estrechos. Rara vez la arena viaja a más de un metro de altura sobre la superficie, de manera que el efecto de limpieza con chorro de arena del viento está limitado en la vertical. 8.3. Sedimentación eólica Aunque el viento carece relativamente de importancia en la génesis de formas erosivas, en algunas regiones crea significativas estructuras deposicionales. Las acumulaciones de sedimento transportado por el viento son particularmente notables en las regiones secas de todo el mundo y a lo largo de muchas costas arenosas. Los depósitos eólicos son de dos tipos distintos: montículos y colinas de arena formados a partir de la carga de fondo: las dunas; y extensas alfombras de limo llamadas loess, que proceden de la carga en suspensión. Como ocurre con las corrientes de agua, el viento deja caer su carga de sedimento cuando la velocidad desciende y la energía necesaria para el transporte disminuye. Por tanto, la arena empieza a acumularse en cualquier lugar en el que una obstrucción situada en el camino del viento ralentice su movimiento. Cuando el aire en movimiento encuentra un objeto, como una mata de vegetación o una roca, barre a su alrededor y por encima de él, dejando una sombra de aire con movimiento más lento detrás del obstáculo, así como una zona más pequeña de aire más tranquilo justo enfrente del obstáculo. Algunos de los granos de arena en saltación se depositan en esas zonas de menor viento. A medida que continúa la acumulación de arena se convierte en una barrera cada vez mayor para el viento y, por tanto, en una trampa cada vez más eficaz para la acumulación de arena. Si el aporte de esta es suficiente y el viento sopla de manera uniforme durante el tiempo necesario, el montículo de arena crece y se transforma en una duna. Las dunas tienen un perfil asimétrico, con la pendiente de sotavento (protegida) más empinada y la pendiente de barlovento con una inclinación más suave. La arena asciende por esta última, formando rizaduras o ripples en su superficie. Justo por detrás de la cresta de la duna, donde la velocidad del viento es menor, se acumula la arena. Conforme la acumulación es mayor, la pendiente se inclina más y parte de la arena acaba por deslizarse debido al empuje de la gravedad. La acumulación continua de arena, junto con los desplazamientos periódicos que tienen lugar por la cara de deslizamiento (o sotavento), provocan una migración lenta de la duna en el sentido del movimiento del aire. A medida que la arena se deposita en la cara de deslizamiento, se forman estratos inclinados en la dirección en la que sopla el viento. Estas capas en pendiente se denominan estratos cruzados (estratificación cruzada). Cuando las dunas son finalmente enterradas bajo otras capas de sedimentos y entran a formar parte del

25

registro de rocas sedimentarias, se destruye su forma asimétrica, pero permanece la estratificación cruzada como testimonio de su origen.

En función de la dirección y la velocidad del viento, la disponibilidad de arena y la cantidad de vegetación presente, se forman distintos tipos de dunas en cuanto a su forma y tamaño. • Barjanes: son dunas solitarias en forma de media luna y con sus extremos apuntando en la dirección del viento. Se forman cuando los suministros de arena son limitados y la superficie es relativamente plana, dura y carente de vegetación. Se mueven lentamente a una velocidad de hasta 15 metros por año. Su tamaño suele ser modesto, alcanzando las mayores una altura de unos 30 metros. • Dunas transversas: en regiones donde los vientos predominantes son uniformes, hay abundancia de arena y la vegetación es dispersa o no existe, las dunas forman una serie de largas crestas separadas por depresiones y orientadas según ángulos rectos respecto al viento predominante. Normalmente muchas de las dunas costeras son de este tipo. En algunas zonas de los desiertos del Sahara y el Arábigo, las dunas transversas alcanzan alturas de 200 metros, ocupan una superficie transversal de 1 a 3 kilómetros y pueden extenderse a distancias de 100 Km. • Dunas longitudinales: son largas crestas de arena que se forman más o menos en paralelo al viento predominante y donde el suministro de arena es limitado. • Dunas parabólicas: se forman donde la vegetación cubre parcialmente el suelo. Su forma recuerda a la de los barjanes, excepto en que sus extremos apuntan en

26

sentido contrario al viento. Suelen formarse en las costas con abundante arena, en las que existen fuertes vientos que soplan hacia el interior. Si la cubierta vegetal se interrumpe en algún punto, la deflación crea una depresión. La arena es transportada fuera de la depresión y se deposita como un reborde curvo, que se hace más alto a medida que la deflación aumenta el tamaño de la depresión. • Dunas en estrella: confinadas en gran medida a zonas de los desiertos sahariano y arábigo, son colinas aisladas de arena que exhiben una forma compleja. Su nombre deriva del hecho de que la base de estas dunas se parece a estrellas de puntas múltiples. Normalmente lomas, de 3 o 4 crestas divergen de un punto alto central, que en algunos casos puede aproximarse a los 90 metros de altura. Como sugiere su forma, las dunas en estrella se desarrollan cuando las direcciones del viento son variables.

Cuando las dunas se presentan asociadas entre sí, forman campos de dunas, los llamados desiertos de arena o ergs. En el Sahara septentrional se distinguen dos grandes ergs contiguos: el Gran Erg oriental y el Gran Erg occidental. En algunas partes del mundo la topografía superficial está cubierta por depósitos de limo transportados por el viento, denominado loess. Las tormentas de polvo

27

depositaron este material durante periodos de miles de años. La distribución del loess en el mundo indica que hay dos fuentes principales para este sedimento: los depósitos desérticos y las llanuras de aluvión glaciares. El viento también actúa en las regiones próximas a los círculos polares, donde existen extensas áreas cubiertas de morrenas y sedimentos fluvioglaciares. Cuando estos materiales dejan de estar protegidos por las nevadas y la vegetación es escasa o inexistente, los fuertes vientos polares ejercen una importante deflación sobre los mismos. El loess resultante está constituido por arcillas y limos de diversa composición y con tonalidades amarillentas. Actualmente existen grandes acumulaciones de loess formadas por la deflación de las morrenas dejadas por los glaciares en retroceso durante los últimos 20.000 años. Son abundantes en Europa, en Canadá y en la Patagonia, pero las mayores acumulaciones se localizan en China, donde alcanzan espesores superiores a los 100 metros, procedentes del polvo arrastrado desde las regiones áridas del interior de Asia. Cuando es loess es atravesado por corrientes de agua o es cortado para hacer carreteras, tiende a mantener una estructura vertical y carece de estratos visibles. Forma suelos muy fértiles, fácilmente cultivables.