Geomorfología Climática

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GEOMORFOLOGÍA CLIMÁTICA

Mateo Gutiérrez y Francisco Gutiérrez

Dirección de los autores:

Dpto. Ciencias de la Tierra; Facultad de Ciencias; Universidad de Zaragoza; 50009 Zaragoza; Spain

Teléfono: +34 976 761092

Fax: +34 976 761106

E-mails:

mgelorza@unizar.es (Mateo Gutiérrez) fgutier@unizar.es (Francisco Gutiérrez)

Palabras clave: gradiente altitudinal, azonal, cambio climático, geomorfología climatogénica, geomorfología del desierto, geomorfología glacial, zonificación morfoclimática, regiones morfogenéticas, geomorfología periglaciar, formas terrestres relictas, generaciones de relieve, geomorfología tropical, zonal.

Sinopsis

La Geomorfología Climática es la rama de la disciplina que investiga la influencia del clima actual y pasado sobre los procesos morfogenéticos y las formas del suelo, incluyendo su distribución espacial y temporal y el control de los parámetros climáticos sobre la velocidad a la que operan los procesos y el cambio de las formas del suelo. Los geomorfólogos han tendido a dividir el mundo en zonas morfoclimáticas; regiones cuyas condiciones climáticas determinan el desarrollo de conjuntos característicos de formas terrestres. Aunque algunos autores han cuestionado estas clasificaciones y la noción de geomorfología climática, el estudio de procesos y formas del suelo desde una perspectiva climática sigue recibiendo una gran atención. El interés por la geomorfología climática probablemente aumentará en los próximos años debido al calentamiento global y a la necesidad de prever los efectos de los cambios climáticos previstos en los sistemas geomórficos.

1. Introducción

La Geomorfología Climática es la rama de la disciplina que investiga la influencia del clima actual y pasado sobre los procesos morfogenéticos y las formas del suelo, incluyendo su distribución espacial y temporal y el control de los parámetros climáticos sobre la velocidad a la que operan los procesos y el cambio de las formas del suelo. Esta concepción de la Geomorfología comenzó durante el período de expansión y exploración colonial europea a finales del siglo XIX, cuando se encontraron formas terrestres peculiares endémicas de ciertos ambientes climáticos como los desiertos, las regiones polares o los trópicos húmedos (Goudie, 2004; Gutiérrez, 2005).

Büdel (1968), uno de los principales promotores de la Geomorfología Climática, propuso que el clima y la varianza climática son los principales factores que controlan los procesos superficiales, teniendo prioridad sobre los componentes estructurales en el desarrollo del relieve. Büdel (1968) argumentó que la resistencia a la erosión y a la intemperie de algunas litologías tan extendidas como los granitoides, la caliza o la arenisca, depende en gran medida de factores climáticos, que a su vez tienen una influencia significativa en las formas del terreno resultantes. Durante este período, cuando había un

tendencia general a producir clasificaciones regionales, varios autores dividieron el mundo en zonas morfoclimáticas con procesos distintivos y ensamblajes de formas del terreno (Tricart y Cailleux, 1965; Büdel, 1977).

Los paisajes son generalmente un mosaico que consiste en reliquias de formas terrestres desarrolladas bajo condiciones climáticas pasadas y formas terrestres modernas en sintonía con el clima actual (Figs. 1 y 2). Este hecho llevó a Büdel (1963, 1968, 1977, 1980) a acuñar el término geomorfología climatogénica, cuya tarea principal es establecer una cronología relativa para las diferentes "generaciones de relieve" e inferir de ellas climas pasados. Este concepto tiene un vínculo directo con la geomorfología histórica; la reconstrucción de la evolución del paisaje a través del tiempo geológico. También revela que las formas terrestres relictas pueden constituir herramientas valiosas para reconstruir la variabilidad climática del pasado y su influencia en los procesos superficiales de la tierra (por ejemplo, Baulig, 1940; Jahn, 1954; Tricart, 1957) (Figs. 1 y 2). El potencial de las formas del suelo como registros paleoclimáticos depende de numerosos factores, entre ellos: (1) El grado de certeza de las relaciones tierra-clima. Las formas terrestres que se desarrollan bajo una amplia gama de condiciones ambientales o que cumplen con el principio de equi-finalidad tienen una utilidad limitada como marcadores paleoclimáticos. (2) El potencial de preservación de las formas terrestres controladas por el clima. Este factor determina la ventana temporal que puede ser investigada; corta con rasgos efímeros y más larga utilizando formas terrestres con un gran tiempo de persistencia. (3) El período de tiempo necesario para que se forme o se ajuste un relieve en respuesta a un cambio climático. Obviamente, el tiempo de respuesta depende de la sensibilidad del sistema geomórfico y de la intensidad (magnitud, velocidad y duración) del cambio climático. (4) Las posibilidades de datación y la exactitud de las cronologías obtenidas. En general, los terrenos de depósito son más favorables. (5) La existencia de formas terrestres aisladas versus secuencias morfogenéticas controladas por factores climáticos. Esto último puede permitirnos inferir historias paleoclimáticas más largas e información sobre fluctuaciones climáticas sucesivas (es decir, terrazas lacustres, marinas o fluviales, secuencias de talus flatiron; Fig. 4).

Algunos autores cuestionaron las zonas moroclimáticas propuestas por los autores anteriores, señalando algunos inconvenientes (Goudie, 2004): (1) Los estudios anteriores se basaban en el escaso conocimiento de las tasas de procesos geomórficos. (2) Algunos parámetros climáticos como la temperatura media anual del aire utilizada para la regionalización morfoclimática son inadecuados.

(3) Los límites propuestos para las regiones morfoclimáticas son bastante artificiales. (4) Algunas formas terrestres que se consideraban como diagnóstico de climas específicos, resultaron ser características relictas desarrolladas bajo una gama de climas. Además, algunos autores han cuestionado la existencia de una zona morfoclimática tropical (Stoddart, 1969a, b; Douglas, 1978; Ollier, 1983; Gupta, 1993; Twidale y Lageat, 1994; Twidale, 2003, 2004). Este último autor apoya su crítica al trabajo sobre el karst de las torres de Nahanni (Mackenzie Mountains, norte de Canadá) publicado por Brook y Ford (1978), quienes afirman que estas formas terrestres no pueden ser consideradas como exclusivas de los climas tropicales húmedos, ya que también ocurren en un ambiente frío. Sin embargo, hay diferencias notables entre el karst de torre desarrollado en áreas tropicales húmedas como Guilin en China (Sweeting, 1972) y el laberinto de corredores controlados por fracturas del karst de Nahanni. La primera consiste en torres de carbonato relativamente aisladas y de lados empinados que sobresalen de una superficie de corrosión casi plana y aluviada (Day y Tang, 2004). Por el contrario, el paisaje cárstico de Nahanni corresponde a macizos de piedra caliza diseccionados por una red de corredores controlados por fracturas, desarrollados por la disolución y el deshielo, que rodean localmente las torres aisladas (Ford, 2004).

A pesar de las objeciones propuestas por algunos autores a la Geomorfología Climática, varias publicaciones demuestran que la investigación geomorfológica desde una perspectiva climática sigue recibiendo una gran atención (Thomas, 1994; Thomas, 1997; Gutiérrez, 2005; French, 2007). Además, el debate sobre las complejas interacciones entre el clima, la erosión, la tectónica y la isostasia está introduciendo ideas estimulantes sobre el papel que desempeña el levantamiento de las montañas en el clima y viceversa. La formación de montañas puede afectar al clima a escala local, regional y mundial. Los principales efectos locales incluyen la disminución de la temperatura por elevación, precipitación orográfica, efecto de sombra de lluvia en el lado de sotavento y cambios en los vientos (Ollier, 2004). La construcción de grandes barreras topográficas como la meseta del Tíbet y el Himalaya puede modificar la circulación atmosférica de manera significativa para alterar el clima global (Li, 1991; Yang et al., 2004). Algunos autores sostienen que las tasas aceleradas de levantamiento tectónico en los últimos tiempos del Cenozoico fueron instrumentales en el inicio de la Edad de Hielo; es decir, el clima controlado por la tectónica global (i.e. Ruddiman, 1997). Molnar e Inglaterra (1990) rechazaron esta idea y propusieron que la evidencia del levantamiento del Cenozoico tardío podría ser, en gran parte, una consecuencia del cambio climático. Estos autores sostienen que el aumento de las tasas de erosión diferencial inducido por el clima y el consiguiente rebote isostático pueden dar lugar a una elevación significativa de los picos de las montañas, aunque no necesariamente implica un aumento de la elevación media. Esta hipótesis se apoya en las tasas de levantamiento vertical observadas que no se pueden explicar por la convergencia tectónica y el engrosamiento de la corteza en áreas como los Alpes Centrales (Champagnac et al., 2009).

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