UNIVERSIDAD DE SANTIAGO DE CHILE

FACULTAD DE INGENIERIA

CURSO

GEOMORFOLOGÍA APLICADA Y GEOLOGÍA

Clase N° 4b

El Sistema de Erosión Periglacial.

Prof. Alejandro Vial LatorreGeógrafo

1er Semestre 2009

8.- El sistema llamado periglacial.

Asociado con la presencia de hielo, se ha denomina periglacial a un sistema morfoclimático que funciona en torno de las temperaturas inferiores a 0º C, en las altas latitudes y altitudes. Constituye una serie de formas de detalle, propias de la acción del hielo y del proceso de congelación y descongelación que se produce alternadamente en estos ambientes.

El periglaciar se caracteriza por la preponderancia de las acciones morfogenéticas ligadas a la alternancia hielo-deshielo, durante la mayor parte del año las temperaturas se sitúan en torno a los 0 ºC. Se sitúa por debajo del piso glaciar y su amplitud depende de las temperaturas, las precipitaciones, y la fuerza del viento. La cota inferior, en general, aumenta de las latitudes altas a las bajas. En las latitudes altas se encuentra a partir de los 800 metros, en las medias en torno a los 2.000 (Alpes), 2.500 (Mediterráneo). Las cotas más altas se alcanzan en las montañas intertropicales (3.500 ó 4.000 metros) como en las montañas peruanas, bolivianas o keniatas.

El dominio morfoclimático periglacial comprende todas las áreas de clima frío en las que la temperatura crítica de 0 ºC provoca frecuentes ciclos de hielo-deshielo. Por otra parte, el régimen pluviométrico asegura la presencia de agua. En estas condiciones la gelifracción es el mecanismo de preparación del material fundamental. Ocupa un 15 ó 16 % de las tierras emergidas y sus climas típicos son el clima de tundra1 y el clima del bosque boreal2.

Bloque roto por gelivación. Islandia

1   Este clima se desarrolla entre los 60º y los 75º de latitud. Ocupa las franjas costeras ártica y antártica, y está dominado por las masas de aire polar continental y marítimo y ártico. Se dan frecuentes tormentas ciclónicas. Los inviernos son largos y rigurosos. No hay un verdadero verano, aunque sí una estación, muy corta, algo más suave. Las precipitaciones son siempre en forma de nieve. En la clasificación Koeppen, ET. 

     Los  países representativos de este clima son: la vertiente ártica de  Norteamérica,  Europa  y Siberia, la costa de Groenlandia y la costa antártica. 

2   Este clima se encuentra entre los 50º y los 70º de latitud, sobre todo de latitud norte ya que en el hemisferio sur apenas lo encontramos en algunas islas. Ocupa las regiones manantiales de las masas de aire polar continental que alimentan el frente polar. Los  inviernos  son largos y rigurosos, y los  veranos cortos y fríos. En invierno llegan masas de aire ártico y en verano polar marítimo. El verano es la estación más lluviosa. Pero en general las lluvias son pocas y casi siempre en forma de nieve. En la clasificación Koeppen Dfc, Dw y Cfc. 

    Las  regiones más típicas  de este clima son: Eurasia desde el  norte de Europa  hasta el Pacífico, por Siberia, y Norteamérica desde Alaska hasta Groenlandia. 

El sistema morfogenético es uno de los que alcanza una mayor competencia modeladora. Son particularmente eficaces todos los procesos de meteorización mecánica, especialmente la gelifracción. Los períodos de alternancia hielo-deshielo son más activos en primavera y otoño. En este dominio la disolución sólo actúa eficazmente sobre las calizas, ya que las aguas de fusión nival son ricas en anhídrido carbónico. Sin embargo su actividad está limitada, ya que buena parte del agua está congelada. Este estado del agua impide que se desarrollen con eficacia otros tipos de procesos de preparación del material. En este dominio es importante la presencia de nieve más o menos abundante, la escasez de la cubierta vegetal, ya sea tundra o bosque boreal, y la presencia o no de hielo en el suelo.

La dinámica de laderas presenta gran variedad de fenómenos, tanto en masa como por elementos. La movilización de elementos está dominada por la crioturbación3 y la gelifluxión.

Los efectos de la crioturbación varían dependiendo de las características del material afectado.

Hay que distinguir las geliestructuras, desarrolladas en profundidad, y las figuras, ligadas a los materiales superficiales. Entre las geliestructuras encontramos repliegues debidos a la compresión del mollisol sobre el permafrost. Si la congelación es brusca, prolongada y acentuada se abren grietas de hielo que ejercen fuertes presiones laterales, hasta el punto de provocar cabalgamientos entre ellas. Todo ello conlleva la distribución organizada de zonas de piedras y vegetación. Cuando se presentan en superficies más o menos horizontales se estructuran en redes con mallas de dimensiones variables, llamadas nets o suelos poligonales.

Suelo poligonal, desierto central. Islandia

El tapiz vegetal de la tundra presenta abultamientos de césped almohadillado llamados thufurs o hummocks, de planta poligonal rodeados por bandas de piedras. La pendiente provoca la apertura de los polígonos, estirándose hasta adoptar una estructura en bandas paralelas. Es en este dominio donde aparecen los pipkrakes4 vistos en la crioturbación, ya que está dominado por la presencia de hielo en ellas.

La gelifluxión es un tipo de solifluxión dominada por la presencia de hielo en el suelo, que es descongelado durante el verano, lo que proporciona grandes cantidades de agua líquida. El

3   Cuando la masa de detritos está empapada de agua el ciclo de hielo­deshielo pone en marcha este proceso de anera   particularmente   eficaz.   Si   este   ciclo   tiene   lugar   en   las   capas   superficies   de   deslizamiento   se   llama crioturbación. Pero hay otro mecanismo que consiste en la formación, en el suelo, de agujas de hielo (pipkrakes) en cuyo extremo se encuentran pequeños fragmentos. Al deshelarse, esos fragmentos caen, desplazándose.

4   Agujas de hielo

permafrost no deshelado se comporta como plano de deslizamiento para las lenguas fangosas. Podemos distinguir entre los bloques canalizados, los mantos de barro y las coladas de bloques que se deslizan por pendientes débiles. La vegetación de tundra puede dificultar el desplazamiento del fango. En las pendientes abruptas se puede desgarrar la cubierta vegetal.

Todos estos procesos aportan grandes cantidades de carga a los cursos de agua. Estos tienen un régimen claramente contrastado, en función de las épocas de hielo y deshielo. La arroyada difusa tiene una presencia notable al comienzo de la estación del deshielo, ya que el suelo helado impide la infiltración del agua. Esto asegura el lavado de las partículas más finas.

Los grandes agentes de transporte que actúan en este dominio son las aguas corrientes y el viento, aunque este sólo tiene auténtica significación morfogenética en el contacto con el dominio glaciar. La originalidad de las aguas corrientes se debe a su alternancia entre épocas heladas con escasa circulación y épocas de fusión con gran abundancia de caudal, muy frecuentemente de carácter catastrófico. Los ríos que desembocan en el océano glacial Ártico se deshielan antes en la cabecera que en la desembocadura. Las aguas de fusión se encuentran con una potente barrera de hielo que generan extensas llanuras de inundación.

Modelado del relieve. En el dominio periglacial podemos distinguir tres grandes grupos de modelados: los modelados de las laderas, las llanuras periglaciales y el modelado eólico.

Los modelados de las laderas presentan cuatro tipos fundamentales: las laderas de gelifracción, las de gelifluxión, las que tienen rellanos goletz y las que tienen canales de aludes.

Las laderas de gelifracción se deben a la fragmentación de las rocas coherentes por efecto de la crioclastia. Presentan una sucesión de agujas y pináculos fruto de las debilidades presentadas por las diaclasas. A los pies de estas laderas se forman conos y taludes continuos notablemente regulares, solo rotos por los efectos de la arroyada del agua de fusión.

Las laderas de gelifluxión las encontraremos en aquellas pendientes que estén formadas por materiales arcillosos que favorezca la solifluxión. Presentan un aspecto caótico producto de la naturaleza de los movimientos masivos en pendiente. En laderas poco pronunciadas aparecen los suelos poligonales. Cuanto mayor es la pendiente mayor es la presencia de coladas de barro, nichos de solifluxión y caballones. En estas laderas la arroyada difusa provoca surcos vivos.

Glaciar rocoso y solifluxión, Purne, Himalaya. India  Cono de derrubios, Yunam, Himalaya. India

Las laderas con rellanos goletz están organizadas en escalones más o menos horizontales de un centenar de metros de anchura y separados por taludes de varios metros de altura. Esta estructura permite la diferenciación nítida de las formaciones superficiales. Los elementos más groseros se localizan en los taludes, mientras que los finos se dispersan en la llanura, que incluso adopta formaciones de suelos poligonales.

Las laderas con corredores de avalanchas se localizan en los sectores con grandes cantidades de nieve, capaz de provocar avalanchas. Se observan grandes y profundos surcos, rectilíneos, que han sido excavados por los aludes. Eventualmente han podido ser retocados por la gelifracción. Los conos de derrubios reúnen los fragmentos en el fondo de las avalanchas, transportados por la nieve.

Las llanuras periglaciales son las formadas por los desbordamientos de los ríos árticos durante las avenidas estivales. Estas llanuras son más anchas de lo habitual a causa de la zapa de los hielos flotantes y las redes de lechos anastomosados ligadas al régimen de deshielo. En ellas encontramos lagos, pantanos y turberas, separados por barreras arenosas o limosas. Durante el invierno se forman lentejones de hielo de segregación en las zonas cubiertas de agua. Los cerros de tundra más estables se llaman hidrolacolitos o pingos. Los pingos tienen un núcleo de hielo y pueden alcanzar desde los 60 centímetros hasta los varios metros de altura. Los hidrolacolitos son más pequeños, e incluso estacionales. En las turberas estos montículos se llaman palsas, y están atravesados por fisuras abiertas a causa de las heladas, y las tensiones de dilatación y desecación. Alrededor de estos montículos aparecen orlas de fragmentos más o menos grandes.

Cuando el núcleo helado de estos cerros desaparece, los pingos se colapsan y se pueden formar cavidades, a lo que se llama tremocarst, por analogía. La depresión formada por el pingo colapsado forma alas caracterizadas por su fondo plano, a veces cubierto por un lago. Las depresiones pueden unirse formando valles de alas y drenajes arrosariados. Los glacis de acumulación son el elemento de enlace con las llanuras. Están formados por conos detríticos coalescentes, poco potentes y notablemente rectilíneos, ya que son producto de la arroyada difusa. Los cursos de agua estacionales que aparecen sobre turberas generan valles en cuna poco profundos.

El modelado eólico sólo tiene importancia en la zona de contacto con el dominio glaciar. Se expresa en huecos y acanaladuras debidas a la corrasión, campos de piedras pulidas y afacetadas y pequeñas dunas de arena mezclada con nieve. Pero la acción eólica más original es la decantación de loess, constituida por polvos limosos procedentes de los desiertos fríos y la demudación de las morrenas.

Tipos de regiones periglaciales. El dominio morfoclimático periglacial se puede dividir en dos subdominios: el desierto de gelivación y el periglacial de tundra.

El desierto de gelivación implica la ausencia de vegetación, escasez de lluvias y por lo tanto una gelifracción y gelifluxión limitadas. El transporte de las partículas es producto de la gravedad y de la acción eólica. Las pocas lluvias se deben a la presencia del anticiclón ártico, por lo que los desiertos de gelivación se encuentran en las proximidades del océano glacial Ártico. Es, pues, un tipo periglacial seco.

El subdominio periglacial de tundra está vinculado a climas más húmedos, y ligeramente más templados. La gelifracción y la gelifluxión actúa con toda su eficacia. La existencia de permafrost5 permite diferenciar un tipo periglacial húmedo. En los tipos sin permafrost tienen más importancia los procesos de remoción en masa, y no son despreciables los efectos de los fuertes vientos.

Remoción en masa

5   Suelo permafrost o pergelisol, que por la falta de calor está permanentemente helado, lo que impide el desarrollo de la vegetación.

Son aquellos procesos que desplazan grandes volúmenes de material a lo largo de las pendientes. Se agrupan en dos modalidades: los deslizamientos y la solifluxión. Este fenómeno necesita de un agente externo que lo ponga en marcha: el agua.

DeslizamientosLos deslizamientos consisten en un descenso masivo y relativamente rápido, a veces de carácter catastrófico, de materiales, a lo largo de una pendiente. El material se mueve como una masa única, no como varios elementos que se mueven a la vez. El deslizamiento se efectúa a lo largo de una superficie de deslizamiento, o plano de cizalla, que facilita la acción de la gravedad. Esta superficie se crea por la absorción de agua a una profundidad determinada, lo que implica un cambio de densidad de la capa subyacente que es lo que provoca la existencia de un plano de deslizamiento. Afecta tanto a tierras poco compactas como a rocas.

Los deslizamientos de tierra afectan a material meteorizado y poco compacto, que carece de debilidades estructurales. La superficie de deslizamiento aparece sobre un basamento arcilloso saturado de agua. Esta superficie de deslizamiento se crea a lo largo de períodos dilatados de tiempo, el suficiente como para que una determinada capa arcillosa absorba el agua necesaria para permitir el deslizamiento del material superior. Son capas arcillosas las que, generalmente, funcionan como superficies de deslizamiento, por su capacidad para retener el agua.

Dependiendo de la profundidad a la que se encuentre la superficie de deslizamiento el movimiento en masa puede ser superficial, y que afecta a poco volumen, o profundo, y que afecta a grandes volúmenes. En este caso presenta un perfil cóncavo que imprime a la masa, en el deslizamiento, un movimiento de rotación.

Los deslizamientos también pueden afectar a rocas compactas, si en ellas se encuentra una discontinuidad que funcione como superficie de deslizamiento, también se llaman deslizamientos en lámina o en capas. En la roca debe encontrarse una fisura que al alterarse y humedecerse, el plano en el que se encuentra, permite el deslizamiento de la parte superior de la roca, a lo largo de la pendiente, por gravedad.

Este fenómeno es propio de las regiones de montaña húmeda. Puede desencadenarse por una labor de zapa en la base.

Escurrimiento de bloques Esquema de deslizamiento

SolifluxiónLa solifluxión (flujo de suelo) consiste en un desplazamiento que afecta a una masa de fango desplazada sobre un basamento estable. Afecta únicamente a los materiales arcillosos susceptibles de transformarse en fango por el aumento de su contenido en agua líquida, lo que provoca un cambio de densidad, del peso y del volumen, que favorece el desplazamiento a lo largo de la pendiente. Al transformarse en fango, la propia lámina que se desplaza colmata los huecos y suaviza las irregularidades de la pendiente, lo que reduce la resistencia del sustrato al desplazamiento. Cuando se alcanza el límite de fluidez en los niveles superficiales se establece un plano de discontinuidad hídrica que funciona como plano de cizalla.

La actuación del agua puede producirse por el empapamiento del material deleznable a causa de infiltraciones, o el desbordamiento de mantos freáticos, o por la abundancia de las precipitaciones en una zona.

Existen diferentes tipos de solifluxión, pero las dividiremos en dos: la generalizada y la localizada.

La solifluxión generalizada afecta a toda una ladera y en procesos, normalmente, lentos y sostenidos a lo largo del tiempo. En esta modalidad distinguimos:

La solifluxión laminar, que afecta a una capa muy superficial en un proceso de descenso muy lento.

La solifluxión subcutánea, que está dificultada por la existencia de un manto vegetal, y que produce abombamientos en dicho manto. Estos abombamientos pueden rasgar el tapiz dejando escapar el fluido fangoso.

La solifluxión en terracillas, propia de la grandes pendientes, donde el movimiento se descompone en pequeños deslizamientos escalonados, expresados en peldaños discontinuos de altitud y anchura de dimensiones decimétricas. Asemejan a pequeños senderos escalonados. Esta solifluxión se ve acentuada por las pisadas de los animales mayores, por lo que esos peldaños, cuando aparecen aislados, también se llaman pisada de vaca. Frecuentemente las terracillas superiores cabalgan sobre las inferiores.

La solifluxión localizada se caracteriza en lugares determinados, y también en momentos concretos, lo que provoca fenómenos catastróficos. En este fenómeno distinguimos:

El nicho de solifluxión, zona de despegue delimitado por un talud semicircular abrupto, con forma de cuchara.

La colada de solifluxión, o colada de barro, cuando el material desplazado se extiende a lo largo de la pendiente en forma de lengua espesa y ondulada. En la parte final adopta bien una forma cónica plana, si es muy fluido, o bien se acumula el material en la parte delantera formando caballones.

Los caballones o lóbulos de solifluxión, se forman cuando el material se acumula en la parte inferior formando una pequeña contrapendiente. Los caballones tienen forma convexa y detrás suyo dejan una depresión donde se acumula agua. En el recorrido de la lengua fangosa queda una cicatriz con una pendiente marcada. Los caballones presentan un perfil claramente escalonado.

Las dimensiones de la solifluxión localizada suele ser decimétrica, lo que no quita para que encontremos sus formas en vertientes extensas, normalmente asociadas con varios tipos de solifluxión.

El deslizamiento del fango da lugar a la formación de surcos y resaltes de resistencia en sus bordes. Gracias a su densidad puede arrastrar enormes bloques rocosos, por lo que cuando es lavado el barro aparecen coladas de piedras y de bloques en disposiciones caóticas.

La solifluxión es un fenómeno muy generalizado, sobre todo en las regiones húmedas y templadas o frías, debido a la pobreza de la vegetación. En las regiones tropicales húmedas la solifluxión es limitada, a causa de la abundante masa forestal. No obstante, en los países de

sabana sí que tiene una presencia significativa. En las regiones frías, no cubiertas permanentemente de hielo, la alternancia de hielo-deshielo favorece la solifluxión. Este tipo de solifluxión, controlado por la existencia del hielo helado en el suelo (permafrost) se llama gelifluxión. Que puede funcionar en pendientes muy débiles.

Un trágico ejemplo de solifluxión:

9.- Las áreas de montaña. Cuando tratamos los climas, dijimos que en la atmósfera la temperatura disminuye con la altura, lo que hace que los climas de montaña sean notoriamente más frescos o fríos que el que corresponde por zona climática al nivel del mar.

Esta muy fuerte disminución de la temperatura –del orden de 0.65°C por cada 100 metros de altitud- hace que los procesos en las montañas sean muy diferentes a los que se encuentran en el resto del continente-. Si a ello agregamos las fuertes pendientes debidas a lo abrupto del relieve, se tiene un contexto especial que justifica su tratamiento aparte.

La caída libre actúa tras la ruptura de pequeños fragmentos o de bloques más o menos grandes en la cresta de la pendiente. Tras la caída el elemento desciende por la pendiente hasta estabilizarse en una posición de equilibrio, hasta que una nueva ruptura de equilibrio o un impulso externo lo vuelva a hacer caer. Si los fragmentos son de pequeño tamaño y en su desplazamiento no vuelven a romperse hablamos propiamente de caída libre, mientras que si los fragmentos son más voluminosos y se rompen en su caída hablamos de desprendimiento. Los desprendimientos suelen tener carácter catastrófico.

Para que se produzca la caída libre la ladera debe tener una pendiente de más de 45º (100%). El talud presenta una inclinación variable, pero por debajo de 40º, ya que de lo contrario los fragmentos no se detendrían. Esta ladera tiene un equilibrio muy inestable, pendiente de equilibrio, y la ruptura del mismo desencadena el movimiento de gran cantidad de fragmentos, hasta volver a alcanzar un ángulo estable, ángulo de reposo. El pie es la parte de la ladera con menos inclinación.

El desplazamiento efectivo de un fragmento depende de su peso, que es casi lo mismo que decir de su tamaño. En una ladera los derrubios se organizan de mayor a menor: abajo los fragmentos más grandes y arriba los más pequeños. Es posible que, por la evolución de la ladera, los fragmentos terminen por alcanzar la parte superior, en cuanto los derrubios alcanzan la cresta el proceso se detiene. No obstante, el fenómeno se activa gracias a la zapa de las rocas deleznables subyacentes a las cornisas, que quedan en situación de extraplomo.

Los fragmentos tienden a converger al pie de los escarpes en taludes y conos de derrubios o deyección. El talud de derrubios es una acumulación de derrubios continua y regular. El cono de derrubios es una acumulación concentrada en un punto de la cornisa y que se abre en forma de abanico. Cada cono de derrubios presenta una debilidad que concentra la meteorización. La zona por la que se canaliza la caída de fragmentos se llama canal de derrubios. La coalescencia de conos de derrubios consecutivos forma taludes compuestos de aspecto festoneado. Los derrubios así acumulados continúan siendo angulosos. A esta acumulación de derrubios angulosos se le denomina “planchones coluviales”.

Las áreas de montaña introducen perturbaciones debido a la altitud en los climas zonales, y esto tiene, también, consecuencias morfogenéticas. No obstante, el medio montañoso se define por su estructura escalonada. Los cambios son progresivos, y además los fenómenos morfogenéticos de los pisos superiores interfieren en los inferiores. Distinguiremos el piso forestal, el piso glacial, y el piso periglacial.

El piso forestal debe su originalidad a la presencia de vegetación que le confiere un régimen de biostasia, que no consigue parar totalmente la remoción en masa. Se desarrolla por debajo del piso periglaciar con una cota inferior muy variable. En las montañas de las latitudes medias se encuentra entre los 600 y los 1.000 metros, pero esto, es producto de las roturaciones históricas que han puesto esta zona en cultivo o pasto. En los países áridos aparecen las formaciones de sabana, como si fueran las grandes llanuras, gracias al aumento de las precipitaciones. En las regiones tropicales el bosque de pluvisilva se confunde con el bosque de montaña. Se distingue sólo porque en estos desaparece el estrato arbustivo superior, y aparecen especies nuevas, con más necesidades de luz.

La amplitud de este piso, pues, varía en función de los dominios bioclimáticos. En las altas latitudes no aparece. En las grandes montañas tropicales: Himalaya y Andes, aparece sobre los 2.000 ó 3.000 metros. Y en las latitudes medias no supera los 1.000 metros. Claro que siempre hay que tener en cuenta factores locales de orientación y pendiente e intervención humana.

Sistema morfogenético. La altitud modifica notablemente los valores climáticos zonales, aunque la cubierta vegetal dulcifica los contrastes. Las copas de los árboles pueden interceptar más del 40% de las precipitaciones, por lo que la violencia del impacto de las gotas de agua sobre la roca y el suelo se reduce. No obstante, este piso coincide con los valores máximos de precipitación del país. En las regiones tropicales húmedas entre los 2.000 y los 3.000 metros aparece la selva nublada, que se caracteriza por la abundancia de musgos y líquenes colgados de los árboles.

La abundancia de agua y su retención en el suelo favorece los procesos de meteorización química y biológica. El bosque dificulta los procesos de transporte en las vertientes, sobre todo la arroyada, aunque las fuertes pendientes favorecen los procesos relacionados con la gravedad: caída libre y reptación. Es aquí donde la remoción en masa encuentra sus mejores condiciones. Las solifluxión de las montañas tropicales pueden ser espectaculares, debido a la abundancia de agua y a las pendientes pronunciadas. En ocasiones la solifluxión está provocadas por mal uso del arado, que expone el suelo a las acciones de la arroyada.

Así pues, este piso se caracteriza por los procesos de meteorización química y biológica y los movimientos en masa. No obstante, hay diferencia entre las zonas con una vegetación más densa y baja y las menos densas y altas. Se ve muy bien en la diferencia entre las zonas de bosque caducifolio y los bosques de coníferas.

La orientación también introduce cambios en la densidad de la vegetación y por lo tanto en su grado de protección del relieve. En nuestra cordillera se observa muy claramente la contraposición entre las vertientes húmedas y forestales orientadas al noroeste y las más secas y cubiertas de cactus de las vertientes contrarias6.

Oposición de laderas: Solana y Umbría. Cordón de Ramón. Cordillera de Santiago. En el extremo derecho, el cerro de Ramón; en la mitad izquierda, el cerro Provincia. La imagen está tomada mirando hacia el Este, de modo que el Norte queda a la izquierda de la fotografía. Nótese la diferencia de cobertura vegetal entre las laderas que miran al Norte y las que miran al Sur.

6   Es lo que se denomina “solana y umbría”, siendo la ladera de solana la que mira al sol, y la de umbría, como su nombre lo indica, la ladera en la que predominan las sombras.

Este piso se ve invadido por fenómenos de avalanchas de los pisos superiores. Tanto el periglacial como el glacial, que puede extender hasta aquí sus lenguas glaciales. Además los fragmentos desprendidos en los pisos superiores tienden a terminar, tarde o temprano en este piso.

Modelado del relieve Las interferencias y la dinámica del piso forestal hacen de él un país con formas de relieve vivas. Las vertientes deben sus formas a la presencia de los movimientos en masa. Según las condiciones concretas podemos tener abombamientos bajo la cubierta vegetal, mordidas de nichos de solifluxión y las demás formas típicas asociadas a la solifluxión. Las mayores se encuentra en la zona de transición con las praderas supraforestales. Aquí las coladas pueden tener caballones de tal potencia que dificultan la escorrentía y forman lagos. En los frentes del caballón pueden reproducirse los fenómenos de solifluxión o presentar cárcavas. La arroyada difusa organiza los interfluvios en forma de lomas de culminación convexa.

En las montañas calizas se desarrolla un carst cubierto en el que predominan las dolinas y las cavidades subterráneas que arrancan en el límite superior del bosque. Esto se debe a la mayor abundancia de nieve en esta zona y a la mayor exposición de la caliza a este agente de disolución. Además desde aquí parten los arroyos que se sumirán en el macizo calizo.

La influencia de las precipitaciones hace descender la cota significativamente, por lo que según la orientación puede variar la cota en una misma montaña significativamente.

El sistema morfogenético que encontramos en este piso es similar al dominio periglaciar, pero las pendientes y el medio de montaña presenta notables originalidades debidas a la modificación del clima zonal. Aquí la nieve adquiere una importancia transcendental, ya que el manto nival detiene los procesos erosivos, por su acción de aislante térmico. Pero la nieve también tiene su acción morfogenética por medio de los ventisqueros que se encuentra a sotavento de los obstáculos y que durante la fusión de las nieves favorecen los procesos de microgelifracción.

Más efectivo aún son las avalanchas alimentadas por la abundancia de nieve y las pendientes superiores al 45%. En ellas se arrancan, y se arrastran, numerosos clastos que son depositados caóticamente en los fondos de valle, llamados fondos de avalancha. En este sentido distinguimos dos tipos de avalanchas, las húmedas que se caracterizan por ser espesas y concentradas que se deslizan sobre el sustrato rocoso; y las avalanchas pulverulentas, de nieve fría y seca que se desliza sobre otra capa de nieve endurecida, y por lo tanto son menos eficaces.

La nieve, por su parte, potencia los procesos de meteorización química, sobre todo la disolución cárstica, por su alto contenido en anhídrido carbónico.

Las aguas de fusión provocan importantes fenómenos de arroyada y movimientos en masa (solifluxión) en rocas arcillosas y suelos colonizados por pradera alpina. La interferencia de la vegetación provoca la existencia de festones, guirnaldas o terracillas. También se presenta abobamientos que dan lugar a coladas de barro con fragmentos gruesos.

La arroyada reduce su acción a los frentes de las manchas nivales y al lavado de los materiales más finos, lo que favorece la aparición de pavimentos pedregosos. Sólo en caso de aguaderos la arroyada puede adoptar un carácter torrencial.

En las zonas no cubiertas por la nieve es muy efectiva la gelifracción. Estas zonas se encuentran en las pendientes más pronunciadas y las zonas más expuestas a las variaciones de temperatura, diaria o estacional. En los meses de verano todas la superficie debe estar sometida a la acción de a gelifracción. En la movilización de los fragmentos la reptación tienen una importancia notable.

En las montañas tropicales y las subpolares secas la importancia de las avalanchas disminuye, debido a la escasez de nieve. En las montañas de los medios áridos cálidos se incrementa la importancia de la arroyada, en detrimento de la solifluxión.

Modelado. La originalidad reside en la amplitud de los efectos de la innivación. A sotavento de las crestas se forman cornisas enmarcada por rocas y seguidos de fuertes laderas demudadas. Aparecen nichos de nivación de planta semicircular en la parte alta de las laderas, y canales de aludes.

Las principales formas que se desarrollan en estos ambientes tienen una configuración caótica, en las cuales la pendiente cumple un papel preponderante. Así, en las planicies –propias del hemisferio norte- en que se alternan estaciones climáticas extremas, las formas derivadas del periglacial son de pequeña envergadura y tienen que ver más bien con alineamientos de clastos sueltos provocados por los efectos de abultamiento del suelo al congelarse (“suelos poligonales”). En los paisajes montañosos –en cambio- se desarrollan formas deposicionales tanto a lo largo como al pie de las laderas, originadas por la caída de los trozos desprendidos de la roca madre al ser ésta partida por el efecto de la congelación del agua que se encuentra infiltrada en ella: de esta manera, tenemos planchones coluviales (extensiones de piedras que se acumulan a lo largo de la ladera), conos coluviales o derrubios (cuando los trozos de roca se acumulan al pie de la ladera) y formas solifluidales, -cuando se produce desplazamiento en masa debido a la colmatación de agua de un estrato de material fino que adquiere condiciones de gran plasticidad-, es decir, masas de tierra y piedras que, en forma de corriente de barro, se deslizan ladera abajo.