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Geología II.- Procesos.
Tema 1- Introducción a los procesos geológicos.
Proceso Significa un fenómeno que implica un cambio, de modo que lleva
implícita la idea de movimiento. Necesita una causa de transformación que en
geología es producida por la energía. Así que estudiaremos que tipo de energía
que funcionan en la Tierra. Son de diversos tipos:
Campo magnético Produce el magnetismo y la magnetización de las
rocas paramagnéticas.
Campo gravitatorioExisten dos tipos:
Campo gravitatorio terrestre(9.8 m/s2 en superficie)
Produce la forma de la Tierra, la isostasia
y el transporte de masas en la superficie.
Campo gravitatorio lunar solar(2 x 10-6 m/s2)
Produce las mareas.
Energía solar(3.3 x 102 cal/m2s) Produce la zonación climática y por
tanto los procesos meteorológicos (viento, oleaje,
meteorización mecánica)
Energía químicaproduce la meteorización y sedimentación químicas.
Energía interna(1.4 x 10-2 cal/m2s) Transforma la energía térmica en
mecánica. Produce el flujo térmico, magmatismo,
metamorfismo, sismicidad y deformación de rocas.
La geología de los procesos, por tanto, es compleja ya que une todos esos
procesos.
Ciclo geológico:
El calor interno de la Tierra produce la fusión de las rocas y produce el magma,
este sale a la superficie (volcán) o mediante intrusiones magmáticas en los
estratos, se meteorizan y se sedimentan en cuencas, que mediante diagénesis
forma rocas sedimentarias, etc.
Para facilitar el estudio de estos procesos se dividen en:
Endógenos: que son aquellos que tienen lugar en el interior de la
Tierra. (Tectónicos y Volcánicos)
Tectónicos procesos ligados ala deformación de las rocas como
consecuencia de un movimiento de placas. (estudiaremos la
tectónica de placas y la deformación de rocas (sismicidad))
Volcánicos son procesos muy complejos que origina otra serie de
procesos.
Exógenos: aquellos que tienen lugar en la superficie terrestre. Son mucho
más numerosos, pues los vemos mejor al ser superficiales.
Procesos en laderas constituyen el área donde se concentran.
Procesos fluviales agua en movimiento (canalizada)
Procesos glaciares movimiento de agua en estado sólido.
Procesos periglaciares ligados a los cambios de temperatura en
los suelos en ambientes fríos.
Procesos desérticos zonas áridas.
Procesos lacustres aquellos que suceden en lagos.
Procesos litorales ocurren en la costa.
Procesos marinos ocurren en las cuencas oceánicas.
Proceso general de meteorización incluye a todos los anteriores.
En todos estos procesos tenemos erosión y sedimentación de partículas.
No todos los procesos ocurren con la misma velocidad. En la superficie ocurren
todos a la vez. La geología es una ciencia histórica, pues se estudian procesos
actuales y anteriores. Un desprendimiento llega a ser rápido, y la formación de
rocas es un proceso lento (un millón de años) o la subida del mar (0’1 mm al año)
Para eso los geólogos han dividido el tiempo de la tierra en épocas. (pagina 1
detrás)
Los procesos geológicos que mejor han quedado registrados son los actuales, ya
que estos han tapado los anteriores. Queda muy poco registro sedimentario
antiguo debido a que se han fundido, sufrido metamorfismo, etc. Hay que tener
en cuenta una época donde no había vida que duró 4000 m. a. (precámbrico) y
otra donde apareció la vida que duró 500 m. a. aproximadamente (fanerozoico)
Esta última se divide en: Paleozoico (época de vida antigua – 250 m. a.; seres
vivos marinos), mesozoico (época intermedia o evolucionada – 200 m. a.),
cenozoico (época de vida moderna – 65 m. a.; nacimiento de los primeros
mamíferos)
Hace 2 m. a. aparece el hombre, poco tiempo a escala geológica. Es la época,
geológicamente hablando, donde más restos quedan. El homo erectus aparece
hace 500.000 años.
El cuaternario se divide en Holoceno y Pleistoceno.
El holoceno es el que llega hasta hoy, y que va desde hace 10.000 años hasta
nuestros días.
Para conocer esta escala, se han utilizado métodos para datar las distintas rocas.
Los fósiles son buenos criterios de datación relativa. Pero hay otros métodos
como los métodos radiactivos que son más fiables. Mediante este método
sabemos la edad exacta de una roca (C-14)
Demuestra como interaccionan los procesos geológicos (las subidas y bajadas del
nivel del mar son debidas a procesos meteorológicos)
Los campos fundamentales de la geología son: los materiales (cristalografía y
mineralogía; petrología y geoquímica), procesos (geodinámica: externa
[geomorfismo e hidrología] e interna [tectónica y volcanología]) y registro
(estratigrafía y paleontología)
La geología en CC Ambientales tiene como objeto de estudio la interacción de los
procesos naturales y el hombre.
Ciencias no estrictamente geológicas:
Edafología (el estudio de los suelos), geotecnia (propiedades mecánicas y
constructivas), geografía física (estudio del relieve), oceanografía, climatología.
Tema 2- procesos endógenos: tectónica de placas.
La Tierra se divide en tres grandes capas:
Núcleo (se divide a su vez en dos: núcleo interno y núcleo externo)
Se piensa que el núcleo interno está en estado sólido y el externo en estado
liquido. El movimiento de la tierra produce unas corrientes en el núcleo externo y
son responsables del campo magnético (originan el campo magnético)
Manto que esta formado por rocas básicas (peridotitas o eclogitas) Está en estado
sólido.
La parte superior de la Tierra es la mas conocida, puesto que es la más cercana al
hombre.
Corteza, es la capa delgada diferenciada del manto (canal de baja velocidad)
Astenosfera parte donde el material esta seudo fundido.
Litosfera parte donde el material es sólido.
La corteza es la parte más superficial de la litosfera.
Conrad dedujo que habría que diferenciar dos capas en la corteza. Supuso que la
superficie tendría unos elementos diferentes, por tanto la corteza se divide en:
sial (silicatos alumínicos y cuarzo) y sima (silicatos magnésicos)
La corteza continental está homogeneizada (división corteza continental) Tiene
unos espesos de unos 25-70 Kms., hasta llegar a la discontinuidad de
Mohorovicic, que separa la litosfera del manto.
En la Astenosfera existe una zona donde la temperatura es elevada al igual que la
presión, las rocas se acercan al punto de solidus, así que se funden algunos de
sus componentes. Se llega a ese punto más rápidamente en aumento de
temperatura que en aumento de presión. Lo que hace que las rocas se comporten
de una forma plástica.
Pasando esta zona, pasa lo contrario por lo que la roca vuelve a estar sólida.
La corteza oceánica ([Si] < 50%) es más densa que la corteza continental.
También es más delgada ya que sólo tiene 6 o 7 Kms. de espesor. La corteza
oceánica si está estratificada, y está compuesta de varias capas.
Sedimentos pueden llegar a 500 m de espesor.
Capa 2 de origen volcánico, espesor de hasta 2 Kms.
(pillow lavas...)
Capa 3 está formada por rocas plutónicas básicas (garbos
y rocas ricas en olivino)
Después de la discontinuidad de Mohorovicic encontramos el manto.
Isostasia (Airy [1855], Prat [1856], Dutton [1890])
Los bloques de la corteza están en equilibrio hidrostático a una determinada
profundidad (profundidad de compensación)
Teoría de Airy.
Los materiales se encuentran en un nivel basal de compensación, y la altura de
cada bloque está en relación con su densidad, de manera que el peso sea siempre
el mismo.
Esta teoría se ha comprobado mediante procesos sísmicos.
TA x c = Z x w + (TA - Z – a) c + aM => a = [(c - w)(M - c)] x 2 =>
=> a = 273 Z
Teoría de Prat
Las coordenadas tienen una densidad distinta que la corteza oceánica. Dividió
la corteza terrestre en carios trozos, de manera que los trozos más altos
tenían menos densidad, y los más bajos tenían más densidad.
Se ha comprobado que las dos hipótesis son ciertas, ya que establecen raíces
profundas pero también es cierto lo de distintas densidades.
La hipótesis de Airy se cumple en el 63% de los casos mientras que la de Prat se
cumple en el 37%.
Consecuencias de la teoría de Airy: ajuste isostático (al quitar masa a los bloques
isostáticos, estos se elevan. Esto sucede en las cordilleras. El material se
sedimenta en las cuencas sedimentarias, por tanto estas se hunden.
La isostasia demuestra la existencia de una capa plástica bajo la litosfera llamada
Astenosfera (nivel de compensación isostático)
Pellegrini observó que los límites entre los continentes africano y americano
coincidían.
Alfred Wegner (1912-1930) expuso a finales de los años 20 su teoría de que los
continentes se movían, que estaban a la deriva como balsas (deriva continental),
basándose en varios criterios: la perfecta coincidencia entre los bordes
continentales de África y América (criterio morfológico) a través de la línea de
costa excepto algunas zonas posteriores a la apertura del océano Atlántico; se fijó
en una cordillera antigua y desgastada (cadena caledoniana) con materiales muy
parecidos a los de Canadá y EEUU, que coincidían si se cerraba el Atlántico Norte,
sería la continuación de los Apalaches; un criterio paleoclimático (clima antiguo)
es la extensión de los depósitos carboníferos de glaciares, y reconstruyó un
megacontinente donde todos estaban unidos: los criterios paleontológicos,
comparando fósiles, vieron que había especies muy parecidas durante un tiempo
entre Sudamérica y África, y luego dejaban de haberlas, estudiaron la distribución
de los seres vivos actuales, Wallace ya había estudiado esto, y Australia
(archipiélago de Indonesia) estaba más alejada de Indochina, no como ahora, ya
que los bloques continentales han ido acercándose. Los continentes estaban
unidos y se habían ido separando. Escribió “La deriva de los continentes”.
Treinta años más tarde (durante la 2ª Guerra Mundial) aparecieron equipos para
hacer mediciones de tipo científico: Magnetización de las rocas, no todas las rocas
se magnetiza con el campo magnético terrestre, cuando la roca se forma sus
minerales, se magnetiza o se orienta según la magnitud del campo magnético en
esa zona, así se mide el ángulo entre las líneas de fuerza cuando se formo la roca
y al ángulo del campo magnético actual. El campo magnético terrestre esta
orientado Norte-Sur, cuya inclinación de las líneas de fuerza depende de la
latitud; los minerales magnetizables están orientados paralelamente a las líneas
de fuerza del campo magnético que había cuando se formó el sedimento. El polo
Norte magnético tampoco es estático, sino que va migrando (deriva polar) Esto
confirmó que había existido la deriva continental. (transparencia)
Los continentes estuvieron unidos en el Paleozoico en un gran continente llamado
Pangea donde Existía un gran oceánico llamado Pantalasa, y una gran bahía
llamada mar de Tethys. Los continentes se separaron en el Triásico hasta la
actualidad (Transparencia) La deriva continental permite hablar de bloques que
se desplazan, esto dio lugar a la tectónica de placas en los años sesenta. La
posibilidad de hacer mapas del fondo oceánico por el SONAR (transparencia) y se
descubrió que había cordilleras submarinas como las espinas dorsales de los
océanos (de ahí su nombre “dorsal oceánica”), y zonas profundas próximas a
continentes; las dorsales oceánicas estaban desplazadas lateralmente por grandes
fracturas o fallas. Encima de las dorsales había sismicidad, y también en las fosas
oceánicas, las cuales permitían dividir la superficie terrestre en bloques o placas;
las placas están en movimiento, se separan entre sí y el hueco es rellenado por el
ascenso de material fundido que se adosa a las placas cuando solidifica, son
zonas de gran vulcanismo. Las fosas son zonas de subducción de placas (una
debajo de otra), que es convergencia entre dos placas. Las fallas transformantes
o laterales se mueven una con respecto a otra (transparencia) La causa principal
del movimiento de continentes o placas es la difusión de calor desde el núcleo
hasta la superficie terrestre: radiación, fricción y convección, donde la masa
caliente asciende y baja cuando se enfría, este proceso es muy lento, el material
se mueve pocos al año, pero las corrientes funcionan continuamente
(transparencia) Holmes dedujo la existencia de corrientes de convección en el
manto en los años 30, aunque no se comprobó hasta varios años después; estas
corrientes son la causa principal del movimiento o desplazamiento de la litosfera.
Esto hace que el planeta Tierra sea geológicamente vivo.
En la actualidad se conocen varios métodos para medir la velocidad con la que se
mueven las placas, lo más fácil es desde los satélites (Geos), que es de varios mm
al año. En el Atlántico las placas se separan 0’2 cm al año, hay otras que se
separan 16 cm al año, otras 185 cm al año, etc. Esto refleja el grado de actividad
tectónica de las placas.
El movimiento entre dos placas puede ser convergente, divergente y
transformante, aunque también hay varios movimientos. Son los siguientes:
- Bordes divergentesSe asocian a dorsales, pero su origen está en la rotura de
un continente. Se parte de una placa continental debajo de la cual las corrientes
de convección se vuelven divergentes, asciende el material caliente lo que hace
que la Astenosfera se caliente y se produzca un abombamiento importante
llamado “doming” (proceso de formación de un domo), se dilata la litosfera y
colapsa cuando no puede soportar ese abombamiento, este hundimiento supone
una rotura de la litosfera, por la parte más alta del abombamiento, son fallas que
producen el hundimiento de la zona central que ahora es un valle. Este
abombamiento supone una elevación de la topografía, su extensión es de cientos
de Km. Y sube 200 ó 300 metros, se denomina “valle de rift” o “rift” (rift valley),
tienen una anchura de pocos Kms. (8, 10 ó 20), es un proceso lento de modo que
ocupa varios m. a. (2, 3,...)Es una zona de intenso vulcanismo porque la
Astenosfera fundida está muy cerca de la litosfera o superficie, lo que permite el
fácil acceso del material fundido y
la formación de volcanes. Si las corrientes
divergentes continúan, se produce un empuje separando las placas procedentes
de la placa que se rompió (
) de modo que el rift se hace cada vez
más ancho. Por ejemplo: en la zona del centro de África ocurre un fenómeno de
divergencia que puede conllevar a la separación de la placa africana; en la zona
de los grandes lagos de África hay un rift que puede desembocar en la formación
de un océano porque será inundada por el agua. El que una corteza continental
se transforme en corteza oceánica es consecuencia del rift. Por ejemplo: el Mar
Rojo es un valle de rift inundado por el agua del océano Indico, el río Nilo no
desemboca en el Mar Rojo por muy cerca que lo tenga porque el Mar Rojo es un
domo. El tránsito entre corteza continental y corteza oceánica no coincide con el
borde de placas. Un limite de placas es el límite que separa dos placas en
movimiento. Los bordes continentales pasivos reciben un acúmulo continuo de
sedimentos que por isostasia se mantiene con la misma profundidad (no
coinciden con el limite de placas) porque el continente se hunde y puede recibir
cada vez más sedimentos.
Una dorsal es una zona con corteza oceánica de poco espesos, tiene el material
magmático muy cerca y sale por la dorsal, dependiendo del tiempo que tarden en
enfriarse dará un tipo de roca u otro; son sistemas montañosos sumergidos,
tienen una altitud de varios miles de metros, dan lugar a volcanes sumergidos,
con zonas sísmicas de poca intensidad con roturas pequeñas pero continuas,
forman pequeños rifts en la cresta (zona más elevada) que se produce por el
hundimiento de esta zona. Las dorsales de expansión lenta tienen mucha altura y
son estrechas. Por ejemplo: la dorsal Atlántica, y hay muchas otras que tienen un
perfil más suavizado que son de expansión rápida. Por ejemplo. La dorsal del
Pacifico; y no da lugar a vulcanismo. Así se expanden los océanos. Las rocas
volcánicas que forman la corteza oceánica estaban fundidas y sus minerales se
imantaron indicando la situación del polo Norte magnético que coincide con el
polo Sur geográfico. Hay una distribución simétrica de bandas magnéticas de los
materiales que salen por la dorsal, que su anchura depende del tiempo y la
velocidad de la expansión. El fondo de los océanos está magnetizado. Podemos
saber la edad del fondo oceánico por el tipo de polaridad magnética que tiene y
por la anchura de cada banda magnética, lo cual es un buen método que utiliza el
magnetómetro: rojo (material muy reciente al lado de las dorsales), pardo-oscuro
(bordes de los océanos, materiales antiguos), así se reconstruye la expansión de
los fondos oceánicos por las dorsales.
Si se continuara siempre así, la Tierra crecería en diámetro, si no fuera porque
hay muchas estructuras donde se destruye corteza oceánica y continental. La
expansión de los fondos oceánicos se puede medir también por “los montes
marinos”, que son puntos anómalos donde hay vulcanismo activo (puntos
calientes estáticos que nacen del manto inferior), aunque la litosfera se mueve, el
volcán se extingue, se genera otra y tiene lugar un conjunto de volcanes
extinguidos de los cuales sólo es activo el que esta justo encima del punto
caliente. Por ejemplo: Hawai es un conjunto de volcanes encima de un punto
caliente. Las alineaciones submarinas volcánicas no tienen porque coincidir con
dorsales. Los guyots son volcanes que dejaron de crecer y se sometieron a
procesos erosivos por el alejamiento de las placas, tales como el oleaje que lo
deja rasada hasta el nivel del mar, pero como el fondo oceánico es más profundo,
se hunde y no le afectará el oleaje; son volcanes planos achatados que se
desplazan y al cabo del tiempo se hundirá hacia fosas oceánicas o bordes de
subducción. El vulcanismo oceánico da lugar a procesos de hidrotermalismo, y
aporta elementos al océano. Por ejemplo: el río alemán Rin está canalizado en un
rift que se ha extendido hasta España.
Cuando un continente se fractura, en algunos puntos se forman fracturas triples
que dan lugar al abombamiento y a tres ramas de rifts: son los llamados puntos
triples, cuyos ramales no progresan a medida que pasa el tiempo aunque se haya
formado el océano incipiente. Sería depresiones de rifts perpendiculares al plano
de rotura del continente: esto es interesante porque se denominan aulacógenos y
son formas del relieve de ciertas dimensiones aprovechados por la red fluvial para
formar grandes ríos y desembocar en aulacógenos. Por ejemplo: Mississippi
(USA.), Nigger (Nigeria), Amazonas (Sudamérica) Las fallas suelen ser rectilíneas,
de modo que en la fractura en el continente, la dorsal se articula mediante fallas
que se curvan dependiendo de la curvatura de la rotura: son fallas transformantes
y se forman en el mismo momento en que se rompe el continente
(Transparencia), son placas que se mueven lateralmente:
Falla direccional
de salto en
dirección,
transcurrente,
(desplaza dos
elementos)
- Los bordes convergentes o bordes de subducción en ellos la placa que
subduce es la oceánica porque es la más densa, puede subducir debajo de una
placa continental u oceánica. Si son dos placas oceánicas las que convergen,
estas zonas dan lugar a áreas muy profundas, coinciden con las fosas oceánicas,
con más profundas que las llanuras abisales. Por ejemplo: la fosa de las Marianas
tiene mas de 11 Kms de profundidad, se forman áreas de islas, la placa que
subduce fricciona con la que cabalga y produce una fusión parcial del material
que provoca cámaras magmáticas que ascienden para dar volcanes que forman
islas volcánicas si ascienden a la superficie: son arcos porque tienen forma
arqueada, los magmas que se van formando se van diferenciando (basáltico,
intermedio o riolítico) dependiendo del lugar donde se produzca la fricción entre
las placas que convergen: a mayor distancia que tenga que recorrer el magma,
mayor acidez tendrá y mayor diferenciación. En esta subducción, justo en la zona
donde subducen las placas se forma una especie de arruga o relieve de gran
deformación tectónica denominado complejo tectónico donde hay sedimentos
marinos apilados como cuñas (también llamado arco externo o cuña de acreción);
la depresión entre el complejo tectónico y la isla volcánica se llama cuenca de
antearco, está bajo agua y delante del arco de islas, y la que está detrás se llama
cuenca de retroarco. Por ejemplo: en el archipiélago japonés subducen las placas
pacíficas, forma un arco de islas.
La fricción continua entre placas produce sismicidad, de modo que los bordes de
subducción son zonas más sísmicas, y los hipocentros de los terremotos se
disponen a lo largo de las placas que subducen y cabalgan, el plano de Venios es
el plano de contacto entre dos placas.
Si la placa oceánica subduce bajo la placa continental, que tiende a flotar, se
produce fricción entre dos placas que genera fusión parcial del material, los
magmas ascienden y afloran a la superficie dando volcanes. En el plano de
Benioff se localizan los hipocentros de los terremotos y por debajo de 400 km no
hay terremotos, porque sólo se localizan en el tomo al arco de islas, aunque
también depende de la inclinación de la placa que subduce. Las placas que
subducen lentamente tienen un ángulo de inclinación mayor que las placas que
subducen rápidamente. Las fosas más profundas están asociadas a fenómenos de
arcos de islas, donde la placa subduce rápidamente. Cuando la placa cabalgante
es continental se dan los bordes de subducción andinos: hay un aporte continuo
de material magmático, del cual una parte se convierte en volcanes y otra parte
genera rocas plutónicas. La cordillera de los Andes está formada por rocas
plutónicas y volcánicas asociadas a un borde de subducción, que continua por
Centroamérica. En los bordes continentales abundan las andesitas. Por ejemplo:
colisión de la India con la placa europea; dos placas colisionan cuando entran en
contacto con dos placas continentales formándose una cordillera, cerrando el
océano que había entre ellas.
La epirogénesis (elevación isostática) es un proceso lento que comienza durante
la orogénesis y que luego continua cuando cesa dicha orogénesis. Con el tiempo
geológico se desarrollan corrientes convectivas divergentes debajo del continente,
que se puede fracturar por las líneas de debilidad y volver a abrirse los
continentes.
Ciclo de Wilson: Cordilleras antiguas procedentes de un movimiento orogénico
anterior, son ciclos lentos y ocupan cientos de millones de años.
Isostasia y frecuencia continental: indican la altura de los continentes (acúmulos
verticales)
Tema 3 – Deformación de rocas: procesos tectónicos.
La tectónica estudia la deformación de las rocas y su estructura, la cual obtiene
después de su deformación.
Deformación y esfuerzo
En lugar de utilizar fuerza se usa esfuerzo, que es la fuerza aplicada a una
superficie (stress), es la fuerza responsable de la deformación de las placas. La
deformación (strain) es la transformación que sufre la roca por la actuación del
esfuerzo. La ciencia física que estudia el comportamiento molecular de las rocas
ante las deformaciones y los esfuerzos se denomina reología: respuesta de una
roca ante una deformación (comportamiento reológico), en función de sus
características moleculares:
Comportamiento elástico: es aquel comportamiento en el que la deformación no
depende del tiempo (graficas transparencias) Cuando se deja de ejercer el
esfuerzo la deformación desaparece.
Comportamiento plástico: aquel en el que empieza la deformación a partir de un
nivel mínimo de esfuerzo, aunque aumentemos o disminuyamos el esfuerzo, la
deformación es siempre la misma. No es reversible, debe llegarse a un
determinado umbral para que la deformación se mantenga.
Comportamiento viscoso: aquel que ejerce muy poca resistencia a la deformación
con la diferencia que cuando termina el esfuerzo, se mantiene la deformación.
Hay muchos tipos de comportamientos: elástico-plástico, viscoso-elástico-plástico,
etc.
Siempre hay una componente elástica al principio de cada deformación que
aumenta con el tiempo aunque no se aumente el esfuerzo, y la roca se rompe,
siendo r el punto de rotura de la roca; el tiempo es relativo, es decir, al cabo de u
n tiempo la roca se rompe.
Las rocas que tienen una cierta componente plástica tiene un comportamiento
dúctil (cuando el campo plástico es superior al 5%) En este caso la deformación
permanente. También hay otras rocas con comportamiento frágil cuya rotura se
produce en el campo de comportamiento elástico, no tiene deformación
permanente: son los extremos de un comportamiento continuo.
Las rocas frágiles se deforman poco y se rompen pronto (rocas competentes)
El comportamiento reológico de las rocas es distinto en la superficie y en el
interior de la Tierra, de modo que una misma roca se comporta de forma distinta;
el aumento de la presión confinante hace que aumente la componente elástica de
la roca, lo mismo ocurre con la temperatura, la roca se deforma con mayor
facilidad pero se rompe antes. Aumenta su comportamiento plástico pero también
aumenta su fragilidad.
Deformaciones o estructuras dúctiles.
Son los pliegues. Sus constituyentes son: eje, línea que une los puntos de máxima
curvatura; plano axial o bisector, se divide al pliegue en dos partes iguales; (A
veces el eje se sumerge en la tierra ya que está inclinado con respecto a la
horizontal. El ángulo que guarda la horizontal con el eje del pliegue se denomina
plano de inmersión); flancos, cada una de las dos mitades del pliegue separados
por el plano axial; y los estratos plegados.
El núcleo del pliegue sinclinal es más reciente que los flancos, y el núcleo del
anticlinal es más antiguo que los flancos. En los pliegues tumbados siempre hay
una secuencia donde los planos están invertidos y la secuencia está al revés.
Todos los pliegues tienen inmersión, sino no terminarían nunca, así que terminan
en una terminación periclinal (inclinado hacia la periferia, hacia todas las
direcciones) Los pliegues anticlinales tienen estructuras en domo y los pliegues
sinclinales tienen estructura en cubeta (basin)
Por erosión de los materiales plegados, podemos encontrar las siguientes
morfologías:
- en cuesta la zona poco inclinada (estrato duro) es el dorso de la cuesta, y la
más escarpada (estrato blando) es el frente de la cuesta. Esto da lugar a redes
fluviales subsecuentes, resecuentes, consecuentes, etc. El término hogback
determina a cuestas con estratos de frente muy inclinados. Todo pliegue está
formado por dos flancos y una chamela. Clases de pliegues: simétricos,
asimétricos, tumbados, etc. Cheurins: indican hacia donde buza la serie de
pliegues, indica una ladera formada por estratos inclinados, y al disminuir arroyos
por ella adquieren forma de uve invertida o de triángulo.
La relación red fluvial-plegamiento es la siguiente: un río discurre por un
terremoto estático que sufre una compresión, se pliega, y el río se excava
conforme se va plegando el terreno (antecedencia: río anterior al plegamiento); o
si el terreno está plegado y luego se adaptan los ríos a la estructura
(sobreimposición)
La dirección, rumbo o azimut es la recta intersección entre el plano del estrato y
el plano horizontal imaginario; se mide con la brújula entre el norte magnético y
la dirección del estrato del norte al este entre 0 y 180º. También hay que medir
con el dinómetro los grados de inclinación del estrato con respecto a la horizontal
y nos da su inclinación o buzamiento; la línea de máxima inclinación es
perpendicular a la dirección. Por ejemplo: N25E/30E ó 30W.
Estructuras o deformaciones frágiles.
La estructura se rompe y se forma una grieta, cuyos planos de rotura se
denominan diaclasas; ésta puede ir acompañada de desplazamientos entre
bloques, constituyendo una falla. Hay tres tipos de fallas: direccionales (de salto
en dirección, transcurrentes, de desgarre, etc.), normales e inversas.
Las fallas normales tienen planos muy inclinados pero no verticales del todo, uno
de los dos bloques se hunde a favor de la inclinación del plano dando lugar a un
bloque hundido y un bloque elevado; son típicas de zonas sometidas a tensión,
por distensión de los materiales, provocan hundimientos. Una falla es joven si se
ha movido hace poco, y es vieja si el bloque hundido ha sido rellenado por
sedimentos o si no se ha movido en un tiempo considerable.
Las fallas inversas tienen un plano de falla inclinado, donde el bloque que se eleva
lo hace a contrapendiente, son típicas de zonas sometidas a compresión. El
cabalgamiento viene dado por un pliegue que cabalga sobre el bloque hundido de
una falla (overthrust), pero hay algunos que afectan a amplias zonas y se
denominan mantos de corrimiento. Por ejemplo: Pirineos, donde el bloque que
cabalga se llama alóctono y el de debajo es el autóctono.
Los relieves a los que dan lugar las fallas son escarpes, zonas hundidas, facetas
(parecidas a los cheurons), relieve en “horst” y “graben” (fallas normales y zonas
hundidas) siendo “graben” una fosa tectónica.
Las fallas direccionales son distintas de las normales y de las inversas, su plano es
siempre vertical, se forman por compresión o distensión, su movimiento es
horizontal o lateral, pueden desplazar lateralmente cualquier estructura, se
pueden mover a favor de las agujas del reloj (destral:
) o en contra de las
agujas del reloj ( sinestral:
) Dan lugar a desplazamientos de ríos, cadenas
montañosas, etc.
Las estrías de falla marcan el desplazamiento que hubo entre los dos bloques.
Los diapiros son estructuras asociadas a materiales muy plásticos y muy ligeros,
que fluyen y tienden a ascender deformando a otros materiales cuando se ven
sometidos a cargas.
Las diaclasas son planos de rotura sin desplazamiento, algunas llegan a
desarrollar fallas y otras no, tienen orientaciones muy paralelas.
Las grietas son separaciones de rocas que pueden rellenarse por otros materiales.
El estilolito se forma en rocas solubles, son típicos de las calizas, son superficies
muy irregulares donde la compresión actúa y la disolución también. Por ejemplo:
Amontes, Belemnites, etc.
La esquistosidad caracteriza a rocas con comportamiento muy dúctil y a veces se
asocian a los pliegues; es una estructura que presenta planos de fractura muy
densos. Es una deformación a escala de granos minerales a causa de una
compresión, reorientándose los granos en una dirección determinada. Esta
estructura es típica de los pliegues, y los planos de esquistosidad son paralelos al
plano axial del pliegue al cual van asociados. Es una estructura que se presenta
en ambientes muy profundos y de gran plasticidad, es útil en rocas plutónicas
masivas que han sufrido una deformación dúctil.
Podemos encontrar asociaciones de estructuras: si una zona sufre una
compresión, aparecen estructuras como pliegues (anticlinal, sinclinal) cuyos ejes
son perpendiculares al eje de compresión, esquistosidad cuya orientación es
paralela al eje de compresión, fallas inversas y cabalgamientos cuya orientación
es perpendicular al eje de compresión, y estilolitos aunque éste es tan pequeño
que no se representa en los mapas; si una zona sufre una distensión, aparecen
estructuras como grietas, diaclasas, fallas normales. También puede ocurrir que
haya compresión en un sentido y distensión en otro, de modo que el movimiento
de estas fallas direccionales es conjugado, tanto destral como sinestral:
La bisectriz de los ángulos agudos coincide con la orientación del eje de
compresión.
Hay tres grandes tipos de regímenes de esfuerzo o regímenes tectónicos para los
cuales se definen tres tipos de esfuerzo: máximo compresivo (1), máximo
distensivo (3) y un tercero es el eje intermedio entre 1 y 3 que se llama 2:
Los regímenes tectónicos son: distensivo (3 horizontal y 1 vertical), compresivo
(1 horizontal y 3 vertical) y desgarre (1 y 3 horizontales y 2 vertical)
Situaciones:
Los estilolitos aparecen en cualquier régimen tectónico.
Zonación de estructuras. Aplastamiento, pliegues y cizallas
Niveles estructurales: superior (característico de fallas, pocos Kms de extensión),
medio (pliegues) e inferior (pliegues)
Orogenia y fase tectónica.
La orogenia es un proceso de colisión de placas que afecta a una parte
importante de la Tierra de forma que da lugar a la génesis de cordilleras mas o
menos simultaneas en toda la Tierra; las más recientes son la Orogenia Heránica
y la Orogenia Alpina: la primera tuvo su momento álgido a final del Paleozoico, su
cordillera continua en el Sur de Canadá al otro lado del Atlántico, la segunda aún
persiste actualmente. Las orogenias son procesos lentos, y dentro de ellas se
encuentran momentos de mayor intensidad o deformación (fases tectónicas:
deformaciones intensas que duran poco tiempo) y momentos de menor
intensidad; las orogenias se componen de varias fases tectónicas. Por ejemplo:
para saber que una fase tectónica tuvo lugar a finales del Jurásico lo
comprobamos con los fósiles y restos de material orgánico, y para saber que no
continuó en el Cretácico lo comprobamos por los estratos deformados con fósiles
distintos del Cretácico: esta superficie de discontinuidad entre unos estratos y
otros se llama discordancia, así sabemos cuando tuvo lugar una fase tectónica.
Sismicidad.
Es un proceso de origen tectónico asociado a la actividad tectónica, de modo que
un terremoto es un proceso de aceleración del suelo ligado a procesos tectónicos
(paso de ondas sísmicas) durante breves momentos, como consecuencia destruye
estructuras. Por ejemplo: en España, los terremotos más destructivos han sido:
Olot (Gerona, 800 muertos), Carmona (Sevilla, 5040 muertos), Málaga (1680, 80
muertos), Lisboa (1755, 50 muertos), Torrevieja (Alicante, 1829, 400 muertos) y
Arenas del Rey (Granada 1884, 800 víctimas)
Un terremoto se asocia a la actividad o movimiento de fallas (los pliegues no los
generan), este proceso sigue la teoría del rebote elástico, que dice que en una
zona donde se generará o ya existe una falla que se va a mover se acumulan
esfuerzos tectónicos, y durante un tiempo las zonas próximas se distorsionan y se
deforman elásticamente, hasta el punto en que se liberará la energía al acumular
esfuerzos, y los bloques se desplazan por el plano de rotura. Este temblor origina
ondas sísmicas P (sólidos y líquidos compresibles) y S (sólidos únicamente, más
lentas que las P), que se reflejan en los sismógrafos de ondas P y ondas S; y por
último las .
La diferencia de velocidad de las P y de las S permite calcular la distancia del
epicentro del lugar del terremoto; para localizar el epicentro se necesitan tres
sismógrafos desde tres puntos. Las estaciones sismográficas más importantes de
España son las de Granada, San Fernando, etc.
Richter a principios de siglo creó un ábaco con tres escalas: amplitud, magnitud y
distancia entre ondas P y S, estas escalas son logarítmicas. No hay que confundir
magnitud con intensidad, cuya escala fue propuesta por Mercalli (I-XII) donde se
estiman los daños que el terremoto pueda causar, pero hoy día esta escala ha
sido sustituida por la escala MSK.
La mayoría de los terremotos se localizan (sus hipocentros) a profundidad no
superior a 5 Kms, pero hay algunos cuya profundidad son 200 ó 300 Kms ya que
puede ser causado por la superficie de fricción entre dos placas (bordes de
subducción); la mayoría de los terremotos que tienen lugar en España se
registran en las cordilleras Béticas y en los Pirineos.
Tema 4 – Procesos volcánicos.
La geometría de los cuerpos ígneos es una cámara magmática, que se inyecta en
grietas que asciende hacia la superficie dando lugar a rocas ígneas, mediante
estructuras volcánicas.
Las rocas ígneas afloran en forma de lacolitos (pequeños, graníticos, llamados
“lanchas” o “lanchares”, forma redondeada), dique (pared), volcán (chimenea
volcánica, esqueleto volcánico), plutones (todo el plutón aflora en superficie en
forma de granito, sus cuerpos principales son los domos de exhumación) Dentro
de una cordillera los granitos se encuentran en las zonas más profundas (Galicia,
Zamora, Salamanca, Huelva, Córdoba...)
Los procesos activos de origen volcánico se localizan en bordes de subducción,
dorsales y puntos calientes (placas divergentes, rifts, bordes convergentes) El
tamaño de los aparatos volcánicos son variados: grandes dimensiones (basaltos,
poca altitud, gran extensión volcanes en escudo), intermedio (pequeño monte
de 3 ó 5 Kms de altura conos volcánicos), pequeños (cientos de metros o
menos conos o cráteres pequeños) El magma contiene sólidos, líquidos y gases,
pero las erupciones dependen de la abundancia de cada elemento: explosivas
(gas), extrusivas (sólidos), efusivas (líquidos)y de tipo mixto (una mezcla de los
tres elementos)
Los aparatos volcánicos dependen de la viscosidad o fluidez de los magmas, de
modo que hay magmas muy fluidos, intermedios y muy viscosos que provocan
explosiones:
- Volcanes hawaianos o islándicos lavas basálticas muy fluidas, por grietas
asciende el magma, son erupciones fisurales, originan grandes llanuras de
lava, flujos concéntricos, pendientes suaves.
- Volcanes estrombdianos, vulcanianos o vesubianos
- Volcanes peleanos, cracatóanos y plinianos
El volcán piroclástico produce su emisión de materiales en zonas llenas de agua,
son erupciones freáticas llamadas mahares: son explosiones violentas pero
breves, y cuando el volcán deja de tener actividad dan lugar a lagos. Los volcanes
mixtos se llaman estratovolcanes, donde las capas de piroclastos (capas claras)
alternan con las de lava (capas oscuras); por ejemplo: Teide (España) y Fujiyama
(Japón) Los volcanes submarinos son inofensivos y tranquilos, aunque hay
explosiones si están cerca del nivel del mar; cuando el volcán deja de ser activo
es erosionado por el oleaje achatándolo por la parte superior y quedando plano,
luego pueden hundirse (isostasia) o ser transportados por las placas oceánicas, lo
cual se denomina guyots. Los humeros negros son zonas de temperatura muy
elevada.
Los conos adventicios están situados en las proximidades del volcán principal, son
de vida muy breve.
Los materiales que emiten los volcanes se dividen en gases, líquidos y sólidos. Los
gases que emiten los volcanes son CO2, SH2, etc.; se habla de tres tipos de
emisiones de gases: fumarolas (gases a muy altas temperaturas, entre 1000 y
2000 ºC), sulfataras (gases a bajas temperaturas, menos de 200 ºC) y mofetas
(emisiones de gas carbónico, CO, tóxico y denso); a veces los gases aparecen en
lagos o zonas encharcadas, lo que provoca que el agua se acidifique; la emisión
de agua se asocia a un vulcanismo residual ácido a punto de extinguirse, donde el
agua sale en forma de surtidores cuando se calienta el agua, dichos surtidores se
denominan géiseres, que contienen agua con sílice en disolución, precipitando y
formando rocas en los alrededores llamadas geiseritas. Las emisiones de líquidos
son lavas, formadas por material totalmente fundido, aunque no todas tienen la
misma fluidez (rápidas) o viscosidad (lentas), lo cual depende de la composición
mineralógica del material emitida: las lavas ácidas son lentas y viscosos (15 m/sg,
forman coladas que se comportan igual que un río, cuando solidifican se llaman
“lavas cordadas” o “pahoehoe” (término hawaiano) Los lagos de lava se agrietan
cuando solidifican. Los jameos son accesos de lava que circulan por debajo de
lava endurecida, los hornitos son minúsculas erupciones que coinciden con el
burbujeo de una colada de lava, las lavas básicas se denominan lavas
escoriáceas, avanzan 1 ó 2 m al día pero provocan la destrucción de estructuras,
no tienen una temperatura tan alta como las lavas ácidas, después de la erupción
quedan unas estructuras abruptas y angulosas llamadas “malpaises” y ese terreno
no puede utilizarse para nada ni siquiera para caminar sobre el; las lavas
submarinas están sometidas a la presión hidrostática y confinante adoptando una
morfología esférica y curva denominadas “lavas almohadilladas” o “pillow lavas”.
Las emisiones sólidas son los piroclastos, que se clasifican en: bloques y bombas
(diámetro mayor a 32mm), lapillis (diámetro entre 4 y 32 mm), cenizas (diámetro
menor a 4 mm) y tobas volcánicas (diámetro inferior a 2 mm), cuyo conjunto se
denomina taphra; las bombas de gran tamaño se denominan huevos, las cenizas
llegan a formar grandes campos de color oscuro. Una emisión mixta son nubes
ardientes, son masas de gases incandescentes con material sólido fino, que
alcanza grandes velocidades, a mas de 1000 ºC de temperatura, cuyo depósito se
denomina ignimbrita. Los lahares son coladas de barro (agua mezclada con
cenizas) muy destructivas.
Cuando el volcán deja de ser activo, puede dar lugar a distintas morfologías. Las
coladas de lavas más pequeñas se comportan como un río viscoso y se cuelan en
el fondo de un valle pudiendo desembocar en un río o lago, o se consolida por el
camino, quedando materiales más resistentes que los que había antes. Por acción
de la erosión se puede invertir el relieve en coladas lávicas. Cuando el volcán se
extingue es atacado por las aguas de escorrentía que excavan pequeños valles
por las laderas del volcán según sea la solidez del material y siempre en forma
radial, quedando fragmentos sin erosionar de capas más duras y resultan
estructuras triangulares en planta denominados planezes, por el acúmulo de
piroclastos y cenizas. A veces los esqueletos volcánicos o los conos aguantan
tanto la erosión que no se forman planezes, sino que la red fluvial excavan la
chimenea resultando una estructura denominada varillaje de sombrillas.
Disyunción columnar.
Tema 5 – procesos denudacionales
La interacción entre procesos endógenos que forman relieve y los exógenos que
lo erosionan da lugar a diversos paisajes (William M Dauls) Relieve maduro, fase
senil y fase juvenil (erosión fluvial): fases del ciclo de erosión normal, que vuelve
a comenzar por un movimiento tectónico de elevación. Esto sucede exactamente
así actualmente, ya que no hay zonas donde la erosión fluvial no es importante,
porque hay lugares donde los agentes eólicos, glaciares, etc., tienen más
relevancia que los fluviales. Por ejemplo: cordillera Caledónica (antigua), cordillera
Heránica (madura) y cordillera alpina (juvenil)
Los agentes que dan lugar al transporte, erosión y sedimentación son: hielo, agua
y viento, así se habla del ciclo del agua o ciclo hidrológico que funciona
continuamente. El agua se infiltra a través del suelo, se retiene en la roca por un
nivel impermeable y forma un nivel de roca empapada en agua denominada
acuífero cuyo nivel superior se llama freático, que separa la zona o capa de
aireación (capa superior no saturada de agua) y la zona de saturación, y supone
un recurso hídrico fundamental pero no se explotan. A través del agua
subterránea se transmiten contaminantes mediante pasos.
El primer proceso que sufren las rocas de la superficie es una alteración
denominada meteorización o intemperismo, de modo que la roca se desmantela y
se erosiona. La meteorización comprende varios procesos que se engloban en tres
tipos: físicos, químicos y biológicos.
Los procesos físicos están influenciados por el tipo de clima (como temperaturas
extremas). Mientras que los químicos están condicionados por el agua y por las
altas temperaturas que indican distintos tipos de clima (tropicales: predomina la
meteorización química; polares: predomina la meteorización física): sistemas
clima-proceso (transparencia)
Meteorización física o mecánica.
Genera productos o disgrega la roca, y genera fisuras y grietas reduciendo a la
roca en fragmentos más pequeños, lo cual acelera los procesos de meteorización
química, de modo que es fácil meteorizar una roca por vía química que ya ha sido
meteorizada por vías físicas.
Los procesos físicos fundamentales de meteorización son los siguientes:
lajamiento (sheeting), crecimiento de cristales, cambio de volumen, insolación,
hinchamiento por humedad, humectación y secado (slaking) y abrasión.
El lajamiento es típico de rocas plutónicas (granitos), consiste en que después de
la litificación de estas rocas plutónicas a una cierta profundidad, cuando aflora a
la superficie, la roca se descomprime y se agrieta o fractura, y estas grietas
(lajas) son paralelas a la superficie topográfica.
El crecimiento de cristales se refiere a que determinados elementos o compuestos
cristalizan en los poros de la roca aumentándola de volumen lo cual supone una
presión sobre las paredes de la grieta o de los granos que forman el poro, estas
presiones son suficientes para romper la roca en un proceso llamado orioclástica
cuando es el agua la que pasa de estado líquido a sólido y ejerce la presión sobre
la roca: gelifracción, produciendo pequeños clastos angulosos llamados
orioclastos o gelifractos porque proceden de la rotura de la roca. También hay
sales que producen la rotura de la roca (sal gema o halita) en un proceso llamado
haloclastismo, típico de sales muy solubles, y característico de ambientes
desérticos, aunque esto es un problema para las construcciones de piedra. Por
ejemplo: los egipcios cubrieron las pirámides de arenisca con placas de caliza.
El cambio de volumen se refiere a compuestos que aumentan y reducen su
volumen absorbiendo agua, son transformaciones de un mineral en otro. Por
ejemplo: la anhidrita se transforma en yeso cuando absorbe agua (CaSO4 
CaSO4 . 2H2O) y aumenta de volumen rápidamente aunque este proceso es
reversible y la roca se rompe por deshidratación en un proceso llamado
hidroclastismo.
La insolación son cambios de temperatura del día a la noche que produce
dilataciones y contracciones en la roca, separándose los granos (desagregación),
esto predomina en climas desérticos.
El hinchamiento por humedad consiste en la dilatación de un mineral cuando
están húmedos y contracción cuando están secos.
Los procesos de humectación y secado continuos producen la disgregación de la
parte más superficial de la roca (slaking) y se rompe en capas concéntricas en un
proceso llamado descamación.
La abrasión se refiere al impacto de partículas sobre la superficie de una roca
transportadas por el viento o por el agua. Estos procesos desagregan a las rocas,
caen las partículas y se forman morfologías pequeñas en la superficie de la roca
(micromorfologías), llamadas grammas o vasques o pocetas de meteorización,
que son pequeñas depresiones en la superficie horizontal de la roca, mientras que
en las paredes verticales las oquedades (pequeñas) se llaman tafonis, que si son
más pequeños y numerosos se llaman alvéolos, y a veces se encuentran alvéolos
dentro de los tafonis.
Meteorización química
Son los siguientes procesos principales: hidrólisis, oxidación-reducción, disolución,
carbonatación y quelación.
La hidrólisis a veces viene acompañada por intercambio iónico, consiste en la
reacción de un compuesto o mineral con el agua, pero no todos reaccionan igual
ya que algunos son estables y otros inestables dependiendo de las condiciones de
presión y temperatura. La resistencia de los minerales a ser alterados por el agua
es variable, Goldich ordeno los minerales según su resistencia a la alteración
coincidiendo con las series de cristalización de Bowen; estos minerales se alteran
(se transforman en otros minerales) por el agua haciéndole perder cationes
(lixiviación) y emprobeciéndolo en sílice, si la lixiviación no es muy intensa los
silicatos de la arcilla se transforman en anortitas, si es moderada en esmectitas, y
si es intensa en caolinitas (transparencia) y si es muy intensa en óxidos e
hidróxidos de Fe y Al (minerales muy estables) Estas rocas no son reversibles, son
unidireccionales, en un solo sentido, que se transforman unos en otros pero
nunca en el anterior. Se pueden deducir cambios climáticos de húmedo a seco,
pero no de seco a húmedo, de forma que el clima es un factor importante. La
bauxita se forma en zonas tropicales y es un mineral rico en Al y Fe, y algunos
países la utilizan para explotarla.
La oxidación-reducción consiste en la oxidación o reducción de los cationes de los
minerales produciéndose una transformación mineral. Se utilizan diagramas,
donde el potencial redox es importante y el pH.
Disolución (curvas de solubilidad: transparencia), determinan los procesos
Kársticos. Carboratación
La quelación es a formación de complejos organometálicos, coloides que se
forman en el suelo por actividad orgánica generada por las raíces de las plantas;
es un proceso más biológico que químico, más bien bioquímico.
Meteorización biológica
Se refiere a la transformación de rocas y minerales por la acción de los seres
vivos, pueden ser procesos tanto físicos como químicos.
La arena procedente de la meteorización del granito se llama lem, y el material
suelto es fácilmente disgregable resultado de la meteorización de una roca se
llama regolito o saprolito, cuya eliminación da un acúmulo de bolas o formas
redondeadas por donde penetra el agua y continúa la meteorización. Superficies
grabadas (etch plains) o de alteración, características de ambientes tropicales;
sobre ellas pueden aflorar pequeños trozos de rocas dando lugar a un perfil
irregular de la llanura llamados inselbergs (montes aislados) que pueden ser muy
irregulares llamados tors o más suavizados o redondeados llamados bornhardt
debidas a que los afloramientos de la roca están muy meteorizados. Estas
llanuras son diferentes del ciclo de erosión normal (ríos)ya que estas se
denominan penillanura, típica de ambientes templados por erosión fluvial.
Morfologías
Los anillos de Liese-gang son tinciones concéntricas que aparecen en la superficie
de la roca; y las dendritas son típicas de rocas meteorizadas químicamente. La
descamación en capas concéntricas (como capas de cebolla) es otro proceso de
meteorización química; en una roca granuda se meteorizan por grietas y
fracturas por donde penetran los fluidos dando lugar a formas suavizadas y bolas
características esféricos. Por ejemplo: la Pedriza de Manzanares (Madrid); algunos
quedan aislados y adoptan formas en equilibrio sobre una punta. En cuanto a
meteorización biológica, los líquenes son eficaces a la hora de disgregar la roca
granuda o porosa, hongos, plantas superiores con raíces, etc.
La meteorización se paraliza cuando se llega a un ambiente tropical. Los montes
islas se forman por el retroceso de los escarpes que son separados por un tío, en
un proceso de extensión de valles llamado pediplanación que origina una
pedillanura, características del ambiente árido, compuestos por pedimentos o
glacis por retroceso de las laderas, no porque el río excave.
Suelos.
Es difícil definir suelo: corresponde al espesor entre la superficie del terreno hasta
la roca fresca, está formado por material que no ha sido transportado, sino
meteorizado y transformado en el mismo lugar. En él, el agua circula por el
material poroso arrastrando algunos elementos diferenciando en capas llamadas
horizontes edáficos:
Horizonte 0 resto de material orgánico vegetal.
Horizonte A material inorgánico rico en humus, el agua circula en la vertical y
puede arrastras partículas, es el horizonte de lixiviación o iluviación.
Horizonte B horizonte de iluviación.
Los más dinámicos son el A y el B, y si se distinguen fácilmente el suelo está bien
desarrollado. Hay un horizonte C que da paso a la roca fresca, es el horizonte de
roca meteorizada.
La calidad de un suelo da su fertilidad. Son sistemas muy complejos. Tienen
muchas características:
Estructura partículas que lo componen: laminar, prismática, etc.
Textura granulometría: arcilla, arena y limo.
Pendiente topografía suave: buen espesor, al aumentar el relieve el suelo
disminuye, a menor planitud menor desarrollo del suelo.
Los procesos de lixiviación son importantes, y los suelos se dividen en pedocal
(suelos con iones Ca+, precipitación<600 mm) y pedalfer (ricos en Al y Fe,
precipitación>600 mm, climas tropicales) Hay muchos tipos de suelo: podsol
(color gris oscuro, ambientes fríos, bastante espesor, húmedo, rico en materia
orgánica o humus), laterita (suelo tropical, color rojo intenso, pocos cationes,
enriquecido en óxidos de Fe y Al, mucho lavado, suelo poco fértiles que no valen
para el cultivo, al perder los cationes se enriquece en óxidos insolubles),
gley(suelos excesivamente húmedos con mal drenaje y poco aireados, ambiente
reductor, color gris claro azulado, contiene Fe reducido, tienen vetas de color
verdoso, sufren hidromorfismo, alto contenido en H2O), salinos (muy ricos en sal,
ambiente desérticos) y cálcicos (suelos mediterráneos, también llamados
rendzinas, muy fértiles)
En algunos tipos de suelo se forman niveles endurecidos (normalmente tienen
aspecto esponjoso), que se denominan costras formados dentro del suelo tanto
en ambientes tropicales o semiáridos (secos) pero no templados. El agua lava
óxidos de Fe y Al del horizonte A y llegan al B donde se cementan en costras
denominadas ferricreta o alcreta, en ambientes ácidos y tropicales. El agua
disuelve cal y sales en contacto con la roca, por evaporación sube a la superficie
por bombeo capilar durante épocas cálidas y secas, y precipita en superficie en el
horizonte A, formándose calcretas (caliche, costras ricas en sal) y gipcretas
(costras ricas en yeso) En ambientes intermedios se forman costras ricas en sílice
llamadas silcretas (silex) Las costras son importantes porque se asocian al agua, y
se erosionará, más fácilmente la zona donde no hay costra y esa costra será la
zona elevada: relieve invertido o inversión del relieve. Los niveles encostrados de
un suelo se denominan hardpan (término británico) Los suelos desarrollan mayor
o menor espesor en función de la pendiente. La rubefacción es el proceso de
enrojecimiento de un suelo, rico en óxidos de Fe
Procesos de disolución.
Estos procesos entran en los Karst, disolución de rocas mediante ríos, arroyos,
etc., que da lugar a morfologías espectaculares. Los procesos Kársticos se dan en
rocas solubles evaporíticas (yesos, etc.) y en carbonatos (cálcico, magnésicos,
etc.) que no son tan solubles pero se disuelven en medio ácido (bicarbonato
cálcico: soluble); para que tengan lugar estos procesos, los factores más
importantes para el aumento de la presión de CO2 son: pH (ácido favorece la
concentración de CO2 en el agua disolviendo la caliza, neutro o básico la
disolución es más lenta), temperatura (a menor temperatura, mayor disolución de
CaCO3), agua (en ambientes húmedos se favorece la Karstificación, en ambientes
cálidos no se da y en ambientes glaciares se favorece poco), clima (en ambientes
templados están los Karsts más espectaculares), precipitación (el impacto de agua
de lluvia sobre la roca y la escorrentía disuelve la roca y da lugar a lapiaces o
lenares, formas pequeñas o microformas de disolución superficial de la roca:
Kamenitza oquedad desarrollada en superficies horizontales; lapiaz en requeros
o rillenkarren presenta estriaciones en la superficie de la roca de varios
centímetros de anchura a causa de las aguas de escorrentía; lapiaz oqueroso o
tubular oquedades profundas hohlkamen; lapiaz estructural o kluftkamen se
desarrolla en rocas ya fracturadas; los 2 primeros son formas de lapiaz libre sin
cobertera edáfica encima, y los otros dos son lapiaces cubiertos que presentan
suelo encima de ellos)
Cuando el agua se infiltra en la caliza y la disuelve a una cierta profundidad, da
lugar a unas estructuras denominadas dolinas, donde el agua no tiene salida; hay
varios tipos de dolina: dolina en cubeta o artesa (de subsidencia lenta, mucho
diámetro y poca profundidad), dolina de colapso o en ventana (hundimiento
brusco, formación de una caverna, columnas verticales, diámetro inferior a la
altura), dolina de embudo (caso intermedio, forma de embudo) o torcas.
Los suelos arcillosos de color rojizo reciben el nombre de terra rossa, que es un
suelo residual rico en minerales de Fe. Asociado a temperaturas frías, aparece el
Karst nival. Los poljes (campos de cultivo) son depresiones de grandes
dimensiones kilométricas (de 0’5 km a varios km), que no se forman por colapso
sino por corrosión o disolución en la superficie bajo un suelo, denominándose a
esta corrosión criptokárstica, tienen fondo plano, pendientes escarpadas en los
bordes limitados por fallas a veces; puede haber dos o tres dolinas en cubeta con
fondo plano que crecen y contactan entre sí que se denominan uvalas, porque
pueden confundirse con los poljes, y en el fondo del polje circula una red fluvial y
penetra en el interior del macizo hacia cavidades subterráneas que son simas o
sumideros denominados ponor, erosionando la terra rossa. Los estavelles son
poljes con un punto de entrada al sistema de grutas. El complejo de grutas y
cavernas en medio Karst se denomina endokarst: estalactitas, lagos subterráneos,
estalagmitas (no son huecas como las estalactitas), columnas (unión de
estalactitas y estalagmitas), etc.; todas estas morfologías carbonatadas se
denominan espeleotemas. El agua que circula en el interior de las grutas sale en
una serie de turgencias manantiales, zonas de rezume, etc., dejando un
precipitado de CaCO3 formando una roca (espeleotema) llamada travertino o toba
calcárea, que se forman en superficie por pérdida de presión del CO2, y si hay
plantas el CaCO3 precipita alrededor de ellas formando un sustrato al cual se
anclan. Cuando un río pasa a alimentar con su caudal el sistema endokárstico se
denomina río ciego. En ambientes tropicales no muy cálidos pero si muy lluviosos
se acentúa la Karstificación originando paisajes con relieves cónicos como
residuos de dolinas, y se llama kegelkarst, cuyas depresiones entre elevaciones
se llaman cockpit y las dolinas kegel; si en un lugar de conos hay torres se llama
turmkast.
La denudación es la rebajación superficial de un área por procesos de
meteorización, y la disección es la erosión lineal de un paisaje concreto. Estos se
dan en ambientes distintos: laderas, ríos, agua en estado sólido (glaciares), viento
(en ambientes desérticos), áreas lacustres, procesos litorales, etc.
El levantamiento por la helada consiste en que el agua se congela en ambientes
fríos por la noche y hace que la ladera se hinche paralelamente a sí misma, y las
partículas se van deslizando ladera abajo cuando se produce el deshielo; este
movimiento del suelo es lento y se denomina gelifluxión (el suelo fluye por acción
del hielo)
El deslizamiento de masas no se comporta igual en todos los puntos. En un
deslizamiento rotacional, el punto de arranque se denomina cicatriz, la parte basal
(lengua) tiene un comportamiento dúctil porque el agua fluye con mayor facilidad.
Los movimientos de masas constituyen un riesgo natural y pérdida de suelo
(erosión)
Las laderas se describen mediante perfiles característicos de los procesos que
experimenta la ladera. Por ejemplo: perfiles topográficos, etc. Los perfiles no son
estáticos porque la parte alta puede ir rebajándose al ser meteorizada (perfil
suavizado característico de climas húmedos): ladera regularizada, que evoluciona
muy lentamente. Los procesos de meteorización mecánica son más importantes
que los de erosión en climas fríos, donde se alcanzan perfiles regularizados. Por
ejemplo: ambientes periglaciares. En ambientes áridos, la erosión es más
importante que la meteorización, donde las laderas retroceden paralelamente a sí
mismas manteniendo el mismo perfil de cantiltalud. En ambientes templados se
da un proceso intermedio denominado reemplazammiento. Cuando el nivel de
base de una ladera desciende, la pendiente aumenta por la acción de un río; si el
nivel de base de la ladera asciende, la pendiente de la ladera se rebaja por
acúmulo de sedimentos.
Tema 7 – Procesos fluviales.
Dinámica de los ríos. Sistema geológico azonal independientemente del ambiente.
Los ríos llevan agua y la transportan hacia abajo a una cierta velocidad, el agua
está canalizada y recibe distintos nombres según las dimensiones del canal
(torrente, arroyo, etc.) El caudal de un río (Q) es el producto entre la velocidad
del agua (V) y su volumen (A), se mide en m3/sg; depende de que llueva mucho
o poco, y para medir esta variación de caudal se utilizan aforos en diversos
puntos del río. Este estudio se representa en hidrogramas (variaciones de caudal
con el tiempo) que pueden ser unitarios, anuales, etc.; la subida del caudal se
denomina tiempo de concentración (tiempo que le cuesta a una gota de agua ir
desde el punto más lejano hasta el punto del aforo) que termina en el pico de
descarga (descarga = caudal), que una vez que se alcanza comienza la curva de
recesión donde el caudal vuelve a su situación original, pero no tiene por que ser
siempre así a causa del flujo vadoso dentro del suelo y de los acuíferos, de modo
que dicha curva de recesión es suave. En cuencas cada vez más grandes el pico
de descarga se reduce y el tiempo de descarga aumenta. El tiempo de
concentración representa la eficacia de la escorrentía, que es más eficaz cuanto
más pronunciada sea la curva y más alto esté el pico de descarga. Los
hidrogramas se relacionan con el tipo de clima, ya que hay ríos en cualquier tipo
de clima.
La hidráulica estudia el comportamiento del agua dentro de un canal (en el caso
de los ríos se denomina hidráulica fluvial), el agua alcanza su mayor velocidad en
la superficie del río. Se distingue flujo laminar y flujo turbulento, dependiendo de
la velocidad del agua; se diferencian utilizando un parámetro adimensional
llamado numero de Reynolds que equivale a:
Donde V es la velocidad del agua, d la profundidad,  la densidad y  la
viscosidad dinámica. A veces se utiliza la viscosidad cinemática que equivale a:
Y R se transforma en:
El flujo laminar cuando R<500 – 600 y es turbulento cuando R> 2000-2500. a
mayor profundidad y velocidad, el flujo es turbulento. El parámetro R no
determina la energía del flujo, utilizando para ello el número de Froude, que es
igual a:
Cuando F>1 el flujo es supercrítico (carácter erosivo, mucha energía) y si F<1 es
subcrítico predomina la sedimentación, y si F=1 el flujo es inestable. F depende
de la velocidad y del inverso de la profundidad; puede ocurrir un salto hidráulico
(de flujo supercrítico a subcrítico) o un goteo hidráulico (de flujo subcrítico a
supercrítico) las ondulaciones del fondo arenoso son ripples o rizaduras, cuyo
tamaño de la energía del flujo.
En cuanto a la forma del canal del río, es un factor que condiciona el movimiento
del agua: la anchura (W), la profundidad (d), el perímetro mojado (p=z . d+w,
radio hidráulico (R=A/P), caudal (Q), volumen (A=w . d), etc. Ocurre que:
El parámetro S es la pendiente del fondo. Todos estos parámetros varían en
función de la sección del río: a mayor anchura mayor sección, mayor profundidad
mayor sección, mayor velocidad mayor sección. Estas variables se resumen en la
ecuación de Manning relacionándolas con el canal:
Siendo n el coeficiente o numero de rugosidad de Manning, ya que el agua no
circula igual si el fondo del canal es liso o rugoso; n oscila entre 0’01 (suave y
0’16 (rugoso)) y las variaciones de n están tabuladas, ya que se deducen por
observación. Un río con un lecho suave tendrá un caudal elevado porque n es
bajo.
El perfil de la mayoría de los ríos es semiparabólico, en cuyas partes altas la
pendiente y la velocidad es mayor mientras que en las partes bajas ocurre lo
contrario.
En un diagrama de distribución vertical, encontramos la velocidad, los
sedimentos, etc. Las partículas que arrastra un río tienen varios tamaños. En un
diagrama de Hjulstöm se relaciona el tamaño de las partículas con la velocidad del
flujo de agua. Las partículas finas (arcillas) se unen desarrollando enlaces
cohesivos electrostáticos denominándose sedimentos cohesivos, que resisten a la
erosión del viento, agua, etc., por eso la velocidad del flujo tiene que ser mayor
(velocidad tamaño arena) Un río puede transportar a la vez gravas, arenas,
arcillas, etc., pero no todas se mueven de la misma manera; hay varios
mecanismos de transporte: tracción o “sliding” (la partículas está pegada al lecho
y se va arrastrando, corresponde a fracciones gruesas), rodamiento (la partícula
rueda en contacto con el lecho: “rolling”), saltación (la partícula avanza dando
saltos, para ello la partícula queda suspendida y por su propio peso vuelve a caer
al lecho y remueve a otras partículas, corresponde a tamaños m{as pequeños:
“saltation”), suspensión (corresponde a partículas mucho más finas que quedan
suspendidos: “suspension”) y disolución (partículas muy finas) La tracción,
rodamiento y saltación reciben el nombre de carga de fondo (bed bad)
Clasificación de canales de ríos (transparencia)
La sedimentación de los ríos se produce en: facies de canal (morfología
canaliforme, gravas, cantos, dimensiones en función del canal original, en la base
presenta un nivel con cantos más gruesos señalando la base del antiguo canal
denominado “lag deposit”, cuyos cantos tienen una morfología ahusada, su
acreción es lateral porque se desarrollan en la horizontal), llanura de inundación
(el río desborda llenando de agua la llanura, acumulándose un sedimento de
grano fino como arcillas, limos, etc., cada nueva inundación supone una capa
nueva de limos y arcillas encima de la anterior de modo que su acreción es
vertical, llegando a dimensiones de 3-4 cm), depósitos de banco (poca extensión,
se acuña hacia la llanura de inundación, son arenas medias más finas que los
depósitos del canal), depósitos de overbank (debido al desbordamiento del río, se
denominan “crevasse splay”, forma un abanico de sedimentos en una rotura
puntual del río) Los desbordamientos llegan a ser tan importantes que el río
puede excavar otro canal si tiene suficiente energía, y a veces el nuevo pasa a se
activo mientras que el antiguo queda abandonado: esto se conoce como
avulsión. Las zonas encharcadas de las llanuras de inundación se deben a zonas
muy planas de difícil drenaje (ox-bow lake), presentan abundante materia
orgánica, a veces se forman zonas deprimidas de poca profundidad pero de gran
extensión, son ambientes lacustres abandonados en una llanura de inundación.
Las gravas corresponden a las barras y las arenas a los canalillos entre una barra
y otra (tipo Braided)
Formas erosivas en un canal.
Los perfiles típicos de un valle fluvial son cono y artesa (zonas altas y medias,
respectivamente) en U o desfiladero o cañón (se forman en lugares con sustrato
rocoso muy resistentes los que el río erosiona pero no lateralmente que excava en
la vertical, como ocurre en ambientes kársticos y volcánicos) Si la pendiente de
fondo es muy elevada se forman rápidos, cascadas y cataratas, característicos de
los tramos altos de los ríos en zonas montañosas, aunque también ocurre en dos
tramos bajos. El río excava pocetas en la roca denominadas marmitas en ríos de
fondo rocoso, quedando pilancones entre una marmita y la otra (residuo rocoso
elevado), por erosión lateral del río se forman oquedades denominados nichos,
quedando colgado a media pared si el río sigue excavando el fondo.
Tipos de drenajes.
Dendrítico o arborescente, rectangular u ortogonal (fracturas de fallas), paralelo o
enrejado, radial (volcanes), centrípeto (hacia un punto deprimido), anular,
pinnada, etc.
La densidad de drenaje se halla mediante la siguiente fórmula:
(D=densidad de drenaje; l=sumatorio de la longitud de todos los canales): a
mayor densidad de drenaje, mayor erosión. Orden de drenaje de una cuenca
(transparencia), relacionado con el caudal y área de una cuenca: longitud de los
canales, pendiente longitudinal del canal, área de la cuenca donde drenan todos
los canales, etc.
El nivel de base de la cuenca es el punto de desembocadura (mar, río, lago, etc.)
del río de mayor orden, marca el equilibrio de las aguas en el punto final, tiene
diseño semiparabólico, es el fin último al que tienden todos los tipos de drenaje.
Captura fluvial (codos de captura, valles colgados por donde circulaba el canal
principal quedando inactivos a una cierta altura) si desciende el nivel de base. Si
se sube el nivel del mar, el río va dejando sedimentos en la cuenca ascendiéndose
el lecho del río por relleno sedimentario.
Los perfiles de equilibrio están modificados en la realidad por aumento de caudal,
movimientos tectónicos, etc. las terrazas fluviales son encajamientos y
ensanchamientos alternativos de un río por alternancia entre etapas erosivas y
sedimentarias [(procesos “cut n fill”)excavación y relleno]; si los niveles están
uno dentro de otro se originan terrazas en nicho.