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Geología Tema IX Ing. Hugo Salas

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Estratigrafía – Geología de Bolivia

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Universidad Autónoma “Gabriel René Moreno”Universidad Autónoma “Gabriel René Moreno”Universidad Autónoma “Gabriel René Moreno”Universidad Autónoma “Gabriel René Moreno”

Facultad de Ciencias Exactas y TecnologíaFacultad de Ciencias Exactas y TecnologíaFacultad de Ciencias Exactas y TecnologíaFacultad de Ciencias Exactas y Tecnología

TEXTO GUÍA DE GEOLOGÍA FISICA GLG – 200

Preparado por: Ing. Hugo Salas M.

Agosto de 2011


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CONTENIDO

TEMA I.- LA GEOLOGÍA Y EL PLANETA TIERRA

1.1 Alcance y ramas de la geología.. 1.2 El Universo y el Sistema Solar. 1.3 Generalidades de la Tierra 1.4 Características Físicas de la Tierra. 1.5 Zonas Externas de la Tierra. 1.6 Zonas Internas de la Tierra y la Corteza Terrestre 1.7 Continentes y Fondos Oceánicos. 1.8 Isostasia 1.9 Deriva Continental – Tectónica de Placas

TEMA II.- LOS PROCESOS GEOLÓGICOS Y LA INFLUENCIA DE LOS RÍOS EN LAS

TRANSFORMACIONES DE LA SUPERFICIE TERRESTRE

2.1 Procesos Geológicos 2.2 Ciclo del agua 2.3 Erosión y Transporte de los Ríos 2.4 Ciclo de los Fenómenos Geológicos 2.5 Alargamiento y Ahondamiento de los Valles 2.6 Nivel de Base y Perfil de “Equilibrio” de los Ríos 2.7 Saltos de agua

TEMA III.- COMPONENTES DE LA CORTEZA TERRESTRE

3.1 Elementos, Minerales y Cristales 3.2 Grupos de minerales Formadores de Rocas. 3.3 Origen de las rocas de la Corteza Terrestre (Ciclo de las Rocas) 3.4 Petrología de las Rocas de la Corteza Terrestre.

TEMA IV.- ROCAS ÍGNEAS

4.1 Generalidades de las Rocas Ígneas. 4.2 El Magma 4.3 Solidificación de los Magmas 4.4 Textura y de las Rocas Ígneas. 4.5 Tipos de Rocas Ígneas según su localización Geológica 4.6 Minerales más frecuentes de la Rocas Ígneas. 4.7 Clasificación de las Rocas Ígneas según su textura, localización geológica y

composición mineralógica. TEMA V.- ROCAS SEDIMENTARIAS

5.1 Sedimentos y Rocas Sedimentarias 5.2 Facies Sedimentarias. 5.3 Ambientes y Depósitos Sedimentarios. 5.4 Características Texturales de las Rocas Sedimentarias.


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5.5 Clasificación de las Rocas Sedimentarias.

TEMA VI.- ROCAS METAMÓRFICAS

6.1 Metamorfismo. 6.2 Factores que controlan el Metamorfismo. 6.3 Tipos de Metamorfismo. 6.4 Algunas Características Texturales de las Rocas Metamórficas.

TEMA VII- AGUAS SUBTERRANEAS

7.1 Origen de Aguas Subterráneas. 7.2 Tipos y distribución de las Aguas Subterráneas. 7.3 Cuencas y corrientes de Aguas Subterráneas. 7.4 Captación de Aguas Subterráneas. 7.5 Aguas Artesianas 7.6 Principales tipos de acuíferos 7.7 Manantiales Calientes y Géiseres 7.8 Erosión y depósitos originados por las Aguas Subterráneas

TEMA VIII- GLACIARES Y GLACIACIÓN – LA ACCIÓN DEL VIENTO

8.1 Generalidades 8.2 Tipos de Glaciares. 8.3 Rasgos erosivos y depósitos glaciarios. 8.4 Glaciación 8.5 Modelado de la Erosión Eólica 8.6 Modelado de los Depósitos Eólicos

TEMA IX.- GEOLOGIA ESTRUCTURAL

9.1.- GENERALIDADES 9.2.- FALLA 9.3.- PLIEGUES Y PLEGAMIENTO 9.4.- DISCORDANCIA 9.5.- DIACLASA


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Tema I: LA GEOLOGÍA Y EL PLANETA TIERRA 1.1.- ALCANCE Y RAMAS DE LA GEOLOGÍA La geología moderna tiene por objeto descifrar la evolución completa de la tierra y sus habitantes, desde los tiempos más antiguos cuyas huellas puedan descubrirse en las rocas, hasta la actualidad. Un programa tan ambicioso exige una profunda subdivisión de esfuerzos, y en la práctica es conveniente dividir el tema en cierto número de secciones, donde se indique las principales relaciones entre la geología y otras ciencias principales (Fig. 1.1). Las palabras claves de las principales ramas son los materiales del armazón rocoso de la tierra (mineralogía y petrología), y sus disposiciones, o sea, su forma, estructura e interrelaciones (geología estructural); los procesos geológicos o mecanismos de la tierra, por los que se producen cambios de todo tipo (geología física); y finalmente la sucesión de estos cambios en el tiempo, o la historia de la tierra (geología histórica). La tierra está formada por una gran variedad de materiales, como aire, agua, hielo y organismos vivos, así como minerales y rocas, y los útiles depósitos de minerales metálicos y de combustibles que se asocian con aquéllos. Los movimientos relativos de estos materiales (el viento, la lluvia, los ríos, las olas, las corrientes y los glaciares; el crecimiento y movimientos de los animales y plantas; y los movimientos de materiales ardientes en el interior de la tierra, atestiguados por la actividad volcánica) ocasionan todos los cambios en la corteza terrestre y en su superficie. Los cambios comprenden la formación de nuevas rocas a partir de otras antiguas; estructuras nuevas en la corteza y nuevas distribuciones de mares y continentes, montañas y llanuras, y aún de tiempo y clima. El escenario actual es solamente la última fase de una serie variadísima e infinita de paisajes terrestres y marinos. La GEOLOGÍA FÍSICA estudia todos los agentes terrestres y procesos transformadores, así como los efectos por ellos causados. Esta rama de la geología no se reduce, como ya hemos visto, a la geomorfología. Se interesa principalmente en los mecanismos de la tierra, y en los resultados, pasados y presentes, de los varios procesos implicados, los cuales están aún operando activamente en la superficie terrestre o cerca de ella o en profundidad, donde no podemos verlo. De estos resultados son ejemplos importantes los cambios de posición de continentes y océanos, de montañas plegadas, dorsales y fosas oceánicas. Otros ejemplos son las estructuras de las rocas -como los pliegues- resultantes de los movimientos y deformación de la corteza terrestre. La tectónica, que estudia estas estructuras, es una parte importante de la geología estructural, la cual trata también de las formas y estructuras que caracterizan las rocas en el momento de formarse. Cambios de todas clases se han sucedido continuamente en el transcurso de la existencia de la tierra, es decir, durante unos 4600 millones de años. Para el geólogo, una roca es algo más que un agregado de minerales; es una página de la autobiografía de la tierra, con una historia por descubrir con tal de que aquél llegue a leer la lengua en la que están escritos los datos. Dispuestas en orden apropiado, de la primera a la última (estratigrafía) y datadas, cuando es posible, mediante la determinación de la edad de los minerales y rocas radiactivos (geocronología), estas páginas engloban la historia de la tierra. Además, es cosa ya bien sabida que muchas capas de rocas contienen los restos o las impresiones de conchas, huesos u hojas. Estos objetos se llaman fósiles, término que fue usado por primera vez por Agrícola (1494-1555) para designar cualquier cosa de interés excavada del suelo, incluyendo los


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minerales. Desde fines del siglo XVIII, sin embargo, el término se ha usado sólo para restos de animales y plantas que habitaron la tierra en tiempos pretéritos. La paleontología es el estudio de los restos de vida ancestrales, algunas de las cuales, al igual que ciertos tipos de algas marinas, se remontan a, por lo menos, 3000 millones de años. Así, vemos que la geología Histórica trata, no sólo de la secuencia de los hechos causados por la acción de los procesos físicos, sino también de la historia del largo proceso de la vida a través de las edades. La geología no está en modo alguno desprovista de importancia práctica en relación con las necesidades e industrias de la humanidad. Desde luego, la investigación de combustibles ha sido siempre un importante estímulo para el progreso geológico. A lo largo del siglo XVIII se fue reconociendo que el trabajo hecho por caballos, molinos de viento y turbinas se podía aumentar mucho utilizando la energía almacenada en el carbón. En la prospección del carbón, y más tarde en la de minerales de hierro y otros metales útiles, tuvo la geología su verdadero inicio, hace casi 200 años. En nuestro siglo, la investigación petrolífera, de uranio y otras fuentes de «combustible atómico» han llevado a nuevos esfuerzos geológicos. Al aumentar la demanda de combustibles, y con el agotamiento de las reservas de petróleo en tierra, la cooperación de los geofísicos ha dado como resultado el descubrimiento de gas y petróleo en las rocas de las plataformas continentales. 1.2.- EL UNIVERSO Y EL SISTEMA SOLAR ORIGEN DEL UNIVERSO.-

El origen del universo aceptado científicamente hoy en día se conoce como el "Big Bang" Hace unos 15000 millones de años se produjo una gran explosión a partir de un "incomprensible" punto donde estaba compactada la materia y la energía. A partir de ese momento el universo comienza a expandirse.

A los 300.000 años de la explosión, el universo es una gran nube de helio e hidrogeno muy densa donde empiezan a formarse irregularidades. Luego a los 1000 millones de años se crean las primeras galaxias a partir de las irregularidades en la nube primordial. En ellas comienzan a formarse las estrellas, donde se producen los elementos mas pesados. En aquel tiempo el universo se expandía a la velocidad de la luz. A los 3500 millones de años la velocidad de expansión comienza a frenarse progresivamente por acción de las fuerzas gravitacionales.

NUESTRO SISTEMA PLANETARIO.-

Nuestro Sistema Solar se formó hace unos 4580 millones de años cuando una gran nube de gases interestelares y de polvo formada por hidrogeno (90%), helio (10%) y otros elementos mas pesados (2%) iniciaron procesos de contracción, torbellinos de gases convergieron a grandes velocidades. Allí la densidad y la temperatura aumentarían para formar el Sol rodeado por un disco con forma de espiral compuesto de gas y de polvo que giraba en torno a él. En las regiones cercanas al Sol, donde el calor es mayor, los elementos más volátiles fueron aventados por los vientos estelares del Sol quedando solo material pesado suficiente para formar los planetas interiores en base a metales y silicatos. Luego más lejos hubo abundante material para la formación de planetas gigantes de gas y helio que crecieron rápidamente a partir de núcleos de rocas de unas 15 tierras de masa.

En el Sistema Solar, todos los planetas se desplazan (trasladan) alrededor del Sol prácticamente en el mismo plano y en el mismo sentido, este último coincidente con el sentido de rotación sobre sí mismos que tienen todos los planetas. El Sol rota sobre su propio eje también en el mismo sentido que los


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planetas que lo rodean. Esto no se cumple para los cometas, que se trasladan en todas las direcciones posibles.

Otro detalle llamativo del Sistema es que está constituido por dos clases de planetas: unos pequeños y rocosos, cercanos al Sol, y otros grandes y gaseosos, bastante más distantes; en la separación entre esos dos tipos de planetas se encuentra la zona de los asteroides. Los astrónomos consideran factible que la naturaleza de esa estructura tenga su explicación en la manera en que se originó el Sistema.

Se cree que la nube original (nebulosa) de la cual se formó el Sistema Solar, en un comienzo rodeaba por completo al Sol primitivo; las partículas de polvo y gas de aquella nube se agruparon por efecto gravitatorio y constituyeron objetos sólidos.

Pero la radiación de la estrella central empujó hacia afuera los elementos volátiles, con el resultado de que en los trozos de materia cercanos al Sol comenzaron a predominar elementos más pesados, como el hierro y los silicatos. En cambio, en los cuerpos más lejanos, los elementos livianos como hidrógeno y helio se conservaron y formaron los grandes planetas con densas atmósferas.

El único sistema planetario que conocemos termina en Plutón con un diámetro total de unos 12 mil millones de kilómetros. Sin embargo, los astrónomos estiman que en las afueras del Sistema Solar (más allá de los planetas), hay una nube (o bien un disco) de núcleos cometarios, de manera tal que el diámetro del Sistema puede ser algo mayor.

Los Planetas.-

Mercurio (88 días*), Venus (224.7 días), Tierra (365.26 días), Marte (687.0 días), Júpiter (11.86 años), Saturno (29.42 años), Urano (83.75 años), Neptuno (163.73 años), Plutón (248.0 años). (* tiempo en dar una vuelta alrededor del sol).

1.3.- GENERALIDADES DE LA TIERRA

EDAD Y ORIGEN DE LA TIERRA.- La datación radiométrica ha permitido a los científicos calcular la edad de la Tierra en 4.650 millones de años. Aunque las piedras más antiguas de la Tierra datadas de esta forma, no tienen más de 4.000 millones de años, los meteoritos, que se corresponden geológicamente con el núcleo de la Tierra, dan fechas de unos 4.500 millones de años, y la cristalización del núcleo y de los cuerpos precursores de los meteoritos, se cree que ha ocurrido al mismo tiempo, unos 150 millones de años después de formarse la Tierra y el Sistema Solar (véase Sistema Solar: Teorías sobre el origen); es decir que 4.500 m.a. es la edad de la roca cristalizada, pero la tierra ya hacía 150 m.a. que se había formado. Después de condensarse a partir del polvo cósmico y del gas mediante la atracción gravitacional, la Tierra habría sido casi homogénea y relativamente fría. Pero la continuada contracción de estos materiales hizo que se calentara, calentamiento al que contribuyó la radiactividad de algunos de los elementos más pesados. En la etapa siguiente de su formación, cuando la Tierra se hizo más caliente, comenzó a fundirse bajo la influencia de la gravedad. Esto produjo la diferenciación entre la corteza, el manto y el núcleo, con los silicatos más ligeros moviéndose hacia arriba para formar la corteza y el manto y los elementos más pesados, sobre todo el hierro y el níquel, sumergiéndose hacia el centro de la Tierra para formar el núcleo. Al mismo tiempo, la erupción volcánica, provocó la salida de vapores y


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gases volátiles y ligeros de manto y corteza. Algunos eran atrapados por la gravedad de la Tierra y formaron la atmósfera primitiva, mientras que el vapor de agua condensado formó los primeros océanos del mundo. MOVIMIENTOS DE LA TIERRA.- La Tierra y su satélite, la Luna, también giran juntas en una órbita elíptica alrededor del Sol. La excentricidad de la órbita es pequeña, tanto que la órbita es prácticamente un círculo. La circunferencia aproximada de la órbita de la Tierra es de 938.900.000 km y nuestro planeta viaja a lo largo de ella a una velocidad de unos 106.000 km/h. La Tierra gira sobre su eje una vez cada 23 horas, 56 minutos y 4,1 segundos. Por lo tanto, un punto del ecuador gira a razón de un poco más de 1.600 km/h y un punto de la Tierra a 45° de altitud N, gira a unos 1.073 km/h. Además de estos movimientos primarios, hay otros componentes en el movimiento total de la Tierra como la precesión de los equinoccios (véase Eclíptica) y la nutación (una variación periódica en la inclinación del eje de la Tierra provocada por la atracción gravitacional del Sol y de la Luna). TIEMPO GEOLÓGICO.-

El tiempo geológico lo podemos pensar de dos maneras una relativa y otra absoluta

• Tiempo absoluto.-

El tiempo absoluto mide el evento geológico, nos dice si este tuvo lugar hace unos cuantos miles de años, hace mil millones de años, o en alguna fecha mas lejana. Nosotros usamos el año, que es el tiempo en que la Tierra da un circuito alrededor del Sol. En geología sin embargo, el problema consiste en determinar cuantas de estas unidades de tiempo transcurrieron en el pasado cuando no existía quien los contara. Las velocidades de desintegración de los minerales radiactivos nos proporcionan una solución a este problema.

Radiactividad: Los núcleos de ciertos elementos emiten partículas espontáneamente, y al hacerlo producen nuevos elementos

• Tiempo relativo.-

Al situar eventos geológicos en orden cronológico, estamos subdividiendo el tiempo geológico sobre una base relativa, usando ciertas marcas para indicar el tiempo relativo. El tiempo geológico relativo ha sido determinado, en gran parte, por la posición relativa de las rocas sedimentarias, ya que una capa sedimentaria representa cierta cantidad de tiempo

La ley de superposición: En una serie de rocas sedimentarias que no hayan sido volcadas, la capa mas alta es siempre la mas joven y la capa mas baja es siempre la mas antigua.


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ESCALA DEL TIEMPO GEOLÓGICO

Edad (Ma) Era Periodo Época

0.01-0 Holoceno

1.8-0.01 Cuaternario Pleistoceno

5.3-1.8 Plioceno

23.7-5.3 Cenozoico Mioceno

36.6-23.7 Terciario Oligoceno

57.8-36.6 Eoceno

66.4-57.8 Paleoceno

144-66.4 Cretácico

208-144 Mesozoico Jurásico

245-208 Triásico

286-245 Pérmico

360-286

Carbonífero (Mississípico y Pensilvánico)

408-360 Paleozoico Devónico

438-408 Silúrico

505-438 Ordovícico

570-505 Cámbrico

2500-570 Proterozoico

2500 Arqueozoico


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1.4.- CARACTERÍSTICAS FÍSICAS DE LA TIERRA

FORMA Y TAMAÑO DE LA TIERRA.-

El primer viaje de circunnavegación, comenzado en Sevilla por Magallanes en 1519, y acabado en la misma ciudad por Elcano en 1522. estableció sin disputa que la tierra es un globo. Actualmente es posible circunnavegar la tierra, como Puck, «en cuarenta minutos» y fotografiar su superficie desde alturas en las que es bien patente la curvatura de la tierra. Pitágoras (hacia 530 a.C.) fue probablemente el primero en considerar que la tierra podía ser una esfera. Observando cómo se acercaban los buques desde el horizonte primero los palos y las velas y después el casco- comprobó que la superficie del mar no era plana, sino curvada. Sin embargo, la tierra no es exactamente esférica. También fue Newton el primero en demostrar que, a causa de la rotación de la tierra, su materia se encuentra afectada, no sólo por la gravitación hacia el interior, sino también por una fuerza centrífuga hacía el exterior, que alcanza su máximo en el ecuador. Dedujo la existencia de un abombamiento ecuatorial, donde el valor aparente de la gravedad era más reducido, y en compensación, un achatamiento polar, en el que la fuerza centrífuga se iba desvaneciendo, hasta hacerse muy pequeña. Resumiendo: de acuerdo con los datos deducidos desde satélites, si la superficie terrestre estuviera en todas partes al nivel del mar, su forma -el geoide o figura de la tierra- sería muy aproximada a la de un elipsoide de rotación (o sea, un esferoide oblado), con un eje ecuatorial 42,8 km más largo que el eje polar. De estos datos se sabe que el eje polar es ligeramente más largo desde el centro de la tierra al polo norte, que desde el centro al polo sur, y que actualmente se describe como en forma de pera. Sin embargo, la desviación de forma respecto a la de un esferoide oblado es muy pequeña. Pero, entonces, ¿cómo es que la tierra no posee exactamente la forma de un esferoide? La razón está en que las rocas de la corteza no tienen en todas partes la misma densidad. Como el abombamiento ecuatorial es una consecuencia del valor relativamente bajo de la gravedad alrededor de la zona ecuatorial, se deduce que habrá también abombamientos en los demás lugares donde la gravedad sea relativamente baja; es decir, donde la parte externa de la corteza se componga en gran parte de rocas siálicas livianas. Estos lugares son los continentes. En cambio, en donde la parte externa de la corteza se compone de rocas pesadas, la gravedad es relativamente alta y la superficie será, por consiguiente, deprimida. Estas regiones son las cuencas oceánicas. La tierra tiende continuamente hacia un estado de equilibrio gravitacional. Si no existieran la rotación ni ninguna diferencia lateral en la densidad de las rocas, la tierra sería una esfera. Como resultado de la rotación, se convierte en esferoide. Como consecuencia, además, de las diferencias de densidad y espesor en las rocas de la corteza y en el manto subyacente, los continentes, las cordilleras y las cuencas oceánicas son irregularidades superpuestas a la superficie del esferoide. La Tierra no es una esfera perfecta, sino que tiene forma de pera. Cálculos basados en las perturbaciones de las órbitas de los satélites artificiales revelan que la Tierra es una esfera imperfecta porque el ecuador se engrosa 21 km; el polo norte está dilatado 10 m y el polo sur está hundido unos 31 metros.


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RADIOACTIVIDAD.-

Los núcleos atómicos de ciertos isótopos al modificar espontáneamente su estructura, fueron identificados con una propiedad a la que llamamos radiactividad. Su naturaleza puede ser de dos tipos:

Radioactividad natural: Es la que manifiestan los isótopos que se encuentran en la naturaleza.

Radiactividad artificial o inducida: Es la que ha sido provocada por transformaciones nucleares artificiales.

La radioactividad ha sido un término, que aun desconociéndose la naturaleza de su origen, en ocasiones, genera temor. Muchas de las veces, el temor que se ha generado sobre el uso de los materiales radioactivos no es producto solo de la ignorancia que se tiene sobre los materiales, su definición, características de los materiales, control, entre otros, sino de los graves problemas a la salud y a la propia naturaleza que se han generado por el uso de materiales que tienen esta propiedad y de la grave forma en que se controlan estos materiales.

Es evidente en nuestra sociedad que los avances tecnológicos y científicos han marcado una nueva forma de vivir en sociedad. La salud humana no podría estar ajena a estos cambios, en el caso de las técnicas de medición y control utilizados mediante materiales radioactivos han permitido prolongar la vida y en algunas ocasiones no solo prolongar sino preservar, es tan así que se han abierto áreas como la radioterapia para tratar enfermedades como el cáncer o tumores.

El descubrimiento de la radioactividad ha dejado profundas huellas en las sociedades; no todas las experiencias han sido agradables, como lo han sido las aplicaciones en medicina, incluso para obtener un manejo adecuado de los elementos al servicio de los seres humanos se han tenido que sacrificar muchas vidas tal es el caso de Chernobyl en Ucrania el 26 de abril de 1986.

1.5.- LAS ZONAS EXTERNAS DE LA TIERRA La tierra puede describirse físicamente como una bola rocosa (la corteza), parcialmente recubierta de agua (la hidrosfera) y todo ello dentro de una envoltura gaseosa (la atmósfera). A estas tres zonas físicas es conveniente añadir una zona biológica (la biosfera). El sistema, corteza, atmósfera e hidrosfera se suelen considerar como un sistema cerrado, o sea, estabilizado. Esto significa que si un miembro del sistema tiene pérdidas se compensa con adiciones en los demás. Sólo el helio y el hidrógeno son suficientemente livianos para escapar del sistema. • Atmósfera.- La atmósfera es la cubierta gaseosa que rodea el cuerpo sólido del planeta. Aunque tiene un grosor de más de 1.100 km, aproximadamente la mitad de su masa se concentra en los 5,6 km más bajos. Es la capa de gases y vapor de agua que envuelve a la tierra. Está constituida esencialmente por una mezcla de nitrógeno y oxígeno, con cantidades menores de vapor de agua, anhídrido carbónico y gases inertes, como el argón. Geológicamente, tiene importancia por ser el medio donde se manifiestan el clima y el tiempo, el viento, las nubes, la lluvia y la nieve.


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• Hidrosfera.- Comprende todas las aguas naturales del exterior de la tierra. Los océanos, mares, lagos y ríos cubren alrededor de las tres cuartas partes de su superficie. Pero no es esto todo. Bajo tierra, en una extensión de unos pocos centenares de metros, en algunos lugares, los intersticios y fisuras de las rocas están también ocupados por el agua. Tal agua subterránea, como se llama, se concentra en manantiales y pozos, y algunas veces aparece tan abundantemente que produce inundaciones en las minas. Así pues, hay un manto de agua, algo irregular, pero casi continuo, alrededor de la tierra, que satura las rocas y que cubre las enormes depresiones que forman el fondo de los océanos, sumergidas por completo. Si fuese distribuido uniformemente sobre la superficie de la tierra, formaría un océano de unos 2750 metros de profundidad. • Biosfera.-

La esfera de la vida, es probablemente una idea menos familiar para nosotros. Pero se debe pensar en los grandes bosques y praderas, con sus agrupaciones incontables de insectos y animales diversos. Se han de recordar también los céspedes de algas marinas, los extensos bancos de moluscos, de arrecifes coralinos y los bancos de peces. Añádase a todo esto la inconcebible cantidad de bacterias y otras plantas y anímales microscópicos. Miríadas de estos diminutos organismos se encuentran en cada centímetro cúbico de aire, agua o tierra. Consideradas en conjunto, las diversas formas de vida constituyen una red intrincada y en evolución permanente que reviste la superficie de la tierra con un tapiz casi continuo. Ni siquiera las nieves perpetuas, ni las arenas de los desiertos logran interrumpirlo por completo, y los campos de lava reciente salida de los cráteres volcánicos, son invadidos rápidamente por el ímpetu de la vida exterior. Así es la esfera de la vida, y tanto geológica como geográficamente no es de importancia menor que las zonas físicas. Entre sus muchos productos se encuentran carbón, petróleo, gas natural, la mayor parte del oxígeno que respiramos y calizas en gran abundancia. 1.6.- LAS ZONAS INTERNAS DE LA TIERRA Y LA CORTEZA TERRESTRE ZONAS INTERNAS DE LA TIERRA.- La investigación sismológica ha demostrado que el núcleo tiene una capa exterior de unos 2.225 km de grosor con una densidad relativa media de 10. El núcleo interior, cuyo radio es de unos 1.275 km, es sólido. Se cree que ambas capas del núcleo se componen en gran parte de hierro con un pequeño porcentaje de níquel y de otros elementos. Las temperaturas del núcleo interior pueden llegar a los 6.650 °C y se considera que su densidad media es de 13. La zona de «roca densa» que circunda al núcleo se conoce como manto, con un espesor de 2.900 km. Excepto en la zona conocida como astenosfera, es sólido y su densidad, que aumenta con la profundidad, oscila de 3,3 a 6. El manto superior se compone de hierro y silicatos de magnesio como el olivino y la parte inferior de una mezcla de óxidos de magnesio, hierro y silicio. La zona que envuelve al manto es la corteza compuesta por rocas de propiedades físicas muy distintas a las del manto y con un espesor que varía entre los 20 y los 40 km; la corteza junto con la parte superior del manto, forman la litosfera con un espesor de 100 km. El manto superior está separado de la corteza por una discontinuidad sísmica, la discontinuidad de Mohorovicic, y del manto inferior por la


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astenosfera de 100 km de grosor constituidas por rocas plásticas y parcialmente fundidas que permiten a los continentes trasladarse por la superficie terrestre y a los océanos abrirse y cerrarse. Haciendo «radiografías» de la tierra a través de sus propias ondas sísmicas o de ondas similares producidas a propósito por explosiones controladas, es posible estimar, con bastante precisión, la profundidad donde comienza el material del manto, en distintas partes del mundo. La superficie limítrofe o discontinuidad entre el manto y la corteza fue descubierta en 1909 por A. Mohorovicic. Desde entonces se la conoce familiarmente como discontinuidad de Mohorovicic, discontinuidad M, o Moho. Las ondas sísmicas que se transmiten a través de las rocas situadas por encima de esta superficie tienen una velocidad de 2,7 km/s, mientras que a través de las rocas bajo la discontinuidad M, bruscamente pasan a 8,1 km/s. Obviamente, para hablar con precisión, la corteza sólo se puede definir como un variado conjunto de rocas situadas sobre la discontinuidad M y que forman una envoltura alrededor del manto. LA CORTEZA TERRESTRE.- Es la envoltura externa de la parte sólida de la tierra. Está formada por una gran variedad de rocas. En los continentes su superficie está cubierta corrientemente por una capa de suelo u otros depósitos detríticos, como las arenas del desierto. Las rocas predominantes que se encuentran en la corteza se distribuyen en dos grupos bien definidos: a) Un grupo de rocas claras, en las cuales se incluyen el granito y, tipos afines y sedimentos como las areniscas y los esquistos, que poseen por término medio un peso específico o densidad alrededor de 2,7. Químicamente, estas rocas, en promedio, son muy ricas en sílice (65-75 por ciento), mientras la alúmina es el más abundante de los restantes constituyentes. Como a menudo es conveniente referirse a estas rocas en conjunto, se las designa entonces colectivamente con el nombre sial. b) Un grupo de rocas oscuras y pesadas, que comprende el basalto y tipos afines (densidad entre 2,8-3,0) conocidas colectivamente como rocas básicas (con un 50 por ciento de sílice), pero incluyendo además algunas rocas más pesadas (con una densidad hasta 3,4), que se denominan rocas ultrabásicas (con un 40-45 por ciento de sílice). En estas rocas la sílice es todavía el componente individual más abundante, pero los óxidos de hierro y magnesio, por separado o juntos, ocupan el segundo lugar y todo el conjunto se llama, apropiadamente, sima. 1.7.- CONTINENTES Y FONDOS OCEÁNICOS La superficie de la corteza se sitúa a niveles muy diferentes en los distintos lugares. Se ha calculado la proporción entre las zonas terrestres y el fondo del mar para sucesivos niveles, y los resultados pueden representarse gráficamente (Fig. 1.2). De este diagrama se desprende con claridad que hay dos niveles dominantes: el borde continental y la plataforma oceánica o de las profundidades marinas. El desnivel que las une, que en realidad es bastante suave, se llama talud continental. El borde continental incluye una parte externa sumergida, conocida con el nombre de plataforma continental, cuya anchura puede alcanzar 1500 km o puede estar ausente a lo largo de costas montañosas. Las rocas más antiguas, que constituyen el zócalo de las plataformas, están recubiertas por sedimentos cuyo espesor puede ser de 2 km. Durante un tiempo se creyó que los sedimentos de las


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plataformas tenían un tamaño de grano cada vez más fino al aumentar la distancia a la línea de costa. Como consecuencia de las investigaciones iniciadas durante la segunda guerra mundial se ha descubierto que los sedimentos son realmente cada vez más finos al alejarse de la costa sólo hasta una profundidad de unos 20 m, donde el tamaño de grano es clasificado por la acción de las olas. En su mayor parte, las plataformas están recubiertas de arenas gruesas y conchas de moluscos. Estructuralmente, las verdaderas cuencas oceánicas no comienzan en la línea de costa visible, sino en el borde de la plataforma continental. Las cuencas, sin embargo, están muy colmatadas y el exceso de agua marina las desborda y llega a inundar cerca de 28 millones de kilómetros cuadrados de la plataforma continental. El mar del Norte, el Báltico y la bahía de Hudson, constituyen ejemplos de mares de aguas poco profundas (mares epicontinentales) que yacen sobre la plataforma continental. Es interesante hacer observar que durante la era de las glaciaciones, cuando fueron sustraídas grandes cantidades de agua de los océanos para formar las grandes capas de hielo que entonces cubrían Europa y América del Norte, la mayor parte de la plataforma continental debió de quedar en seco. Recíprocamente, si se derritiera el hielo que cubre en la actualidad la Antártida y Groenlandia, se elevaría el nivel del mar y los continentes aparecerían aún más sumergidos. Económicamente hablando, la plataforma continental tiene una importancia primordial; los mares epicontinentales suministran fertilizantes y significan una importante aportación a los recursos alimentarios mundiales, mientras que la plataforma continental, por sí misma, es una fuente de gas y petróleo. Los continentes poseen un relieve muy variado formado por llanuras, mesetas y cordilleras, alcanzando estas últimas la altitud de 8.848 metros en el Everest. Los fondos oceánicos, que en principio se imaginaron como llanos y taludes monótonos, se caracterizan por cordilleras basálticas submarinas que circundan al tierra a lo largo de más de 40 000 km. Esta cordillera submarina se extiende por la zona media de los océanos y se llama cordillera mesoceánica o dorsal. Otros rasgos de los fondos oceánicos son los numerosos montes submarinos, que representan los restos de antiguas islas volcánicas profundamente denudadas. Los cañones submarinos, comparables al cañón del Colorado, son muy comunes, y en las fosas oceánicas profundas, que ahora son objeto de muchas investigaciones, el fondo oceánico alcanza profundidades de más del doble que el promedio; la mayor profundidad actualmente registrada es de 11033 m en la cubeta de Nero de la fosa de las Marianas. 1.8.- ISOSTASIA La isostasia fue enunciada como principio a finales del siglo XIX. Es la condición de equilibrio que presenta la superficie terrestre debido a la diferencia de densidad de sus diferentes partes. Se resuelve en movimientos verticales (epirogénicos) y está fundamentada en el principio de Arquímedes. Se enuncia: la corteza flota sobre el manto como un iceberg en el océano. El principio básico es que para que un cuerpo flote sobre otro este debe ser más denso, con lo que se sitúa debajo. El material que flota se hunde en un porcentaje variable, pero siempre tiene parte de él emergido. Así, la condición de flotabilidad no depende del tamaño y cuando la parte emergida pierde volumen y peso la parte sumergida asciende para compensarlo. Cada bloque individual, ya sea este una placa o un bloque delimitado por fallas, tiende a alcanzar este equilibrio.


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Cuando la corteza continental se pliega acumula gran cantidad de materiales en una región concreta. Terminado el ascenso comienza la erosión, con lo que las montañas pierden peso y volumen. Las raíces ascienden para compensar esta pérdida dejando en superficie los materiales que han estado sometidos a un proceso metamórfico. Estas metamorfitas ascienden y forman escudos o macizos antiguos rígidos, y que no se pliegan ante una nueva orogenia, sino que se rompen formando un relieve fallado. Cada uno de los bloques en los que se rompe el escudo, de diferentes tamaño, también tiende a alcanzar el equilibrio isostático. Los reajustes, ascensos y hundimientos, de unos bloques con respecto a los otros generan pequeños terremotos. El geólogo norteamericano Dutton propuso, en 1889, el término isostasia (del griego, isostasios, «en equilibrio») para designar la condición ideal de equilibrio gravitatorio que regula las alturas de los continentes y de los fondos oceánicos, de acuerdo con las densidades de sus rocas subyacentes. La idea puede comprenderse pensado en una serie de bloques de madera de diferentes alturas que floten en el agua (Fig. 1.3). Los bloques emergen en proporción a sus alturas respectivas; se dice de ellos que se encuentran en estado de equilibrio hidrostático. La isostasia es el correspondiente estado de equilibrio hidrostático. La isostasia es el correspondiente estado de equilibrio que existe entre extensos bloques de la corteza terrestre que se elevan a niveles diferentes, y se manifiesta en la superficie en forma de cordilleras, mesetas, llanuras o fondos oceánicos. Si una cordillera fuera simplemente una protuberancia de rocas que descansan sobre el borde continental, y estuvieran totalmente sostenidas por la resistencia de la base, una plomada –como las que se usan en los instrumentos de nivelación, en el levantamiento de planos- se desviaría de la verdadera vertical en una magnitud proporcional a la atracción gravitatoria de la masa de la cordillera. La primera insinuación de que las montañas no son simples masas de roca adheridas a la corteza subyacente la proporcionó la expedición andina en 1735. Pierre Bouguer, el líder de la expedición, hizo observaciones al norte y al sur del Chimborazo, y se encontró con la sorpresa de que la desviación de la plomada hacia este pico volcánico era mucho menor de lo que había calculado. Expresó su sospecha de que la atracción gravitacional de los Andes « ¡es mucho menor de lo que era de esperar, dada la masa representada por estas montañas! » 1.9.- DERIVA CONTINENTAL Desde principios de siglo, una minoría de geólogos siguió a Wegener (1912) creyendo que, hace unos 300 millones de años, los continentes estaban todos reunidos en un supercontinente, el Pangea (del griego, toda la tierra), el cual posteriormente se dividió en dos grandes continentes: Laurasia en el hemisferio norte y Gondwana en el hemisferio sur. A partir de datos principalmente paleoclimáticos, Wegener pensó que la tierra, tal como la conocemos actualmente, es el resultado de la evolución gradual de la rotura del Pangea, y de la separación y alejamiento mutuo de las distintas piezas. Este proceso se llama deriva continental (Fig. 1.4). Sin embargo, sólo desde 1960, los nuevos descubrimientos geofísicos han hecho incontrovertible esta conclusión. Las anomalías magnéticas se han detectado en gran parte de la corteza oceánica; calculando la velocidad de movimiento desde las posiciones de las anomalías magnéticas de edad conocida hasta las dorsales y asumiendo que estas velocidades se pueden extrapolar para épocas anteriores, ha sido posible calcular la edad aproximada de las anomalías más antiguas. De este modo se ha deducido que las anomalías magnéticas más alejadas de las dorsales tenían una edad de unos 70 u 80 millones de años. Estas conclusiones, deducidas de los descubrimientos geofísicos, se han confirmado extrayendo testigos


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de sedimento de los fondos oceánicos y, en cada testigo, datando los sedimentos que están en contacto inmediato con el basalto, recubriéndolo. Mediante el estudio de los testigos del Atlántico, se ha encontrado que el sedimento inferior, el que cubre el basalto, aumenta su edad cuanto más alejado está de la dorsal mesoceánica, La pregunta que se plantea es qué le ha sucedido a la corteza más antigua de 80 a 150 millones de años y aquí entra la apreciación o quizá la comprensión completa del papel que juegan las fosas oceánicas profundas, sorprendetemente próximas a los márgenes continentales. Las fosas oceánicas, que alcanzan profundidades bajo el nivel del mar mucho mayores que la altura de las montañas más altas en la tierra, se caracterizan por la existencia de terremotos profundos en el lado continental de la fosa. Ciertamente, los puntos de origen (focos) de los terremotos aumentan su profundidad, desde someros a profundos, a lo largo de un plano que se inclina unos 45º hacia los continentes adyacentes. Los terremotos son el paso de vibraciones procedentes de, por ejemplo, rocas sujetas a esfuerzos, se rompen bruscamente. Se cree que los focos de los terremotos que se producen en el de las fosas oceánicas se sitúan en la litosfera oceánica que descienden hacia el manto. Como consecuencia de estos descubrimientos que revelaban la expansión del fondo oceánico ha surgido una hipótesis conocida como tectónica de placas. Se considera que la tierra esta cubierta por seis placas grandes y rígidas como cáscaras y varias placas menores. Las placas, de unos 100 km de espesor, están formadas de corteza mas la parte superior del manto, que juntos reciben el nombre de litosfera. La parte del manto situada inmediatamente bajo la litosfera se llama astenosfera; sobre ella, la litosfera se desplaza a medida que se va creando corteza nueva en las dorsales mesoceánicas, y desaparece en la profundidad las fosas. La tasa de movimiento varía entre 1 cm por año en el Atlántico norte a unos 6 cm por año en el Pacífico sur. La parte superior de las placas puede estar constituida totalmente de corteza oceánica o de ambas continental y oceánica. Si el borde que avanza de la placa está formado de corteza continental, esta es demasiado liviana para sumergirse en el manto y como resultado de la compresión de la corteza siálica en el choque, se producen montañas a lo largo de estos márgenes continentales. Las placas son las partes relativamente inertes de la superficie terrestre y están separadas una de otra por cinturones móviles caracterizados por terremotos, actividad volcánica y montañas plegadas. Las placas se mueven lentamente por la superficie terrestre, y como todas encajan, el movimiento de una de ellas debe afectar a todas las demás.


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Tema II : LOS PROCESOS GEOLÓGICOS Y LA INFLUENCIA DE LOS RÍOS EN LAS

TRANFORMACIONES DE LA SUPERFICIE TERRESTRE 2.1.- PROCESOS GEOLÓGICOS Los procesos geológicos pueden dividirse en los que se originan en el interior de la Tierra (procesos endógenos) y los que lo hacen en su parte externa (procesos exógenos). PROCESOS ENDÓGENOS (de origen Interno).- La separación de las grandes placas litosféricas, la deriva continental y la expansión de la corteza oceánica ponen en acción fuerzas dinámicas asentadas a grandes profundidades. El diastrofismo es un término general que alude a los movimientos de la corteza producidos por fuerzas terrestres endogénicas que producen las cuencas de los océanos, los continentes, las mesetas y las montañas. El llamado ciclo geotectónico relaciona estas grandes estructuras con los movimientos principales de la corteza y con los tipos de rocas en distintos pasos de su desarrollo. La orogénesis, o creación de montañas, tiende a ser un proceso localizado, que comprende movimientos horisontales que distorsionan los estratos preexistentes. La epirogénesis afecta a partes grandes de los continentes y de los océanos, sobre todo por movimientos verticales, y produce mesetas y cuencas. Los desplazamientos corticales lentos y graduales actúan en particular sobre los cratones, regiones estables de la corteza. Las fracturas y desplazamientos de rocas, que pueden medir desde unos pocos centímetros hasta muchos kilómetros, se llaman fallas. Su aparición está asociada con los bordes entre placas que se deslizan unas sobre otras —por ejemplo, la falla de San Andrés— y con lugares donde los continentes se separan, como el valle del Rift, en África occidental. Los sismos están causados por la descarga abrupta de tensiones acumuladas de forma muy lenta por la actividad de las fallas, de los volcanes o de ambos. El movimiento súbito de la superficie terrestre es una manifestación de procesos endógenos que pueden provocar olas sísmicas (tsunamis), aludes, colapso de superficies o subsidencia y fenómenos relacionados. La Actividad ígnea: Emplazamiento de intrusiones, emisión de lavas y gases y de otros productos volcánicos. Los géiseres y los manantiales calientes se encuentran, como los volcanes, en áreas tectónicas inestables. Los volcanes se producen por la efusión de lava desde las profundidades de la Tierra. El Metamorfismo: Transformación de rocas preexistentes en nuevos tipos de rocas por la acción del calor, presión, esfuerzo y de fluidos en migración, calientes y químicamente activos. PROCESOS EXÓGENOS (de origen externo).- Cualquier medio natural capaz de mover la materia terrestre se llama agente geomorfológico. Los ríos, las aguas subterráneas, los glaciares, el viento y los movimientos de las masas de agua (mareas, olas y


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corrientes) son agentes geomorfológicos primarios. Puesto que se originan en el exterior de la corteza, estos procesos se llaman epígenos o exógenos. Denudación: Meteorización y Erosión.- La meteorización es un término que designa un grupo de procesos responsables de la desintegración y de la descomposición de rocas sobre el terreno. Puede ser física, química o biológica y es un prerrequisito para la erosión. Este proceso no está asociado al transporte. Meteorización Física: Toda helada resquebraja las rocas, al introducirse en éstas a modo de cuña el agua de congelación. Al congelarse, el agua se expande, y a través de repetidas alternancias de heladas y deshielos en los poros empapados de agua y en las grietas, las rocas van siendo implacablemente rotas en trocito Meteorización Química: Parte de la lluvia de cada chubasco penetra en el suelo y promueve el trabajo de su destrucción por disolución y disgregación de las partículas que lo forman. Meteorización Biológica: La vida colabora también en el trabajo destructivo. Las raíces de los árboles, al crecer en las grietas, ayudan al cuarteamiento de las rocas. Las lombrices de tierra y otros animales subterráneos llevan hasta la superficie las partículas más finas del suelo, donde sirven fácilmente de presa al viento y a la lluvia. El suelo es una fase por la cual han de pasar muchas rocas reducidas a escombros antes de ser definitivamente arrancadas. Erosión y transporte: Tarde o temprano, los productos de meteorizaci6n son trasladados del lugar donde se forman. Al soplar sobre las tierras, el viento levanta nubes de polvo y arena, los acarrea y dispersa por todas partes y a menudo se convierte en un poderoso agente bombardero de arena, cuando pasa a través de zonas de rocas expuestas a la erosión. Los glaciares, armados igualmente con material morrénica y otros residuos rocosos, pulimentan las rocas sobre las cuales pasan, durante su lento descenso desde los campos de hielo y los altos valles montañosos. La arroyada, los canchales y los desplomes alimentan los ríos con fragmentos minerales grandes y pequeños, que no solamente son llevados de un modo pasivo aguas abajo, sino que son utilizados por los ríos como instrumentos para excavar sus cauces y sus márgenes. Además de esta carga visible de barro y arena, las aguas fluviales llevan otra invisible de materias disueltas, extraídas de rocas y suelos por la acción disolvente de la lluvia y del agua del suelo, así como de las aguas del propio río. Vientos, ríos y glaciares, los agentes que dispersan los productos de la demolición de las rocas, son conocidos con el nombre de agentes de transporte. Todos los procesos destructivos que se deben a los efectos de los agentes de transporte se describen como erosión. Es conveniente considerar la meteorización como la destrucción de una roca por agentes que van asociados a escaso o ningún transporte, excepto el que se debe a la gravedad, de los productos resultantes, y la erosión como la destrucción de la tierra por agentes que simultáneamente proceden a su acarreo. Ambas series de procesos cooperan al desgaste de la superficie terrestre, y sus efectos combinados se designan con el nombre de denudación. Deposición de sedimento.- El sedimento acarreado por los agentes de transporte se vuelve a depositar más pronto o más tarde. La arena que lleva el viento se acumula en dunas a lo largo de las costas o en el desierto. Allí donde


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terminan los glaciares a causa de la fusión de los hielos, los despojos acumulados durante su recorrido son abandonados en montón informe para ser arrastrados más tarde por los ríos o el mar. Cuando un curso de agua entra en un lago, la corriente se frena, y la carga de arena y fango se deposita gradualmente en el fondo. Aguas abajo, en el valle abierto, arena y fango se extienden sobre las llanuras aluviales durante las crecidas, mientras que la corriente principal continúa a través de un estuario o delta, arrastrando hasta el mar la mayoría de los materiales. Al abatirse sobre las rocas costeras, las grandes olas formadas por las marejadas producen todavía más materiales de derribo, que en conjunto son arrancados de allí y distribuidos por el oleaje y las corrientes. Los cantos rodados, desgastados por las aguas, se van acumulando al pie de los acantilados. Las playas de arena se acumulan en bahías tranquilas. En el fondo del mar, las partículas más finas se depositan en anchas franjas de sedimentos, extendiéndose los más tenues de ellos por la plataforma continental, e incluso sobrepasando su borde hacia el fondo oceánico más profundo, antes de que, finalmente se depositen. Todos estos depósitos son ejemplo de rocas sedimentarias en vías de formación. Todavía nos queda por averiguar qué ocurre con la carga invisible de sustancias minerales disueltas que los ríos van arrancando de la superficie terrestre. Algunas corrientes fluviales desembocan en lagos que no tienen otra salida que la evaporación en el aire que los recubre. Las aguas de tales lagos rápidamente se hacen saladas, porque, las partículas salinas que los ríos les llevan se quedan allí, mientras se evapora el agua dulce. Gradualmente las aguas lacustre se van saturando, y entonces precipitan la sal gema y otros depósitos salinos. Sin embargo, la mayoría de los ríos llegan hasta el mar, donde dejan una gran parte de los materiales disueltos a su paso por las tierras. Así pues, como señaló Halley, «el mismo océano llega a ser salado por la misma causa». Pero, en compensación, mientras que la salinidad del mar aumenta lentamente, muchas de las materias minerales contenidas en el agua son aprovechadas por los organismos vivos. Almejas y mejillones, erizos de mar y corales, y otros muchos seres marinos, forman sus conchas con el carbonato cálcico que extraen del agua donde viven. Cuando mueren estos seres, la mayoría de sus partes blandas son comidas, y el resto se descompone. Pero subsisten sus partes duras y se acumulan bajo la forma de bancos de conchas en los mares poco profundos, arrecifes de coral en las costas e islas tropicales y fango gris de globigerinas en los mares más profundos. Todos estos depósitos constituyen calizas en vías de formación. La vida, como creadora de sedimentos orgánicos, es un agente geológico de primer orden.

2.2.- EL CICLO DEL AGUA

El ciclo hidrológico (Fig. 2.1) se inicia cuando el agua se evapora desde los mares y océanos a la atmósfera. El agua atmosférica regresa a la Tierra en forma de precipitaciones de lluvia, granizo, o nieve. La cantidad de agua que llega al suelo depende de varios factores, pero en general, las tierras elevadas reciben más agua que las bajas; en las montañas nacen la mayoría de los ríos. Las plantas, sobre todo los árboles, captan parte de las precipitaciones que se vuelven a evaporar directamente, incluso antes de llegar al suelo. La tala de árboles y su sustitución por cultivos (deforestación) aumenta la velocidad y la cantidad de agua de lluvia que llega al terreno, con la consiguiente erosión puntual de los suelos y el riesgo de inundaciones.

Las precipitaciones que alimentan el terreno se infiltran en los suelos, percolando hasta la capa freática para convertirse en agua subterránea; o bien, fluyen lentamente, ladera abajo, en forma de arroyada en surcos. No toda el agua que cae durante las grandes tormentas es capaz de filtrarse; en aquellos lugares en los que por la acción humana se ha compactado la superficie del suelo o ha sido cubierta de


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cemento, o en aquellos lugares ya saturados de agua, el exceso de líquido se acumula en la superficie y fluye ladera abajo, hasta el curso de agua más próximo, en forma de arroyada en manto. El agua que llega a los ríos en arroyada, ya sea en surcos o en manto, recibe el nombre de escorrentía. El río completa el ciclo hidrológico al recoger la escorrentía de su zona de influencia (cuenca de drenaje) y al llevarla de vuelta a los océanos o lagos, para reemplazar así el agua que se evapora.

2.3.- EROSIÓN Y TRANSPORTE DE LOS RIOS EROSIÓN DE LOS RÍOS.- a) Corrosión, Actividades disolventes y químicas del agua del río en los materiales con los que entra en contacto. b) Algunos procesos hidráulicos cooperan en el desmenuzamiento mecánico, levantamiento y acarreo de materiales que efectúa el agua corriente. Los depósitos sueltos fácilmente son arrastrados; la fuerza inicial de levantamiento la proporciona la turbulencia, o sea, los remolinos en los cuales las velocidades locales cambian rápidamente y con frecuencia son mucho mayores que la tasa de flujo de la corriente. Exceptuando los casos en que el río está ahondando activamente su cauce o socavando sus márgenes, puede no adquirir mucho material nuevo por erosión de su cauce, pero la parte más gruesa de su carga de derrubios probablemente cae una y otra vez durante el tránsito, y cada vez los fragmentos tienen que volver a ser puestos en movimiento y elevados para poder seguir siendo transportados río abajo. c) Cincelado (corazón) es el desgaste de las orillas y fondo con la ayuda de los cantos rodados, guijarros, arena y limo transportados. Con estas herramientas incluso las rocas más duras pueden ser excavadas y alisadas. Ej: formación de marmitas en ríos con lecho rocoso (espejillo). d) Atrición es el desgaste que sufren los propios materiales transportados, que se desmenuzan, se pulimentan o se redondean. Entonces los fragmentos menores y las partículas más finas son arrastradas más fácilmente. TRANSPORTE FLUVIAL.- La carga acarreada por un río incluye los derrubios que recibe de la arroyada, la reptación superficial, el desplome, etc., y de los afluentes y agentes externos tales como glaciares y viento, junto con los que adquiere por su propia acción erosiva, ya descrita. Los derrubios son transportados de diferentes maneras. Las partículas menores las lleva la corriente en suspensión, y su tendencia a depositarse se contrarresta con los remolinos. Las partículas mayores, que a intervalos se sedimentan para volver a ser levantadas, avanzan mediante una serie de saltos, proceso llamado saltación. Los cantos rodados y los guijarros ruedan(rolido) o se deslizan por el fondo, según su forma. Los bloques muy grandes se pueden desplazar sobre una capa de guijarros que actúan como las bolas de un cojinete. Cuando disminuye la velocidad de un río, la carga de fondo es la primera que se detiene. Si prosigue el debilitamiento del flujo, caen los ingredientes mayores de la carga en suspensión y sucesivamente partículas cada vez más finas. Cuando la corriente empieza a ser más enérgica, los materiales más finos son los primeros en volver a moverse. Por consiguiente, tan pronto como un río recibe su carga, la empieza a clasificar. En promedio, la proporción de finos respecto a gruesos entre los materiales


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depositados tienden a crecer aguas abajo, pero puede haber muchas interrupciones locales de esta tendencia, debido a adiciones de derrubios gruesos por parte de afluentes o debido a deslizamientos y desplomes de las márgenes. 2.4.- ALARGAMIENTO Y AHONDAMIENTO DE LOS VALLES Juventud, Madurez y Senilidad de los ríos.- Con todo lo dicho queda claro que el concepto original del ciclo de erosión en términos de un levantamiento principal, seguido de una denudación persistente hacia un nivel de base estable, no se corresponde con las condiciones reales que controlan el comportamiento de los ríos y el desarrollo de los paisajes. El esquema de Davis se basaba en la opinión, entonces predominante, de que el levantamiento de una región se producía dentro de un intervalo de tiempo que era corto en comparación con los muchos millones de años requeridos para reducir la región a una penillanura. La juventud, madurez y, vejez de los ríos y los paisajes difiere fundamentalmente de las etapas sucesivas de, pongamos por caso, la vida humana. Una persona puede ser vieja, madura o joven pero no las tres cosas a la vez. Los ríos y los paisajes sí pueden. Las aguas de cabecera de un río pueden aún ser jóvenes, mientras que en el ancho valle del curso medio ya puede haberse alcanzado la madurez; y más cerca del mar puede haberse desarrollado un amplio lecho de inundación con todas las características de la senilidad. Con tiempo suficiente, los monótonos rasgos de la vejez avanzan tierra adentro desde los llanos costeros, haciendo retroceder los escarpes y ensanchando los fondos de los valles. Teóricamente, la etapa de juventud comienza con la disección de una meseta o de una región plegada ondulada. Esencialmente, es el período durante el cual la forma del valle está sometida a un vigoroso desarrollo, sobre todo en profundidad y en extensión de la cabecera por erosión ascendente. Los ríos primitivos corren veloces y poseen gradientes irregulares. Lagos, rápidos, cascadas y gargantas constituyen sus rasgos más característicos. En las regiones de plegamiento reciente, los ríos más importantes ocupan los surcos sinclinales. La formación de afluentes es muy rápida durante la juventud y son frecuentes las capturas fluviales. Los cursos de agua luchan por el espacio hasta que los victoriosos adquieren valles y cuencas de alimentación bien definidos. Entre los valles principales pueden mantenerse durante un tiempo residuos extensos de la superficie original, llamados interfluvios. Exceptuando los casos en que éstos tienen una pendiente hacia fuera o están formados de rocas solubles (como la caliza), apenas sufren erosión. En regiones de fuerte relieve y ríos muy distanciados entre sí, los residuos pueden mantenerse mucho tiempo, incluso geológicamente hablando. Sin embargo, necesariamente tienden a disminuir su extensión por ataque lateral, a medida que los escarpes que los bordean o las laderas de los valles siguen retrocediendo a sus expensas. El paisaje pasa de la juventud a la madurez cuando el relieve alcanza su máxima amplitud. A excepción de los inicios de los lechos de inundación y de cualquier interfluvio residual entre las cabeceras, toda la región está constituida por laderas. Se puede decir que los ríos, tramos concretos de ellos, han alcanzado la madurez cuando se han suavizado las irregularidades de su perfil longitudinal, o sea, cuando han alcanzado un perfil de equilibrio. No debe pensarse que paisajes y ríos alcanzan la madurez simultáneamente, y ni siquiera que lleguen a estar alguna vez en la misma fase. En las circunstancias geológicas actuales, es común que ríos que evidentemente se encuentran en la etapa de


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juventud atraviesen un paisaje en estado de madurez avanzada o incluso de senilidad. El contraste se debe al levantamiento de una región que ya fue erosionada durante un ciclo anterior no completado. El transporte de derrubios, la erosión lateral y las inundaciones son las principales actividades de los ríos maduros. La tasa de erosión lateral tiende a disminuir ya que los lechos de inundación, al ir siendo barridos por meandros que emigran, se hacen cada vez más anchos. No obstante, el ensanchamiento proseguirá hasta que el levantamiento o cualquier otra forma de rejuvenecimiento interrumpa el proceso y haga posible que un río profundice su cauce y comience a formar otro lecho de inundación a un nivel más bajo. La vejez puede considerarse que ha llegado, empezando por las regiones costeras, cuando la unión de las superficies de erosión planas y de pendiente suave de los sistemas fluviales vecinos (superficies más o menos cubiertas de derrubios o aluvión) empieza a extender el valle río arriba a expensas de los ribazos y las divisorias. Las superficies que se unen pueden ser de distintos tipos. Los lechos de inundación adyacentes se unen formando un tipo de superficie de vejez llamada panllanura; originada por la erosión lateral persistente de los ríos que forman meandros (Fig. 22). 2.5.- NIVELES DE BASE Y PERFILES DE «EQUILIBRIO» Como un río que fluye hacia el mar debe tener un gradiente hacia el mar, el ahondamiento de su valle está necesariamente limitado por el nivel del mar. La extensión imaginaria del nivel del mar bajo la superficie terrestre se llama nivel de base de la erosión fluvial. El perfil longitudinal de un río Deposición de sedimento: El sedimento acarreado por los agentes de transporte se vuelve a depositar más pronto o más tarde. La arena que lleva el viento se acumula en dunas a lo largo de las costas o en el desierto. Allí donde terminan los glaciares a causa de la fusión de los hielos, los despojos acumulados durante su recorrido son abandonados en montón informe para ser arrastrados más tarde por los ríos o el mar. Cuando un curso de agua entra en un lago, la corriente se frena, y la carga de arena y fango se deposita gradualmente en el fondo. Aguas abajo, en el valle abierto, arena y fango se extienden sobre las llanuras aluviales durante las crecidas, mientras que la corriente principal continúa a través de un estuario o delta, arrastrando hasta el mar la mayoría de los materiales. Al abatirse sobre las rocas costeras, las grandes olas formadas por las marejadas producen todavía más materiales de derribo, que en conjunto son arrancados de allí y distribuidos por el oleaje y las corrientes. Los cantos rodados, desgastados por las aguas, se van acumulando al pie de los acantilados. Las playas de arena se acumulan en bahías tranquilas. En el fondo del mar, las partículas más finas se depositan en anchas franjas de sedimentos, extendiéndose los más tenues de ellos por la plataforma continental, e incluso sobrepasando su borde hacia el fondo oceánico más profundo, antes de que, finalmente se depositen. Todos estos depósitos son ejemplo de rocas sedimentarias en vías de formación. Todavía nos queda por averiguar qué ocurre con la carga invisible de sustancias minerales disueltas que los ríos van arrancando de la superficie terrestre. Algunas corrientes fluviales desembocan en lagos que no tienen otra salida que la evaporación en el aire que los recubre. Las aguas de tales lagos rápidamente se hacen saladas, porque, las partículas salinas que los ríos les llevan se quedan allí, mientras se evapora el agua dulce. Gradualmente las aguas lacustre se van saturando, y entonces precipitan la sal gema y otros depósitos salinos. Sin embargo, la mayoría de los ríos llegan hasta el mar, donde dejan una gran parte de los materiales disueltos a su paso por las tierras. Así pues, como señaló Halley, «el mismo océano llega a ser salado por la misma causa». Pero, en compensación, mientras que


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la salinidad del mar aumenta lentamente, muchas de las materias minerales contenidas en el agua son aprovechadas por los organismos vivos. Almejas y mejillones, erizos de mar y corales, y otros muchos seres marinos, forman sus conchas con el carbonato cálcico que extraen del agua donde viven. Cuando mueren estos seres, la mayoría de sus partes blandas son comidas, y el resto se descompone. Pero subsisten sus partes duras y se acumulan bajo la forma de bancos de conchas en los mares poco profundos, arrecifes de coral en las costas e islas tropicales y fango gris de globigerinas en los mares más profundos. Todos estos depósitos constituyen calizas en vías de formación. La vida, como creadora de sedimentos orgánicos, es un agente geológico de primer orden. empieza a nivel del mar, o justo por debajo si el perfil es el del cauce, y sube tierra adentro. El perfil de un río joven suele ser más o menos irregular, dependiendo de las pendientes y ondulaciones de la superficie inicial y de la naturaleza de las rocas que se erosionan. Los rasgos característicos de la juventud fluvial son lagos y ciénagas, cascadas y rápidos. Sin embargo, todas estas irregularidades, a excepción de las mayores, como los lagos muy profundos, están destinadas a suavizarse cuando se pasa al estadio de madurez. En regiones húmedas, el caudal de un río aumenta desde la cabecera a la desembocadura, donde la incisión hacia abajo, si la hay, es muy limitada. Partiendo de una superficie inicial dependiente general hacia el mar, el ahondamiento es predominante a lo largo de los cursos medíos del río. El efecto es el de aumentar el gradiente del tramo que baja de la cabecera y disminuirlo desde los cursos medios al mar. Con tiempo suficiente y sin perturbaciones críticas debidas a movimientos terrestres o a cambios de clima o del nivel del mar, no es difícil constatar que el perfil se estaría modificando sistemáticamente hasta que se convirtiera en una curva suave, ligeramente cóncava hacia el cielo, prácticamente horizontal en la desembocadura y verticalizándose hacia la cabecera. Cuando un río, o lo que es más común, un tramo dado de un río tiene este perfil se dice que tiene un perfil de equilibrio. El nivel del río principal en el punto en el que entra un afluente actúa como nivel de base local para el afluente. En el desarrollo ininterrumpido de un sistema fluvial, los afluentes en equilibrio se ajustan tanto al río principal, que se unen al él tangencialmente, o casi tangencialmente. Cuando un afluente no se comporta así, el hecho de no ajustarse es una clara indicación de que se ha interrumpido el ciclo de erosión por cambios de pendiente o de nivel debido, por norma general, a movimientos terrestres o a glaciación. Las cascadas de “valles colgados” a los lados de valles glaciales profundos son ejemplos extremos de esta falta de ajuste. Varias irregularidades en el cauce de un río pueden aplazar el establecimiento general del equilibrio, aunque más arriba o más debajo de ellas puede haber tramos fluviales individuales en equilibrio temporal respecto a los niveles de base locales que los controlan. Un lago por ejemplo, actúa como un nivel de base local para el río que desagua en él. Los lagos que ocupan depresiones profundas tienen una vida muy larga, pero los someros desaparecen muy pronto, geológicamente hablando. Un lago es una trampa de sedimentos, destinada a rellenarse por crecimiento deltaico, producido por los cursos de agua que le llegan. Al mismo tiempo, el agua que sale de él erosiona la salida y baja su nivel, de modo que el lago se drena parcialmente y su extensión se reduce. Finalmente, el lago es sustituido por un amplio llano lacustre por el que fluye el río. Una formación resistente en el curso de un río también retarda el establecimiento del equilibrio, y actúa como un nivel de base temporal para la parte de río que está aguas arriba, hasta que es cortado por cascadas y rápidos.


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2.6.- SALTOS DE AGUA Allí donde un afloramiento de roca resistente yace sobre otro de roca más blanda, la más blanda se desgasta bastante rápidamente y la capa más resistente empieza a sobresalir. En la unión, y después por encima de ella, el lecho del río acentúa su pendiente y de este modo pueden iniciarse los rápidos. Si el frente de la roca resistente llega a ser vertical. el agua se lanza sobre la cresta en forma de salto de agua. Un salto de agua es un codo de los más espectaculares. Los saltos de agua a veces degeneran en rápidos, que pueden persistir mucho tiempo antes de que se suavicen y dejen de constituir un codo en el perfil. Un salto que desciende por una serie de peldaños suele llamarse cascada. El término catarata implica un volumen de agua excepcional, y puede aplicarse a salto de agua, o más generalmente, a rápidos muy bruscos. Los rápidos son característicos del desgaste de una formación obstructiva cuando ésta buza río abajo o cuando buza mucho río arriba. Allí donde una capa de roca resistente, horizontal o suavemente inclinada río arriba, está superpuesta a capas más blandas, la primera es la que forma el peldaño, y el desgaste de las capas más blandas subyacentes produce el socavamiento y retroceso.


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Tema III: COMPONENTES DE LA CORTEZA TERRESTRE 3.1.- ELEMENTOS - MINERALES Y CRISTALES COMPOSICIÓN ELEMENTAL DE LAS ROCAS CORTICALES.- Aunque en los minerales existen en forma natural 87 elementos, ocho de ellos son tan abundantes que forman casi el 99 por ciento en peso del total de los miles de rocas que han sido analizadas. Muchos otros, tales como el oro, el estaño, el cobre y el uranio, aunque presentes sólo en trazas en las rocas ordinarias -razón por la cual se llaman elementos traza-, están concentrados localmente en depósitos metalíferos y vetas minerales en cantidad suficiente para ser explotados con provecho. Los elementos 43, 61, 87 y 89 nunca se han detectado en minerales, sino que se han obtenido artificialmente mediante reacciones nucleares. Composición media de elementos de la corteza terrestre.-

ELEMENTO SIMBOLO PORCENTAJE Oxígeno O 46.60 Silicio Si 27.72 Aluminio Al 8.13 Hierro Fe 5.00 Calcio Ca 3.63 Sodio Na 2.83 Potasio K 2.59 Magnesio Mg 2.09 Titanio Ti 0.44 Hidrógeno H 0.14 Fósforo P 0.12 TOTAL 99.29

Continuando con la tabla de abundancias, los elementos inmediatamente siguientes son manganeso, Mn, 0,10; fluor. F, 0,08; azufre, S, 0,05; cloro, Cl, 0,04; y, carbono, C, 0,03 por ciento. La abundancia de los elementos traza más raros se expresa mejor en parte por millón (p.p.m.) que equivale a gramos por toneladas. El oro y el platino, aunque famosos como metales preciosos, son los que más raramente aparecen en las rocas ordinarias, y su abundancia promedio es sólo de 0,005 ppm. LOS MINERALES.- Algunos elementos, por ejemplo el oro, el cobre, el azufre y el carbono (en estado de diamante y grafito), constituyen minerales por sí solos y se los denomina como minerales nativos; pero la mayoría de las especies mineralógicas se componen de dos o más elementos. El oxígeno es el elemento más abundante en las rocas. En combinación con otros elementos forma compuestos llamados óxidos, algunos de los cuales se presentan en estado mineral. El silicio es el más abundante, después del oxígeno, y por eso no es de extrañar que la sílice, el óxido de silicio, SiO2, sea el más abundante de todos los óxidos. La sílice es muy conocida bajo la forma de cuarzo, mineral muy común que es


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característico, sobre todo, de los granitos, las areniscas y las vetas cuarzosas. La fórmula, SiO2, es una manera sencilla de expresar que, por cada átomo de silicio, el cuarzo contiene dos átomos de oxígeno. El cuarzo puro tiene, por tanto, una composición definida. Las fórmulas de otros óxidos y de los compuestos de otros tipos pueden interpretarse de un modo análogo. En las cavidades de las vetas o filones minerales, el cuarzo puede hallarse en forma de prismas transparentes e incoloros formados por seis caras laterales y terminados por una pirámide hexagonal. Los griegos dieron el nombre de krystallos (hielo transparente) a estas hermosas formas, y aún en la actualidad, el cuarzo hialino, transparente como el agua, se llama todavía cristal de roca. La mayoría de los demás minerales, y una gran variedad de sustancias preparadas por procedimientos químicos, pueden desarrollarse también en formas simétricas limitadas por caras planas, conociéndose en conjunto con el nombre de cristales (Fig. 3.1). En los últimos años, el estudio de los cristales por medio de los rayos X ha revelado que sus formas simétricas no son más que la expresión exterior de una estructura interna perfectamente organizada. Los átomos cargados eléctricamente, o iones de los que se compone un cristal, están dispuestos de una manera ordenada; las diferentes especies de átomos se hallan dispuestas a modo de un patrón estructural determinado, que se repite indefinidamente, lo mismo que el motivo decorativo de un papel de los que se emplean para empapelar habitaciones. En los cristales, sin embargo, el motivo estructural se desarrolla en tres dimensiones y por esta razón se denomina malla espacial. Ya se habrá visto que el diamante y el grafito son, ambos, formas cristalinas del carbono. En correspondencia a sus propiedades físicas bien contrastadas -uno es duro y brillante; el otro es blando, opaco y deleznable-, los cristales de diamante y grafito tienen estructuras reticulares muy diferentes. Este contraste, además, refleja las grandes diferencias de condiciones físicas en las que han cristalizado los dos minerales. El diamante requiere una combinación de alta temperatura y una presión tan elevada que, sólo recientemente, ha sido posible fabricar diamantes artificiales, aunque no tienen la calidad de los naturales. Por el contrario, para obtener grafito son suficientes condiciones moderadas de temperatura y presión. Esta capacidad que tienen determinadas sustancias de presentarse bajo dos o más formas o especies de cristales completamente diferentes, es decir de cristalizar en estructuras reticulares apropiadas a las condiciones físicas existentes en el momento de su formación, es un fenómeno llamado polimorfismo (del criego polys, muchos; morfo, forma o modo). Otros ejemplos bien conocidos son el S2 Fe, que se presenta no sólo como pirita, sino también como marcasita; y el carbonato cálcico, CO3Ca, que cristaliza principalmente en forma de calcita, pero bajo condiciones especiales lo hace como aragonito (por ejemplo, en las conchas segregadas por ciertos moluscos y otros organismos marinos). Muy pocos minerales tienen la composición química que corresponde exactamente a su fórmula ideal. La razón de ello es que cualquier ión que se encuentra en el lugar en el momento de la cristalización, puede actuar como un sustituto de otro sin perturbar seriamente la malla cristalina, ya que el ión sustituto tiene casi el mismo «tamaño» que el ión al cual quita el sitio en el cristal que está creciendo. De manera similar, al construir una pared se pueden usar ladrillos del mismo tamaño pero de distinto color sin alterar la estructura ni la forma externa de la pared. Al formarse el edificio cristalino se favorece mucho esta sustitución cuando ambos iones tienen la misma carga eléctrica o valencia. Unos cuantos minerales son no-cristalinos en el sentido de que nunca desarrollan formas cristalinas, y por ello reciben el nombre de amorfos. Ejemplos de ellos son el ópalo, SiO2 . nH2O, que se ha descrito


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como un «gel no del todo seco», y la limonita, de fórmula aproximada Fe2O3 . H20, uno de los hidróxidos de hierro conocido como herrumbre de hierro, y que es el material responsable del aspecto pardo oxidado de muchas superficies rocosas meteorizadas. En estos materiales, partículas minúsculas están colocadas al azar, como los ladrillos cuando se descargan en un montón, pero las investigaciones realizadas con microscopio electrónico indican que, en cada partícula, los átomos tienen un ordenamiento reticular identificable. El vidrio también es una sustancia típicamente amorfa. La mayor parte de los vidrios son mezclas de silicatos que no han tenido tiempo suficiente para que los átomos se ordenaran entre sí, en un patrón regular de cristales, bien a causa de un enfriamiento rápido a partir de un estado fundido, o bien a causa de que la masa fundida original ya era, desde el principio, extremadamente viscosa. A pesar del hecho de que el vidrio tiene las propiedades mecánicas de un sólido muy viscoso, lentamente se desvitrifica y se convierte en un agregado de cristales diminutos. En el caso del vidrio fabricado por el hombre, a temperaturas ordinarias, el proceso de desvitrificación puede durar unos pocos años o varios centenares. El vidrio natural, como la lava volcánica muy viscosa que solidifica en forma de obsidiana o piedra pómez, puede requerir millones de años antes de que empiece a mostrar signos visibles de cristalización. Sin embargo, la transformación se acelera si a través del material vítreo circulan gases volcánicos calientes. Exceptuando los materiales amorfos, los minerales son sustancias inorgánicas cristalinas naturales y cada «especie» tiene su propia variedad específica de estructura cristalina. Exceptuando la inevitable presencia de «impurezas» y elementos traza, la composición química puede ser constante (como en el cuarzo) o puede variar (como en los feldespatos) dentro de unos límites que dependen del grado o capacidad de sustitución de los iones de ciertos elementos por los de otros, sin cambiar el patrón específico de la malla cristalina. 3.2.- LOS MINERALES QUE FORMAN LAS ROCAS Aunque se conocen unos 2000 minerales clasificados, las rocas más comunes se pueden describir adecuadamente en base a una docena de minerales, como lo indica la tabla siguiente. Por eso, vale la pena familiarizarse con estos minerales esenciales que forman las rocas, y con algunos otros de interés especial y, en particular, aprender algo de lo relativo a su composición química. Aquí se pretende presentar este bagaje mínimo de conocimientos químicos de la forma más breve posible. El lector debe acudir a los manuales especializados para obtener información adicional y, sobre todo, debe estudiar ejemplares típicos de minerales y rocas y examinar afloramientos de rocas sobre el terreno siempre que tenga oportunidad de hacerlo.


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Composición mineralógica media de algunas rocas comunes (%)

MINERALES GRANITO BASALT

O ARENISCA PIZARRA CALIZA

Cuarzo 31.30 - 70.00 32.00 3.70 Feldespato 52.30 46.20 8.40 17.60 2.20 Mica 11.50 - 1.20 18.40 - Arcilla - - 7.00 10.00 1.00 Clorita - - 1.10 6.40 - Anfíboles 2.40 - - - - Piroxeno Raros 37.00 - - - Olivino - 7.60 - - - Calcita-Dolomita - - 10.60 7.90 93.00 Minerales de Fe 2.00 6.50 1.70 5.40 0.10 Otros minerales 0.50 3.00 0.30 2.40 0.30

De entre los minerales que forman las rocas, los predominantes son los silicatos, mucho más abundantes que los demás, pero antes de ocuparnos de ellos vamos a revisar algunos otros minerales importantes óxidos, carbonatos, etc. OXIDOS.- Del cuarzo ya se ha dicho que es un óxido. Químicamente, se puede considerar como SiO2, o como Si(Si04). La alúmina, Al2O3, se presenta al natural como corindón, el abrasivo natural más duro después del diamante, y como rubí y zafiro, formas transparentes raras consideradas piedras preciosas. En los grandes yacimientos los óxidos de hierro, junto con el carbonato, CO3Fe, son las principales menas del mineral de hierro; como accesorios, son constituyentes notorios de una gran variedad de rocas comunes.La hematita, Fe2O3, toma su nombre del término griego que designa la «sangre» en referencia a su color. La magnetita, Fe3O4, es negra y muy magnética. La iImenita, FeO . TiO2, a menudo va asociada con la magnetita, especialmente en basaltos y en rocas de composición análoga. La limonita, cuya fórmula promedio es FeO . H2O, es el producto resultante de la alteración en forma de herrumbre de otros minerales de hierro. FOSFATOS.- El de fósforo, es el elemento de importancia crítica para la agricultura y para la vida en general. Los fosfatos se presentan en las rocas comunes bajo la forma de mineral apatito, (PO4)3FCa5, y de un compuesto relacionado de origen orgánico (por ejemplo, de las espinas, huesos y dientes de peces y de los excrementos de los pájaros), de composición similar, pero con (OH) en lugar de F. A través de esta fosforita se hace pasar agua con trazas de flúor, aquélla gradualmente cede su (OH) e incorpora al F, aproximándose a la composición del apatito y volviéndose más estable.


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SULFUROS Y SULFATOS.- Entre los minerales de azufre, el propio azufre y la pirita ya se han mencionado. La mayoría de las menas de plomo, cinc, cobre y níquel son sulfuros. Sin embargo, entre los sulfatos destacan por su abundancia en las rocas, la anhidrita, SO4Ca, y el yeso, SO

4Ca . 2H2O. La anhidrita, acompañada o no de yeso según las circunstancias, se presenta principalmente en depósito de sal (evaporitas), como los que quedan cuando se seca un lago o cuando se evaporan muchos cuerpos de agua cerrados. Cuando la salmuera resulta suficientemente concentrada, empieza a precipitar, junto con la anhidrita, la sal gema o la halita, que es el principal mineral de cloro. CARBONATOS.- La evaporación del agua del mar debería empezar con la precipitación de carbonatos y así ocurre en realidad, aunque en cantidades menores. Sus minerales principales son: calcita, CO3Ca, el mineral predominante de las calizas. Dolomita, (CO3)2MgCa, que se presenta mezclada con la calcita en las calizas magnésicas (dolomíticas) y también aislada, por sí misma, como mineral predominante de la roca carbonatada llamada dolomía. Siderita, CO3Fe, importante mena del hierro. SILICATOS.- Los feldespatos son los minerales más abundantes de la corteza terrestre, y tienen un esqueleto de tetraedros SiO4

- y AlO4-, con iones de potasio, sodio o calcio que ocupan los lugares apropiados en la

estructura.

Feldespatos Alcalinos o feldespatos potásicos: Ortoclasa (Si3O8Alk), oligoclasa, adularia, sanidina, microclino y anortoclasa Feldespatos Calcoalcalino o feldespatos Calcosódicos: Albita, (Si3O8AlNa), Anortita, (Si2O8All2Ca). Los feldespatos calcoalcalinos son conocidos como plagioclasas y forman una serie continua de minerales la cual va enriqueciéndose en calcio (Ca) desde la albita a la anortita: ALBITA – OLIGOCLASA – ANDESITA – LABRADORITA – BYTOWNITA – ANORTITA

Entre los minerales del granito y de las rocas siálicas en general, el tercero en abundancia es la mica, de la que existen dos variedades principales, una blanca, plateada y brillante, la otra oscura y a menudo de aspecto cobrizo. Asociada a rocas ricas en magnesio se encuentra una tercera variedad, de color ámbar. Todas son aluminio-sílicatos de potasio hidratados, como lo indican las siguientes fórmulas: Mica blanca o muscovita (Si3AlO10),KAL2(OH, F)2 Mica ámbar o flogopita (Si3AlO10)KMg3(OH, F)2 Mica oscura o biotita (Si3AlO10)K2(Mg Fe)2(OH)2 Todas las micas tienen una exfoliación perfecta, debido a que sus láminas tetraédricas y la unión de sus átomos están dispuestos en capas paralelas.


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La biotita sirve de enlace para pasar a analizar los silicatos caracterizados por tener abundante magnesio y hierro, y que se conocen colectivamente como minerales ferromagnésicos o máficos. Los grupos principales son los piroxenos, los anfíboles y la serie del olivino. El olivino (o crisolita) forma parte de una serie continua de soluciones sólidas que abarcan desde la forsterita (SiO4Mg2) hasta la fayalita (SiO4Fe2). Las rocas en las cuales el olivino es el mineral más abundante (generalmente asociado con piroxenos) se llaman peridotitas. La principal fuente de olivino con calidad de piedra preciosa es la peridotita de una pequeña isla del mar Rojo; Los piroxenos son minerales constituyentes de gran variedad de rocas. En los basaltos (incluyendo el basalto olivínico) y rocas afines son los componentes más abundante después de las plagioclasas. En las peridotitas son los más abundantes después del olivino, y las masas asociadas de roca en las que los piroxenos predominan se llaman piroxenitas. Los piroxenos más simples son la enstatita SiO3Mg, y la hiperstena SiO3(Mg, Fe). El grupo de los anfíboles, está representado especialmente por: la hornblenda: [Si,Al)4O11]2Ca2(Mg,Fe,Al)5(OH)2 3.3.- ORIGEN DE LAS ROCAS DE LA CORTEZA TERRESTRE El ciclo de las rocas (Fig. 3.2) ilustra la transformación de cada uno de los tres tipos básicos de rocas (ígneas, sedimentarias y metamórficas) en alguno de los otros dos o incluso de nuevo en su mismo tipo. Los sedimentos compactados y cementados forman rocas sedimentarias que, por efecto del calor y la presión, se transforman en metamórficas; los materiales fundidos y solidificados forman las rocas ígneas. ETAPA 1: FORMACIÓN DE ROCA ÍGNEA.- La primera etapa del ciclo es la formación de roca ígnea. Esto tiene lugar cuando el material fundido llamado magma se enfría y solidifica en forma de cristales entrelazados. Las rocas ígneas pueden formarse como materiales intrusivos (véase Intrusiones ígneas), que penetran en otras rocas más antiguas a través de grietas profundas bajo la superficie terrestre antes de enfriarse; o como materiales extrusivos (formados después de las erupciones volcánicas) que se depositan en la superficie después de haber sido expulsados en erupciones y fisuras volcánicas. Los materiales intrusivos comprenden rocas cristalinas, como el granito, mientras que los extrusivos agrupan las lavas. ETAPA 2: FORMACIÓN DE ROCA SEDIMENTARIA.- La segunda etapa del ciclo tiene lugar cuando las rocas ígneas quedan expuestas a diversos procesos en la superficie terrestre, como meteorización, erosión, transporte y sedimentación. Estos fenómenos disgregan el material de las rocas en diminutas partículas que son transportadas y se acumulan como sedimentos en los océanos y las cuencas lacustres. Estos depósitos sedimentarios quedan compactados por el peso de las sucesivas capas de material y también pueden quedar cementados por la acción del agua que llena los poros. Como consecuencia, los depósitos se transforman en roca en un proceso llamado litificación. Son rocas sedimentarias las areniscas y calizas. ETAPA 3: FORMACIÓN DE ROCA METAMÓRFICA.- La tercera etapa del ciclo tiene lugar cuando las rocas sedimentarias quedan enterradas a gran profundidad o se ven afectadas por la formación de montañas (orogénesis), que se asocia con


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movimientos de las placas de la corteza terrestre. Quedan de esta forma expuestas a distintos grados de presión y calor y así se transforman en rocas metamórficas. Por ejemplo, la arcilla se convierte en pizarra, y el granito puede transformarse en gneis; una forma de caliza se convierte en mármol cuando se ve sometida a fenómenos metamórficos. ETAPA 4: FIN DEL CICLO.- El ciclo se cierra en la cuarta etapa, cuando las rocas metamórficas quedan sometidas a niveles de calor y presión aún mayores y se transforman en ígneas. VARIACIONES DEL CICLO DE LAS ROCAS.- El orden de este ciclo no es rígido. Una roca ígnea, por ejemplo, puede transformarse en metamórfica por efecto del calor y la presión sin pasar por la fase sedimentaria. Asimismo, las rocas sedimentarias y metamórficas pueden convertirse en material que forma nuevas rocas sedimentarias. El ciclo clásico de las rocas que se acaba de describir se ha puesto recientemente en relación con la tectónica de placas. El ciclo comienza con la erosión de un continente. El material del continente se acumula en sus bordes y se puede compactar por litificación y transformarse en roca sedimentaria. Con el tiempo, el borde continental se transforma en borde de placa convergente (es decir, empujada contra otra placa). En esta línea, las rocas sedimentarias pueden transformarse por efecto de las altas presiones en cinturones de rocas metamórficas. Pero poco a poco los sedimentos que no han formado montañas se ven arrastrados por subducción hacia el fondo de la corteza. Allí sufren un metamorfismo aún mayor, hasta alcanzar grados de presión y temperatura tan elevados que se funden y se convierten en magma. Éste a su vez se convierte en roca ígnea que puede volver a la superficie terrestre, bien en forma extrusiva, a través de un volcán, bien por exposición de la roca ígnea intrusiva a consecuencia de la erosión. La meteorización y la erosión atacan las rocas ígneas, las transportan hasta el borde continental y el ciclo comienza de nuevo. 3.4.- PETROLOGÍA DE LAS ROCAS DE LA CORTEZA TERRESTRE La petrología se encarga del origen, la aparición, la estructura y la historia de las rocas, en particular de las ígneas y de las metamórficas. El estudio de la petrología de sedimentos y de rocas sedimentarias se conoce como petrología sedimentaria. La petrografía, disciplina relacionada, trata de la descripción y las características de las rocas cristalinas determinadas por examen microscópico con luz polarizada. Los petrólogos estudian los cambios ocurridos de forma espontánea en las masas de roca cuando el magma se solidifica, cuando rocas sólidas se funden total o parcialmente, o cuando sedimentos experimentan transformaciones químicas o físicas. Quienes trabajan en este campo se preocupan de la cristalización de los minerales y de la solidificación del vidrio desde materia fundida a altas temperaturas (procesos ígneos), de la recristalización de minerales a alta temperatura sin la mediación de una fase fundida (procesos metamórficos), del intercambio de iones entre minerales de rocas sólidas y de fases fluidas migratorias (procesos metasomáticos o diagenéticos) y de los procesos de sedimentación, que incluyen la meteorización, la erosión, el transporte y el depósito.


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Tema IV: ROCAS IGNEAS

4.1.- EL MAGMA

Se puede definir como una mezcla de componentes químicos formadores de los silicatos de alta temperatura, normalmente incluye sustancia en estado sólido, líquido y gaseoso debido a la temperatura del magma que es por encima de los puntos de fusión de determinados componentes del magma. En esta mezcla fundida los iones metálicos se mueven más o menos libremente.

En la mayoría de los magmas algunos cristales, durante las fases previas del enfriamiento del magma, se encuentran suspendidos en la mezcla fundida. Una porción alta de cristales suspendidos y material líquido imprime al magma algunas de las propiedades físicas de un sólido. Además de líquidos y sólidos el magma contiene diversos gases disueltos en él.

El punto de fusión del magma se ubica en profundidades entre 100 y 200km, es decir en el manto superior. Se supone que sólo una porción pequeña del material del manto está fundida (astenosfera), lo demás está en estado sólido. Este estado se llama fusión parcial. La porción fundida es un líquido menos denso en comparación con la porción sólida. Por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestre concentrándose allí en bolsas y cámaras magmáticas.

El magma emplazado a gran profundidad en la corteza terrestre, enfría lentamente. La presión juega un papel importante en la formación del magma. A alta presión las temperaturas de cristalización de los minerales son altas también. Una disminución de la presión tiene en consecuencia una disminución en la temperatura de fusión o cristalización de los minerales. De este modo a grandes profundidades en la corteza terrestre y en el manto superior, puede producirse el magma a partir de material sólido.

Lava.-

Lava se denomina la porción del magma, que aparece en la superficie terrestre y que entra en contacto con el aire o con el agua respectivamente. La lava enfría rápidamente.

Volátiles.-

Volátiles son sustancias químicas líquidas y gaseosas que mantienen el estado líquido o gaseoso a una temperatura (temperatura de fusión o de condensación respectivamente) más baja que la de los silicatos caracterizados por temperaturas de fusión relativamente altas. El magma contiene entre otros los componentes volátiles siguientes: Agua como gas disuelto: 0,5 - 8% del magma y 90% de otro volátiles como: Carbono en forma de CO2, Azufre S2, Nitrógeno N2, Argón Ar, Cloruro Cl2, Flúor F2 y Hidrógeno H2.

Gradiente Geotérmico.-

El gradiente geotérmico en la corteza, es decir la subida de la temperatura con la profundidad, es como promedio 1°/30m o 30°/1km. En una zona de subducción a lo largo de la placa hundida el gradiente geotérmico es menor, aproximadamente 5°C a 10°C/1km. En un arco magmático el gradiente geotérmico es mayor y puede alcanzar 90° a 100°/km.


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4.2.- GENERALIDADES DE LAS ROCAS ÍGNEAS Rocas ígneas, en geología, son rocas formadas por el enfriamiento y la solidificación de materia rocosa fundida, conocida como magma. Según las condiciones bajo las que el magma se enfríe, las rocas que resultan pueden tener grano grueso o fino. Existe una correspondencia mineralógica entre la serie de rocas plutónicas y la serie volcánica, de forma que la riolita y el granito tienen la misma composición, del mismo modo que el gabro y el basalto. Sin embargo, la textura y el aspecto de las rocas plutónicas y volcánicas son diferentes. 4.3.- SOLIDIFICACION DE LOS MAGMAS La solidificación es un proceso que depende de dos factores principales:

• Velocidad de Enfriamiento del magma • Composición del magma

Velocidad de enfriamiento del magma.- La temperatura de los MAGMAS varía desde los 600º C a 1200º C la cual decrece rápidamente a medida que se acerca a la superficie y su calor es trasmitido a la roca encajonante hasta desaparecer. La Velocidad de Enfriamiento del magma depende de:

a) profundidad de la masa ígnea bajo la superficie b) tamaño de la masa ígnea c) forma de la masa ígnea

Profundidad de la masa: Toda masa cercana a la superficie, pierde calor mucho mas rápido que otra situada a doble profundidad, por estar en zona mas fría: SE SOLIDIFICA MAS PRONTO. Tamaño de la masa: De dos masas magmáticas de igual forma, ubicadas a la misma profundidad, una el doble de tamaño que la otra, la de mayor tamaño, necesita mas tiempo para enfriarse: se solidifica mas lentamente. Forma de la masa.- Una masa magmática de forma Esférica, se enfría mucho más Lentamente que otra masa delgada y Tubular. La velocidad de enfriamiento de un magma influye considerablemente en el Tamaño de los cristales

que se forman durante la solidificación:

Enfriamiento lento implica un magma fluido donde habría reunión de una mayor cantidad de átomos y por lo tanto los cristales son más grandes

Enfriamiento rápido implica la formación de cristales pequeños


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Enfriamiento muy rápido implica una lava viscosa espesa donde no se forman cristales. La roca resultante es vítrea. Composición del magma.- La composición de un magma afecta a su fluidez: influye en la solidificación , porque regula la agrupación de elementos para formar cristales. Las rocas ígneas, compuestas casi en su totalidad por minerales silicatos, pueden clasificarse según su contenido de sílice. Las principales categorías son ácidas y básicas. La razón de ello estriba en que proceden del enfriamiento de magmas con composición diferente y mayor o menor enriquecimiento en sílice: magmas ácidos o silíceos (70% o más de sílice) y magmas básicos (menos del 50%). Además los magmas ácidos, son ricos en Si, Al, Na y K.; y los básicos son ricos en los elementos Mg, Fe, Cr y Ni. Esta composición condiciona la viscosidad y fluidez del magma y, con ellas, el carácter explosivo y violento o pasivo de las erupciones. Por lo tanto la composición del magma, condiciona su solidificación: un magma ácido solidifica en menor tiempo que un magma básico. A la vez la velocidad de enfriamiento o solidificación del magma, condiciona la composición mineralógica de la roca ígnea.

Casi todos los magmas contienen gases disueltos, como dióxido de carbono y de azufre, que se liberan como consecuencia de la brusca reducción de presión que experimenta el magma cuando asciende hacia la superficie. La liberación puede ser muy repentina y adquirir fuerza explosiva suficiente para impulsar el magma y lanzarlo hacia la atmósfera en forma de tefra o piroclastos y materiales fundidos o semifundidos que se enfrían en mayor o menor grado a medida que caen de nuevo al suelo.

Algunos volcanes no experimentan nunca episodios explosivos y la lava fluye de ellos y se extiende por el terreno con suavidad. Estas erupciones las causa un magma basáltico muy fluido que contiene poca cantidad de sílice y de gases.

Las Rocas en estado líquido son más livianas que las sólidas y el contenido de gases las hacen más livianas todavía. Su ascenso hacia la superficie va acompañada por un rápido decrecimiento de su temperatura y volumen; de tal forma que al llegar cerca de la superficie quedan en reposo y adoptan cualquier forma. Se ha estimado que 95 % de la Corteza Terrestre esta constituida por ROCAS IGNEAS, cuya composición química es: Elementos presentes en la composición mineralógica de las Rocas Ígneas:

Oxigeno 41.76% Silicio 27.69% Aluminio 8.07% Hierro 5.05% Calcio 3.65% Sodio 2.75% Potasio 2.58% Magnesio 2.08%

Total 98.58%


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4.4.- TEXTURA DE LAS ROCAS IGNEAS La textura de las rocas ígneas establece la diferencia de tamaños de los cristales por acción de los diferentes factores que influyen en la solidificación del magma, dando lugar a rocas sólidas. La textura se refiere al tamaño de los cristales y su disposición en la roca y la relación de los mismos entre si. Clases de textura.- Macrogranudas: (Granudas), cuyo tamaño es aproximadamente 1.mm. de diámetro. Los minerales pueden observarse a simple vista. Microgranudas: Cuyos cristales van desde 1.5 mm de diámetro hasta el límite visible natural. Vítreas: Están constituidas por una masa amorfa, carecen de cristales. Brechoides: No se origina por proceso de solidificación de minerales, sino esta caracterizada por un conjunto de fragmentos de material magmático expulsados por un volcán. Porfídica: Los cristales de una misma roca, se distribuyen en dos tamaños por la existencia de 2 etapas distintas en el enfriamiento del magma. 1ª Etapa: A gran profundidad, la lentitud del enfriamiento del magma, permite que se formen cristales grandes. 2ª Etapa: El magma en el cual se encuentran los cristales grandes, es impulsado a la superficie y la porción liquida se solidifica rápidamente, formando una roca de gran fino (Microgranuda) en la que quedan embebidos los cristales grandes. Los cristales grandes de las rocas porfídicas se llaman fenocristales. La masa formada por partículas de tamaño menor y uniforme se llama pasta. 4.5.- TIPOS DE ROCAS ÍGNEAS SEGÚN SU LOCALIZACIÓN GEOLÓGICA ROCAS IGNEAS INTRUSIVAS (Fig. 4.1).- Rocas Ígneas Filonianas o Hipabisales.- Diques: Masas tabulares delgadas de rocas ígneas de posición casi siempre vertical, proceden de la inyección del magma en las fisuras y junturas de las rocas. Capas o mantos internos: masas tabulares de rocas ígneas de posición horizontal. Se forman al intruirse, por presión, el magma entre las capas o estratos rocosos. Lacolitos: Aunque similares a los mantos internos, difieren de ellos en la curvatura de los estratos superpuestos. Su área de acción es generalmente menos que la cubierta por un manto.


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Necks o cúpulas (clavos): Son masas casi cilíndricas de rocas ígneas de posición vertical, que ocupan el conducto por donde fluye el magma para formar un volcán, lacolito o batolito. Rocas Ígneas Plutónicas.- Batolito: masas irregulares de rocas ígneas, de gran tamaño (100 Km2 de área mínima). Se originan por fusión y solución mutua de las rocas in situ o mediante emplazamiento magmático. ROCAS ÍGNEAS EXTRUSIVAS.- Rocas Volcánicas (fig. 4.2).- Cuando un magma que se abre camino hacia arriba posee suficiente temperatura y presión, alcanza la

superficie y se convierte en una roca ígnea extrusiva.

El vulcanismo es un fenómeno que consiste en la salida desde el interior de la Tierra hacia el exterior de rocas fundidas o magma, acompañada de emisión de gases a la atmósfera.

El magma y los gases rompen las zonas más débiles de la corteza externa de la Tierra o litosfera para llegar a la superficie. Estas debilidades se encuentran sobre todo a lo largo de los límites entre placas tectónicas, que es donde se concentra la mayor parte del vulcanismo. Cuando el magma y los gases alcanzan la superficie a través de las chimeneas o fisuras de la corteza, forman estructuras geológicas llamadas volcanes, de los que hay varios tipos. La imagen clásica del volcán, ejemplificada por el monte Fuji Yama de Japón o por el monte Mayon de Filipinas, es una estructura cónica con un orificio (cráter) por el que emiten (si está activo) cenizas, vapor, gases, roca fundida y fragmentos sólidos, con frecuencia de manera explosiva. Pero en realidad, esta clase de volcanes, aunque no son infrecuentes, supone menos del 1% de toda la actividad volcánica terrestre.

Al menos el 80% del vulcanismo se concentra en las largas fisuras verticales de la corteza terrestre. Este vulcanismo de fisura ocurre sobre todo en los bordes constructivos de las placas en que está dividida la litosfera. Tales bordes constructivos están marcados por cadenas montañosas oceánicas (dorsales oceánicas) en las que se crea continuamente nueva corteza a medida que las placas se separan. De hecho, es el magma ascendente enfriado producido por el vulcanismo de fisura el que forma el nuevo fondo oceánico. Por tanto, la mayor parte de la actividad volcánica permanece oculta bajo los mares.

Vulcanismo Continental

El vulcanismo de superficie o continental es mucho menos importante que el submarino en cuanto a volumen de magma expulsado, pero se conoce mucho mejor porque es visible y afecta directamente al ser humano. Se sabe desde hace mucho tiempo que la actividad volcánica oscila desde las explosiones violentas hasta la suave extrusión de magma, que pasa a llamarse lava cuando cae en la superficie terrestre.


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Volcanes de fisura: El vulcanismo de fisura se asocia con dorsales oceánicas, pero también ocurre en tierra, y en algunos casos con resultados espectaculares. Estos volcanes emiten enormes volúmenes de material muy fluido que se extiende sobre grandes superficies; las erupciones sucesivas se superponen hasta formar grandes llanuras o mesetas. Actualmente los volcanes de fisura mejor conocidos son probablemente los de Islandia, que se encuentra en la dorsal Medioatlántica. Pero este vulcanismo, cuando ocurre en tierra, se asocia sobre todo con el pasado, con las grandes llanuras que se encuentran en casi todos los continentes. Estos basaltos de meseta o de avalancha o ignimbritas han formado, entre otras, la meseta del Decán en la región central occidental de la India; la cuenca del Paraná al sur de Brasil, Argentina y Uruguay y la meseta de Columbia en el noroeste de Estados Unidos.

Volcanes centrales: La mayor parte de la actividad volcánica de superficie no se asocia con fisuras, sino con chimeneas más o menos circulares o con grupos de chimeneas que se abren en la corteza terrestre. Estas chimeneas dan lugar a volcanes centrales de los que hay dos tipos:

- El volcán cónico de pendientes acusadas que ya se ha descrito se construye a veces totalmente a partir de material sólido o tefra (viscoso), cuyo tamaño va desde las cenizas y el lapilli hasta piedras y grandes rocas. La tefra se expulsa de manera explosiva en una erupción o en una serie de erupciones y cae de nuevo a tierra en la proximidad inmediata del cráter, la abertura externa de la chimenea. Un ejemplo conocido de esta clase de volcán es el Paricutín, en México, que entró en erupción en un campo cultivado el 20 de febrero de 1943 y en seis días formó un cono de cenizas de 140 m de altura; al terminar el año se había alzado hasta más de 336 metros.

- Muy pocos volcanes cónicos expulsan sólo tefra en todas las erupciones y forman conos de cenizas. Es probable que en algunos episodios expulsen lava, y en tal caso el edificio volcánico estará formado por capas alternas de tefra y lava. Estos volcanes se llaman compuestos o estratovolcanes y a este tipo pertenecen casi todos los mayores y más conocidos del mundo: Stromboli y Vesubio en Italia y Popocatepetl en México. Aunque casi todos los volcanes cónicos y casi cilíndricos suelen tener una sola chimenea central, esto no impide la expulsión de material volcánico por chimeneas secundarias, a veces temporales, que se abren en la ladera.

Volcanes escudo: El otro tipo importante de volcán central es el volcán escudo. Se trata de una estructura muy grande, de varias decenas de kilómetros de diámetro, de pendientes suaves, en general de menos de 12º de inclinación. Suele ser el producto de cientos de coladas de lava basáltica muy fluida. Con frecuencia tienen estos volcanes varias chimeneas, así como fisuras en los lados. Esta condición se cumple de manera especial en los mayores ejemplares de este tipo, en particular en los de las islas Hawai, en el Pacífico norte. Estas islas son un complejo de volcanes escudo que se alzan desde el fondo oceánico; Mauna Loa, en la isla de Hawai, es uno de los más recientes. Se tiene por la montaña más voluminosa de la Tierra, pues se alza más de 10.000 m sobre el fondo marino. El Etna, en Sicilia, es también un volcán escudo.

Rocas volcanoclásticas (piroclásticas).-

En el caso de una actividad volcánica de forma explosiva el magma enfriado se fragmenta y se expulsa y reparte en forma de material suelto. Este material expulsado, fragmentado y distribuido por el viento, no compactado se denomina tefra, independientemente de la composición o del tamaño de los granos. Los diferentes fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclastos.

Las explosiones originan de magma viscoso en ebullición estando cerca de la superficie terrestre, a veces incorporan otras rocas ya solidificadas o magma ya solidificado situados encima del cuerpo


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magmático en ebullición. Otra causa para las explosiones es el ingreso de agua en un cuerpo magmático viscoso de cualquier contenido en gas. Por la temperatura muy elevada el agua se convierte en vapor aumentando su volumen apreciadamente, las rocas adyacentes se fragmentan debido a la energía generada por la deliberación del gas y se produce una explosión del material. El material piroclástico está expuesto a tres distintos procesos de transporte y deposición: caer desde una nube de ceniza en alturas altas de la atmósfera, flotar en el aire o fluir en una avalancha ardiente.

Las rocas piroclásticas ocupan una posición intermedia entre las rocas magmáticas y las rocas sedimentarias. El aspecto de su origen de una erupción volcánica es un argumento para considerar los piroclásticos como magmáticas; sin embargo los piroclastos son transportados, por lo que se asemejan a las rocas sedimentarias. 4.6.- MINERALES MÁS FRECUENTES DE LAS ROCAS IGNEAS. La mayoría de las rocas ígneas, están formadas por poco más de seis especies o familias de especies mineralógicas. Los minerales que forman la base de las rocas ígneas son: 1. fedelspatos 50% 2. cuarzo 20.5% 3. hornblenda (anfíbol) piroxenos (augita) 17.0% olivino (peridoto) 4. mica 7.5% 5. otros minerales 5.0% TOTAL 100.0 %


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Tema V: ROCAS SEDIMENTARIAS

5.1.- DEFINICION DE SEDIMENTO

La palabra sedimento en su interpretación corriente significa material sólido que ha sido depositado por un agente de transporte: agua, viento o hielo. Sedimento no solo es el elemento primordial de las rocas formadas por depositación de materiales sólidos por intermedio del agua, sino tambien por acción química, de organismos, del viento (depósitos eólicos) y del hielo (depósitos glaciares). Rocas sedimentarias, son aquellas formadas a partir de un sedimento que ha sido sometido a cambios internos, físicos y químicos que conducen a la litificación (sedimentos compactados o consolidados).

5.2.- LAS FACIES SEDIMENTARIAS

Las facies sedimentarias, se pueden definir como el conjunto de sedimentos que pueden ser definidos y separados de otros por su geometría, litología y estructura sedimentaria, fósiles asociados, tamaño y forma de los granos, tipo de estratificación y color.

El concepto de facies ha sido utilizado en muchos sentidos diferentes, tanto en un sentido descriptivo como en un sentido interpretativo.

Así por ejemplo las Biofacies y Litofacies constituyen ejemplos de facies descriptivas, ya que tiene que ver con aspectos concretos de los cuerpos sedimentarios como su composición, su estructura interna, su granulometría, etc.

En el sentido interpretativo se pueden mencionar las facies turbiditicas o facies deltaicas en las cuales se le asigna a cada uno de estos dos cuerpos un mecanismo de formación.

Para el estudio de las facies, se debe considerar un principio básico del análisis en el cual los parámetros de las facies antiguas, de origen desconocido, pueden compararse con las de los depósitos actuales, de los que si se conoce el medio sedimentario actuante y los procesos que las originan.

CLASES DE FACIES.- • Facies Isópicas: cuando dos formaciones contemporáneas son de igual facies • Facies Heterópicas: Cuando las formaciones contemporáneas difieren de facies. 5.3.- AMBIENTES Y DEPÓSITOS SEDIMENTARIOS AMBIENTES Y DEPÓSITOS MARINOS (Fig. 5.1).- • Zona litoral: Entre la alta y baja marea junto con una zona superior más alta sujeta a la acción de

las olas, en tiempos de tormenta, Ejemplo de material depositado: bloques, gravas y arenas; incluye playas y otros depósitos de Bahía.

• Zonas de aguas poco profundas (Nerítico): incluye toda la plataforma continental, 200 m. de profundidad. Ej.: arena fina y depósitos orgánicos.


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• Zona de aguas profundas (Batial): se extiende desde el extremo de la plataforma continental hasta una profundidad cerca a los 2000-3000 m., es aproximadamente la mayor profundidad a la que llegan los Mat. Terrígenos. Ej.: lodo, arcilla, limo y fango.

• Zona abisal: todo lo que esta por debajo de las aguas profundas y ocupa el mayor área de todas las zonas. Ej.: lodo marino.

AMBIENTES Y DEPÓSITOS CONTINETALES.- • Depósitos Aluviales: Cualquier material sólido transportado por agua dulce y posteriormente

depositado Ej.: aluvión que constituye el suelo, derrubio, mazamorra (Arena, limo, arcilla). • Depósitos Lacustres: los grandes lagos muestran fenómenos de denudación y deposición

comparables a los mares y muestran también Facies Litorales, de Agua Poco Profunda y de Agua Profunda. En algunos lagos acumula: restos de material Orgánico en lagos salados, las condiciones son totalmente diferentes, dan lugar a extensos depósitos de origen químico.

• Depósitos Glaciales: clase típica, que se caracteriza por sus Formas Topográficas y por la Naturaleza y Distribución de sus componentes Ej.: fango con grava (Till) y sedimentos fluvioglaciales, resultantes del deshielo, constituido por: Arenas-gravas-arcilla.

• Depósitos Eólicos: Donde prevalece el transporte por el viento en regiones de condiciones desérticas o de lluvia deficiente. Ej.: arenas.

5.4.- CARACTERES TEXTURALES

COMPOSICION MINERAL DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS.-

CLASIFICACIÓN GENÉTICA DE MINERALES CONSTITUYENTES DE ROCAS SEDIMENTARIAS

CUARZO Resistentes, FELDESPATOS M. RESIDUALES propios de la LITOCLASTOS Roca origen BIOCLASTOS MINERALES MICAS ALÓCTONOS M. PESADOS M. HIPERGÉNICOS Formados por ARCILLAS meteorización ÓXIDOS HIDRÓXIDOS Solo precipitan CALCITA soluciones iónicas DOLOMITA M. CONSTITUYENTES y dispersiones HALITA coloidales OPALO MINERALES BORATOS AUTÓCTONOS Precipitan las SILICE M. CEMENTANTES soluciones junto CARBONATOS con M. alóctonos SULFATOS ÓXIDOS


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La composición mineral de un sedimento esta afectada por muchos factores. Puesto que los residuos insolubles de la descomposición de las Rocas son generalmente muy finos, ellos forman las principales constituyentes de las arcillas.

Las arenas consisten principalmente de cuarzo y feldespatos, porque son los minerales que mas abundan y se derivan de la desintegración de las rocas.

La composición mineral depende también de la naturaleza de las rocas de donde provienen las partículas que forman los sedimentos.

Si la roca aflorante consiste de material mineralógicamente uniforme, como la cuarcita o un granito pobre en minerales ferromagnésicos y otros accesorios, la composición del sedimento resultante de su denudación será mas sencilla, lo que no ocurre cuando la roca pre-existente pertenece a una región petrológica y mineralógicamente heterogénea.

TAMAÑO Y SELECCIÓN DE LOS GRANOS.-

Los principales factores que determinan el tamaño del grano son:

Clima.- Los diferentes climas influyen en el tamaño de los componentes sedimentarios. Clima húmedo y cálido genera material fino; clima seco y frío genera material grueso. Composición.- • De una roca de composición homogénea como el granito, se producirán sedimentos con granos de

casi el mismo tamaño. • De una roca masiva, como la caliza, derivaran fragmentos mas grandes Intensidad de transporte.- Un período largo de transporte sea por viento, agua, deshielo, dará lugar a mayor desgaste de las partículas rocosas, consecuentemente su grano será mas finos. REDONDEADO DE LOS GRANOS.- El efecto del transporte sobre las partículas de minerales originalmente angulares es de desgastar las aristas dando lugar al redondeado y pulido de los granos. El grado de redondez, depende del tamaño de las partículas, cuanto mas grandes serán mas redondeadas. COHESIÓN.- Originalmente los sedimentos son SUELTOS, Y NO CONSOLIDADOS, posteriormente se endurecen y compactan, debido a dos procesos: Induración: consolidación por presión debido al peso de la columna de las rocas o al movimiento de la tierra. Cementación: Las partículas son unidas entre ellas por la deposición de sustancias que actúan como cemento entre los granos. La induración y la cementación son procesos que actúan juntos y dan lugar al endurecimiento y consolidación de un sedimento:


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Así: polvo, lodo o arcilla lutitas, arcilitas, limonitas, fangolitas Arena Areniscas Grava y Bloques conglomerados 5.5.- CLASIFICACION DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

Dando primacía al modo de formación o a los componentes minerales y a la textura de la roca, que incluye el tamaño y la forma de los granos, se obtiene diferentes clasificaciones:

a) Las Rocas detríticas o clásticas b) Las Rocas de sedimentación químicas c) Las Rocas organógenas

A menudo las sedimentitas clásticas en parte se constituyen de componentes precipitados químicamente y las rocas de sedimentación química en parte llevan componentes clásticos.

LAS SEDIMENTITAS DETRÍTICAS O CLÁSTICAS .-

Las sedimentitas detríticas o clásticas se componen de fragmentos de rocas y minerales, que se han formados a partir de rocas anteriores a causa de su erosión, han sido transportados por agua, viento o hielo y finalmente almacenadas mecánicamente. Las rocas clásticas entonces se puede definir como un conjunto de fragmentos. El cemento y la matriz es el pegamento que junta los clastos. Ej: Conglomerado, Arenisca, Limolita, Arcilita.

Texturas de rocas sedimentarias clásticas.-

Componentes formadores de las rocas sedimentarias clásticas: Clasto – Matriz - Cemento

• Clasto: Fragmento de cualquier composición y tamaño, originado por desintegración de otras rocas. Constituyen la unidad mecánica de sedimentos y sedimentitas. Generalmente todas la rocas y minerales pueden aparecer como clastos: Cuarzo, feldespatos, carbonatos, arenisca, esquistos y muchos mas. El conjunto de clastos representa el (o los) sector(es) de origen. El transporte destruye sólo los componentes más débiles. Entonces la magnitud del transporte se manifiesta por el contenido de clastos.

• Matriz: Material más fino que ocupa los intersticios entre los clastos de una roca, actuando como un material ligante. (fragmentos pequeños, de minerales y de rocas y frecuentemente arcillas).

• Cemento: Sustancia mineral formada por precipitación intersticial de soluciones que actúan como ligante de una roca a la que confiere coherencia y rigidez (litificación).

Estratificación de las Rocas Clásticas (Fig. 5.2).-

La estratificación surge por el depósito alternado de rocas de diferentes tamaños de grano, por ejemplo de areniscas de grano fino y de grano grueso o por el depósito alternado de sedimentos de diferente composición, por ejemplo de capas de hulla, de pizarra combustible y de sedimentos clásticos. Estratificación oblicua: o cruzada puede formarse por ejemplo en los declives de aguas profundas de un delta, que se va introduciendo en el mar, en dunas, en sedimentos fluviales.


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Estratificación gradada: Disminución del tamaño de los granos de abajo hacia arriba (disminución de la energía durante el tiempo).

Clasificación de rocas clásticas.-

CLASIFICACION DE ROCAS CLÁSTICAS SEGÚN EL TAMAÑO DE LOS CLASTOS

CLASTO SEDIMENTO SEDIMENTITA

mm

PSEFITAS

megaclasto

BLOQUE

mm

512 AGLOMERADO (Grava de bloques)

AGLOMERADO (Conglomerado de bloques) 512

256

CANTOSRODADOS

GUIJON

GRAVA-C

ASCAJO

GRUESA

CONGLOMERADO-B

RECHA

GRUESO

256

128 128

64 64

GUIJARRO

32 MEDIANA MEDIANO 32

16 16

FINO

8

GUIJA

FINA O

GRAVILLA

8

4 4

2

PSAMITAS

mesoclasto

GRANULO

ARENA

SABULO

ARENISCA

SABULITA 2 MUY GRUESA MUY GRUESA 1

GRANO

1 GRUESA GRUESA

1/2 0.5

MEDIANA MEDIANA

1/4 0.25

FINA FINA

1/8 0.125

MUY FINA MUY FINA

1/16 0.062

PELITAS

microclasto

PARTICULA

LIM

O

GRUESO

LIM

OLITA

GRUESA

1/32 MEDIANO MEDIANA

0.031

1/64 FINO FINA

0.016

1/128 MUY FINO MUY FINA

0.008

1/256

PARTICULA

ARCILLA

GRUESA

ARCILITA

GRUESA 0.004

1/512

MEDIANA MEDIANA 0.002

1/1024

FINA FINA

0.001

1/2048 0.0005

MUY FINA MUY FINA

1/4096 0.00025


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LAS ROCAS DE SEDIMENTACIÓN QUÍMICA.-

Las rocas de sedimentación química, también llamadas rocas de precipitación se forman por precipitación de los productos disueltos de la erosión. Estas rocas se clasifican principalmente según su composición química o material. Los productos disueltos de la erosión son aquellos, que no son captados mediante la formación de nuevos minerales o mediante la alteración en el suelo o en sedimentos en el lugar de su disolución. Los productos disueltos de erosión son transportados por ríos hacia los lagos o hacia el mar. La evaporación y otras influencias pueden dar como resultado la sobresaturación de las soluciones y en la precipitación de minerales. La precipitación puede producirse por la influencia de seres vivos o por procesos puramente químicos como la evaporación en el caso de las evaporitas.

Los componentes de una roca destruida por disolución, que quedan en el lugar originario, forman las sedimentitas residuales o rocas remanentes, como la laterita y la bauxita. Aún la definición de las rocas sedimentarias no permite clasificar las rocas remanentes como rocas sedimentarias, porque sus componentes no han sido transportados, pero es habitual estudiarlas junto a las rocas sedimentarias.

Depósitos de sedimentitas Químicas • Depósitos de Cloruros – Sal Gema • Depósitos de Sulfatos - Gipsita • Depósitos de Carbonato – Calcita • Depósitos de Boratos – Ulexita y Bórax • Depósitos de Nitratos • Depósitos de Sílice - Pedernal

ROCAS SEDIMENTARIAS ORGANÓGENAS.-

Bajo la denominación colectiva de las rocas sedimentarias organógenas se presentan todas las rocas sedimentarias combustibles, como los depósitos carbonáceos y los depósitos kerógenos.

• Los depósitos Carbonáceos.-

Los depósitos carbonáceos se componen de la materia orgánica, generalmente vegetal o sus derivados y a menudo de minerales y componentes volátiles como agregados. A los depósitos carbonáceos pertenecen la turba, el lignito y la antracita. Las sustancias ricas en hidrocarburos son los kerogenos.

El material de partida para los depósitos carbonáceos son las plantas como los equisetos, los licopodios, los juncos, las cañas, los arbustos, los musgos pantanosos entre otros. Las plantas crecieron en pantanos y lagos de agua dulce, que en parte se inundaron ocasionalmente por mares llanos en un clima subtropical hasta tropical. Con la ausencia de aguas subterráneas circulantes la descomposición normal de los restos vegetales, que se basa en la presencia de oxígeno, termina enseguida bajo la cobertura de sedimentos y de otros restos vegetales y se forman gases como el dióxido de carbono y el metano. Bajo las condiciones no completamente anaeróbicas puede formarse la turba.

• Las rocas de kerógeno.- El kerógeno se define como un complejo de materia vegetal y animal diagenéticamente transformada en el estado sólido y de origen sapropélico. Según Breyer se trata de los constituyentes de las rocas sedimentarias, que ni son solubles en soluciones acuosas alcalinas, ni en los solventes orgánicos


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comunes. Kerogenita se refiere a un depósito con un contenido suficientemente alto en kerogeno para poder producir petróleo mediante la destilación.

La sapropelita es un sapropel solidificado (sapropel = barro o lodo con un contenido variable de materia orgánica no identificable en un ambiente acuático sin oxígeno), que por destilación destructiva genera petróleo. La arcilla bituminosa es una sapropelita con un contenido variable en materia orgánica (10 - 67%), que por destilación destructiva fue transformada a petróleo.

• Esquisto bituminoso o pizarra negra.-

Bajo los esquistos bituminosos se reúnen las rocas arcillosas, las arcillas esquistosas, las rocas de silt y también las calizas con un contenido elevado (mayor de 10%) en material orgánico de origen vegetal y animal.

Fig. 5.1 El ambiente marino

Fig. 5.2 Estratificación


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Tema VI: ROCAS METAMÓRFICAS

6.1.- METAMORFISMO

Es el conjunto de procesos que sufren las rocas cuando están sometidas a presiones y temperaturas distintas a las de su formación. Las rocas se transforman, mediante cambios en su textura y en la composición química de los minerales, en rocas metamórficas, que son el resultado final del metamorfismo. Es un proceso isoquímico, es decir, que ningún componente químico ha sido agregado puesto que los cambios de metamorfismo aparecen dentro de un cuerpo que mantiene el mismo volumen de composición química a través de todos los grados de metamorfismo; además los cambios se producen en un estado esencialmente sólido

Las rocas ígneas están compuestas de minerales que son estables entre temperaturas de 700 a 1.100`C, a presiones que varían de 1 a 10.000 atmósferas y en contacto con un líquido magmático (fase de silicatos fundidos). Los minerales asociados en muchas rocas ígneas, probablemente estuvieron en una condición aproximada de equilibrio químico mutuo en el momento de la cristalización. En las asociaciones minerales de las rocas sedimentarias comunes, por otro lado, de existir tal equilibrio, éste estaría gobernado por bajas temperaturas y presiones. Los minerales como silicatos arcillosos, zeolitas, cloritas y carbonatos, los cuales son muy abundantes en muchos sedimentos, son los productos del intemperismo y la precipitación en la superficie o muy cerca de ella. El cuarzo y las areniscas feldespáticas, aun cuando son formados en primer lugar a altas temperaturas, deben ser estables a temperaturas superficiales en ciertos ambientes químicos, de otra manera no hubieran podido sobrevivir a los procesos de baja temperatura (intemperismo, transporte, depositación, cementación, etc), a través de los cuales han pasado. Todas las rocas sedimentarias y volcánicas (y muchas plutónicas) que ahora yacen a profundidades de 3 a 20 kilómetros, deben estar sujetas en estos sitios a condiciones físicas notablemente diferentes bajo las cuales se originaron, a saber, temperaturas de 100 a 600ºC y presiones de unos cuantos miles de atmósferas. Las rocas en esta situación, inicialmente al menos, no se encuentran en un estado de equilibrio interno, sino bajo condiciones favorables que pueden ajustarse por sí mismas, mineralógica o estructuralmente, a las temperaturas y presiones de su ambiente. Todos los cambios mineralógicos y estructurales que se efectúan en una roca, especialmente sólida, constituyen el metamorfismo de la roca. Por supuesto, el metamorfismo de baja temperatura difícilmente puede distinguirse de la diagénesis sedimentaría. Los mismos minerales o similares (albita, cuarzo, zeolitas, "cloritas" y carbonatos) pueden formarse por ambos procesos. Comúnmente se excluyen del objeto del metamorfismo fenómenos superficiales o casi superficiales como el intemperismo y la diagénesis (incluyendo la cementación de sedimentos). La alteración hidrotermal de rocas ígneas frías (como serpentinización de peridotitas, caolinización de granitos, uralitización de gabros), aunque 1ogicamente podría ser tratada como un fenómeno especial del metamorfismo (autometamorfismo), se excluye aquí con el fin de limitar la discusión del metamorfismo a un nivel elemental.


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6.2.- FACTORES QUE CONTROLAN EL METAMORFISMO Los principales factores que controlan el metamorfismo son : - Temperatura - Presión - Fluidos químicamente activos - Deformación de la roca Generalmente los cambios en la temperatura son más efectivos que los de la presión para que se efectúen las conversiones mineralógicas en muchas rocas. Por ejemplo, una lodolita probablemente es afectada más profundamente por una elevación en la temperatura de unos cuantos cientos de grados que por un aumento en la presión de unos cuantos miles de atmósferas. Al considerar la influencia de la presión debe distinguirse entre presión confinante (= presión hidrostática), que opera por igual en todas direcciones y que está determinada principalmente por la profundidad y la presión dirigida (esfuerzo cortante) que opera en una dirección particular. El grado de la temperatura sobre el cual muchos minerales son estables, parece extenderse a las rocas sujetas a alto esfuerzo cortante. Tales minerales (como cloritoides, estaurolita y cianita) son llamados minerales al esfuerzo. Otros minerales (minerales antiesfuerzo) son raros si se encuentran en rocas que han sufrido una fuerte deformación bajo altos esfuerzos cortantes. La cordierita, la andalucita y el olivino, son ejemplos de esta clase. La reacción química entre silicatos en el grado más bajo de las temperaturas metamórficas, en muchos casos, es excesivamente lenta. Algunas rocas pueden estar sujetas a temperaturas y presiones metamórficas por millones de años sin sufrir un metamorfismo apreciable, como sucede con muchas areniscas y lodolitas, que no obstante que en otras épocas se encontraban profundamente sepultadas, no presentan actualmente huellas de alteración, relativamente. Para que el metamorfismo sea efectivo, especialmente a bajas temperaturas, es necesaria una influencia catalizadora capaz de acelerar las reacciones químicas. Son frecuentes los siguientes catalizadores: l°, fluidos químicamente activos, generalmente acuosos, que pasan como oleadas a través de los pequeños espacios intergranulares de la roca; 2°, la deformación de las rocas rompe a los granos en otros más pequeños que son partículas activas, puesto que los contactos entre las superficies reaccionantes son continuamente renovadas. 6.3.- TIPOS DE METAMORFISMO Tres son las formas en que se encuentran las rocas metamórficas, por lo que tres son los tipos de metamorfismo de acuerdo con el criterio de campo. METAMORFISMO DE CONTACTO.- Desarrollado en zonas (aureolas) adyacentes a cuerpos plutónicos, especialmente de composición ácida. La temperatura del metamorfismo en este caso ha sido determinada principalmente por la proximidad del cuerpo intrusivo del magma, el cual también suministró los fluidos acuosos activos necesarios para la estimulación de las reacciones químicas. Las aureolas de contacto raramente exceden unos cien metros de amplitud, que es una medida normal para los contactos ígneos. Generalmente las aureolas están zonadas, puesto que el efecto metamórfico disminuye desde el contacto hacia afuera.


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METAMORFISMO POR DISLOCACIÓN (= cinemático).- Se desarrolla en zonas angostas de intensa deformación y dislocación como la que se encuentra a lo largo de una falla por empuje. METAMORFISMO REGIONAL.-

Se desarrolla cubriendo áreas de muchos miles de kilómetros cuadrados en las regiones de las raíces de las montañas plegadas y en los terrenos Precámbricos. En cualquier región de gran superficie es posible cartografiar zonas de metamorfismo regional progresivo, de acuerdo con una secuencia de cambios mineralógicos probablemente controlados por un aumento continuo dé la temperatura en rocas de composición química seleccionada. La opinión general dista mucho de ser unánime cuando considera la naturaleza y causas del metamorfismo regional o cuando estima sus relaciones con las deformaciones a gran escala y al emplazamiento de cuerpos de rocas graníticas. Parece probable que en las profundidades situadas debajo de las rocas corticales de las zonas orogénicas, ha habido concentraciones periódicas de calor las que han sido capaces de suministrar la energía necesaria para causar el plegamiento (orogenia), metamorfismo regional y la elevación del magma granítico. Se sabe que estas actividades han actuado contemporáneamente en forma muy amplia. Las altas temperatura requeridas para el metamorfismo regional son debidas principalmente a la profundidad de un sector cortical calentado anormalmente. Superpuesto al control de la profundidad, se encuentra el irregular desplazamiento hacia arriba de superficies isotermales, a lo largo de ejes de plegamiento contemporáneo, donde el calor es suministrado por cuerpos de magma granítico, regionalmente inyectado en las rocas plegadas y probablemente también por la elevación de aguas Juveniles calentadas. Y puesto que el metamorfismo regional comúnmente está asociado con movimientos plegantes y las rocas metamorfizadas muestran generalmente pruebas texturales de intensa deformación, es necesario concluir, que la misma deformación de las rocas juega un papel importante en el metamorfismo regional. Probablemente es un factor esencial que acelera las reacciones en el grado al cual se efectúa el metamorfismo, en las zonas más someras del metamorfismo de baja temperatura, sobre los flancos de la faja metamórfica. En el metamorfismo regional, así como en el de contacto, los fluidos acuosos no sólo aceleran la conducción del calor, sino que también lo ayudan a estimular la reconstitución química de las rocas que atraviesan. Una porción de estos fluidos activantes probablemente ayuda a elevarse, desde la base de la corteza terrestre, al magma granítico intrusivo o a rocas parcialmente fundidas. Otra parte, efectiva en las zonas superiores, está compuesta de agua y bióxido de carbono, progresivamente expulsados de lutitas, calizas y areniscas que sufren un metamorfismo posterior. 6.4.- ALGUNAS CARACTERISTICAS DE LA TEXTURA DE LAS ROCAS METAMORFICAS

Desarrollo de cristales en un medio sólido.- El significado de las texturas metamórficas difiere completamente del de ciertas texturas ígneas a las que superficialmente se asemejan y esta semejanza puede deberse a que la textura metamórfica se origina por el crecimiento de cristales, generalmente de varias especies minerales distintas, que compiten entre si por el espacio, no en un medio fundido sino en un medio continuamente sólido. Las propiedades físicas de los sólidos cristalinos, especialmente aquellas relacionadas con la velocidad de crecimiento y a la estabilidad de las superficies de contacto de los granos individuales, varían no sólo


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de un mineral a otro, sino de una dirección a otra dentro de un cristal individual. Estas diferencias son las responsables de los detalles texturales de la textura metamórfica. Series cristaloblásticas.- Se aplica el término cristaloblástíco a las fábricas y relaciones texturales que resultan del crecimiento de cristales durante el metamorfismo. Un grano de mineral metamórfico, limitado por sus propias caras cristalinas, se llama idioblástico; un grano sin forma cristalina xenoblástico. BOSQUEJO DE CLASIFICACION DE LAS ROCAS METAMORFICAS.- Bases de la clasificación Las clases de rocas metamórficas que más adelante se citan, son definidas en función de los criterios texturales y mineralógicos que generalmente se reconocen en los ejemplares de mano. En algunas ocasiones puede ser necesaria la confirmación microscópica (en milonitas y corneanas de grano fino); las determinaciones microscópicas son esenciales para subdivisiones posteriores de las clases. Los caracteres mineralógicos y texturales sobre los que se basa la clasificación han sido seleccionados para agruparlos juntos, hasta donde sea posible; asimismo rocas de parentesco similar, que han sido me-tamorfoseadas bajo condiciones bastante semejantes. Debe recordarse al estudiar esta clasificación, que dos rocas metamórficas de composición mineralógica similar pueden haber sido derivadas de rocas muy diferentes. Por ejemplo la asociación plagioclasa-hornblenda- epidota-cuarzo, típica de las anfibolitas, puede desarrollarse, bajo condiciones que caracterizan a la facies anfibolitas, de rocas tan variadas como basalto, andesita, sedimentos calcareos impuros y grauwacas tobáceas. Clases texturales principales de las rocas metamórficas.- Corneanas: Rocas no esquistosas, compuestas de un mosaico de granos equidimensionales sin orientación preferente (textura granoblástica); los porfiroblastos pueden estar encerrados en una matriz granoblástica. Productos de metamorfismo de contacto. Pizarras: Rocas metamórficas de grano fino, con esquistosidad planar perfecta (crucero pizarroso), pero sin bandeamiento de segregación; generalmente los minerales no pueden ser determinados megascópicamente. Productos del metamorfismo regional de lodolitas, limonitas y otros sedimentos clásticos de grano fino. El término pizarras moteadas se aplica a pizarras en las cuales, como resultado de un metamorfismo incipiente de contacto, se han formado motas o porfiroblastos embriónicos de minerales de contacto y la esquistosidad se ha intensificado por el crecimiento de pequeñas, pero visibles láminas paralelas de mica. Filitas: Rocas metamórficas de grano fino, algunas veces con bandeamiento por segregación incipiente, la superficie de esquistocidad tiene un viso lustroso emitido por la mica (moscovita) y clorita. Las filitas tienen el mismo origen que las pizarras, pero el tamaño de su grano, algo mas basto, es el resultado de un metamorfismo un poco mas avanzado. Esquistos: Rocas fuertemente equistosas, generalmente con buena exfoliación lineal, en la que el grano es suficientemente grueso para que permita la fácil identificación de los principales minerales componentes en los ejemplares de mano, los minerales de habito micáceo son abundantes y su orientación subparalela hace que la esquistosidad sea conspicua.


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CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS IGNEAS

OCURRENCIA TEXTURA TIPOS DE ROCAS - PRINCIPALES CONSTITUYENTES COLORES CLAROS COLORES OSCUROS

PREDOMINAN MINERALES FÉLSICOS PREDOMINAN MINERALES MÁFICOSplagioclasa Ca, anfíboles, piroxenos,

GRANO GRUESO GRANITO GRANODIORITA olivino, algo de feldespato K.

INTRUSIVAS PLUTONICAS cuarzo > feldespato K cuarzo > plagioclasa

SIENITA MONZODIORITA GABRO, DIORITA

feld. K > cuarzo plagioclasa > cuarzo

PORFIDO GRANITICO PORFIDO GRANODIOR. PORFIDO GABROIDE

PORFIDICA

PORFIDO RIOLITICO PORFIDO DACÍTICO PORFIDO BASALTICO

HIPABISALES

INTERGRANULAR DOLERITA O DIABASA

GRANO FINO RIOLITA DACITA ANDESITA

cuarzo > feldespato K cuarzo > plagioclasa BASALTO

EXTRUSIVAS VOLCANICAS PUMITA, OBSIDIANA

VITREA TOBA, CENIZAS VOLCANICAS, BRECHA VOLCÁNICA

Anfibolitas: Rocas metamórficas, de grano medio grueso, compuestas principalmente de hornblenda y plagioclasa; su esquistosidad, la cual es debida al alineamiento paralelo de prismas de hornblenda, es menos evidente que en los esquistos típicos. Productos del metamorfismo regional de medio a alto grado. Gneises: Rocas irregularmente bandeadas de grano grueso, en los cuales la esquistosidad está más bien pobremente definida debido a la preponderancia de feldespato y cuarzo sobre los minerales micáceos. Productos del metamorfismo regional, especialmente de alto grado. Granulitas: Roca metamórficas de grano- uniforme, que carecen de minerales micáceos o anfíbolas por lo que no son esquistosa; la foliación está presente, es debido al alineamiento paralelo de lentes planos, compuestos de cuarzo y feldespato o ambos. Productos del metamorfismo regional del más alto grado. Mármoles: Rocas metamórficas compuestas de calcita o dolomita. La esquistosidad controlada por el alineamiento subparalelo de granos micáceos o tremolíticos. Milonitas: Las rocas de grano fino resultan de una granulación extrema de rocas originalmente bastas, los rasgos característicos son un aspecto pedernaloso, bandeado y en forma de filones y “ojos” y lentes no destruidos de la roca original embebidos en una matriz granulada. Productos de un metamorfismo por dislocación extrema sin ninguna reconstitución química notable de los minerales granulados. Cataclasitas: Rocas que han sido deformadas por despedazamiento (cataclasis) sin reconstitución química. Con el aumento en la intensidad de la deformación y el desarrollo de un afilonamiento bandeado, estas rocas gradúan a milonitas. Filonitas: Rocas macroscópicamente semejantes a las filitas y en algunas ocasiones ambas se confunden, pero son formadas más o menos en forma igual a las milonitas, por granulación de rocas inicialmente bastas. La reconstitución química está muy avanzada y tiende a dar películas sedosas de mica, untuosas al tacto, a lo largo de los planos de esquistosidad.


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Tema VII: AGUAS SUBTERRÁNEAS 7.1.- ORIGEN DE LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS Las aguas, se hallen sobre en o bajo la superficie del terreno, pueden encontrarse en estado líquido, gaseoso (vapor de agua) o sólido (hielo y nieve). El agua existente bajo la superficie del terreno es agua subterránea. Las rocas y suelos que poseen la propiedad de permitir que pase a su través el agua (o petróleo, o gas) se dice que son permeables a ese determinado fluido. Las arenas gruesas y limpias son permeables para, prácticamente, todos los fluidos. Las aguas subterráneas proceden principalmente de la infiltración de las aguas meteóricas, tales como el agua de lluvia o el hielo o nieve fundidos, y de los escapes por filtración de cursos de agua, lagos, canales, embalses u otros depósitos de agua. Las aguas profundas no son H2O, agua químicamente pura sino, soluciones o suspensiones de sustancias diversas, las cuales pueden variar desde contenidos muy débiles hasta concentraciones muy altas. Las aguas subterráneas pueden contener también aire y otros gases, bien en disolución en ellas, o bajo forma de pequeñas burbujas, generalmente microscópicas («aire de arrastre»). Hay aguas subterráneas de otras dos procedencias; las juveniles, que ascienden de los magmas o proceden de las lavas, y las aguas connatas, que son las que quedaron soterradas al mismo tiempo que las rocas, ígneas o sedimentarias, que las hospedan. 7.2.- TIPOS Y DISTRIBUCIÓN DE LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS Consideraremos, en primer lugar, el caso más sencillo, el de un lugar llano con una cobertura de suelos más o menos uniforme por encima de la roca. A profundidades diversas bajo la superficie del terreno existe una zona de saturación, en la que el agua llena todos los poros de los suelos y todas las cavidades de las rocas infrayacentes. El agua existente en zona de saturación se designa por lo general como agua freática y su superficie superior es el nivel freático. Cuando las circunstancias geológicas y topográficas son más complejas podrá haber más de una zona de saturación y, por consiguiente, más de un nivel freático en una localidad determinada. La figura 7.1, nos muestra los diversos casos y modos de presentación de las aguas subterráneas. LA CAPA SUPERFICIAL (1).- Representa el suelo de cobertura, en que las raíces de las plantas tienen acceso directo al agua meteórica. Es una zona de plantas con humedad higroscópica, capilar y libre. ZONA DE AGUAS VADOSAS.- Se denominan aguas vadosas las aguas que existen entre la superficie del terreno y el nivel freático; en esta zona se encuentran los siguientes tipos de aguas: Una parte determinada de las aguas vadosas es atraída por el suelo o por las partículas rocosas como humedad higroscópica (retenida por absorción). Otra parte de las aguas vadosas son aguas


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subterráneas libres o de gravitación, son las que se mueven obedeciendo a la ley de la gravedad. El exceso de lluvia, o de cualquier otra agua meteórica, que los suelos no sean capaces de retener suspendida, desciende lentamente hasta alcanzar la superficie freática (2). Las aguas higroscópicas se ubican por encima del nivel freático, para las cuales las fuerzas de retención por atracción pueden resultar superiores a las gravitativas. En la fluencia gravitativa cada partícula de los suelos está todavía cubierta por una película muy delgada de humedad atraída, películas que en los suelos de grano fino, incluso arenosos, yacen tan próximas entre sí, que sólo queda un paso muy estrecho y reducido para la fluencia gravitativa. En algunas arcillas, y en las arenas muy finas, que en su mayor parte son limosas o arcillosas, puede ser nula por completo la fluencia gravitativa. El agua gravitativa que desciende por la zona de aguas vadosas, puede quedar atrapada (aprisionada) en un depósito constituido por una capa menos permeable situada en cual quiera zona por encima del nivel freático y constituye de este modo un nivel de aguas colgadas Otro tipo de agua vadosa, de carácter gravitativo, puede desarrollarse durante las estaciones pluviosas en las regiones de colinas cuando están constituidas por materiales impermeables, tales como margas o pizarras, y cubiertas por suelos meteorizados, algo permeables. Durante las épocas lluviosas el material meteorizado se satura por completo de agua y el agua así contenida desciende ladera abajo junto con la escorrentía superficial. De este modo se forma un manto acuífero, esto es, portador de agua, próximo a la superficie del terreno. Este manto acuífero tiene a veces varios pies de espesor y perdura por largo tiempo. Los términos «agua» y «humedad» pueden usarse indistintamente para describir toda clase de aguas subterráneas, excepto las gravitativas, a las que no se aplica la expresión «humedad». Dentro de la zona de aguas vadosas, también se encuentran los suelos situados por encima del nivel freático que poseen una capacidad de succión que produce el denominado movimiento capilar (3) del agua, o elevador de la misma a partir de nivel freático. La humedad así atraída está, en su mayor parte, en estado líquido. Aunque otra sea gaseosa (vapor de agua). En los suelos secos de grano grueso (tales como arenas gruesas) la humedad, capilar se desplaza sólo unas pocas pulgadas por encima del nivel freático, pero lo hace, en cambio, con gran rapidez. Puede, sin embargo, alcanzar una altura de 30 o 40 pies, o más, en suelos de grano fino, tales como arcillas. En este último caso pueden ser necesarios meses, e incluso años, para que el agua alcance el máximo alzamiento capilar posible para un material determinado. En la orla capilar, o zona constituida por la humedad capilar ascendente, el grado de saturación decrece a partir de la superficie freática. Sólo en la inmediata proximidad del nivel freático ocurre que todos los poros del suelo están repletos de agua. Sin embargo, puede llegar a alcanzarse una saturación de los suelos por agua capilar si el nivel freático es somero y es también grande la máxima altura del alzamiento capilar. Si, por ejemplo, el nivel freático está a 5 pies de profundidad, y la máxima elevación capilar posible en el tipo de suelo en cuestión es de 20 pies, habrá una extracción continua de líquido del nivel freático como consecuencia de la evaporación en la superficie del terreno, y el suelo estará saturado del todo o casi del todo. He aquí uno de los orígenes de las zonas pantanosas. Las partículas de suelo que quedan por encima de la orla capilar atraen el vapor de aire contenido en los poros y de esta manera quedan cubiertas por películas de humedad higroscópica


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ZONA DE SATURACIÓN (4).- Corresponde a la zona de saturación por debajo del nivel freático. Este esquema puede, no obstante, quedar modificado por la infiltración de aguas meteóricas, especialmente en suelos débilmente permeables, tras varios días de tempestades de aguas continuas y violentas. En este último caso, conforme descienden las aguas de infiltración meteórica van llenando gradualmente todos los poros del depósito de suelos que encuentran en su camino, y van dejando vacíos los poros que quedan detrás. De este modo se forma un lecho, en descenso lento, de agua gravitativa. El período lluvioso puede ser seguido por otros de precipitaciones mas reducidas, e Incluso de sequía, y la capa saturada en cuestión puede encontrarse entonces a varios pies por debajo de la superficie del terreno. Préstese atención al hecho de que una parte del agua sujeta a gravitación por debajo del nivel freático, está en condiciones de libre movimiento y otra parte, en cambio, puede quedar contenida entre dos lechos impermeables (confinantes). El agua aprisionada, o artesiana, tiene su zona de alimentación (líneas de trazos verticales de la figura), pero no tiene salida, de aquí que se encuentre sometida a presión. 7.3.- NIVEL FREÁTICO El nivel de aguas freáticas no es horizontal; y cuando tiene lugar en suelos, su conformación sigue, a menudo, de manera atenuada, la de la superficie del terreno suprayacente. Está en movimiento constante, excepto en algunos puntos aislados. Pueden constituirse dos o más niveles de aguas freáticas cuando haya diversas barreras impermeables dentro de un gran depósito de arenas. Fluctuaciones de los niveles de aguas subterráneas. La elevación del nivel freático de una localidad determinada depende de varios factores, tales como las fluctuaciones de las precipitaciones y de los caudales y fugas de los ríos. Las gráficas anuales de las fluctuaciones estacionales de un nivel freático muestran, por lo general, un máximo y un mínimo por ejemplo: un máximo(o nivel freático más alto) en el otoño, y un mínimo (o máxima depresión del nivel freático) en la primavera, aunque pudiera invertirse el orden. 7.4.- CUENCAS Y CORRIENTES DE AGUA SUBTERRÁNEAS Los depósitos o cuencas de agua subterráneos constituyen áreas con delimitaciones geológicas bien definidas, y más especialmente, hidrológicas. Una cuenca de agua subterránea puede tener longitudes y anchuras de varios cientos de millas o bien puede ser relativamente larga y estrecha (como un cauce de un arroyo o torrente soterrado con fluencia subterránea de aguas). El flujo de un río o arroyo que discurra por lechos de arenas y gravas va acompañado por un flujo subterráneo, que constituye la parte más baja del flujo subaéreo propiamente dicho del río o del arroyo. En general, este flujo inferior continúa corriendo incluso cuando el curso superficial se seca. En un valle, el agua fluye de acuerdo con la dirección de la pendiente de su cauce. En este caso el flujo subsuperficial transcurre también siguiendo la dirección general de la misma. En las regiones tendidas el agua subterránea se traslada bajo la forma de un ancho prisma, si es que el manto acuífero posee características hidrológicas normales. Este prisma se inclina ligeramente en la dirección del flujo. En las regiones montañosas o de colinas el cuerpo de las aguas subterráneas es


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irregular, desigual y a menudo discontinuo, con discontinuidades entre corrientes aisladas. En tales regiones, frecuentemente, se puede adivinar la presencia de aguas subterráneas a partir de la topografía local, puesto que la mayor parte de las depresiones locales, incluso las de las laderas, pueden cubrir canales de aguas subterráneas ocultas. Una definición más detallada del término acuífero, que venimos empleando, es que los acuíferos son rocas y suelos que contienen cantidades considerables de agua en condiciones tales que las «cederán» con facilidad a los pozos. Una arena que suministra suficiente agua para los usos domésticos puede ser un manto acuífero, en ese sentido, pero podría no suministrar la suficiente como para ser considerada acuífera para casos de riego. Los depósitos de gravas y arenas pueden suministrar cantidades considerables de aguas subterráneas y lo mismo algunas areniscas. Una acuiclusa, otro término empleado por los geólogos, quiere decir una capa impermeable que no suministra agua y que, por lo general, actúa como capa limitante, por encima o por debajo, de un nivel acuífero. 7.5.- CAPTACIÓN DE LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS Manantiales: En general, las aguas subterráneas emergen, bajo forma de manantial, allí donde el nivel de aguas subterráneas corte la superficie del terreno (Fig. 7.2). Si una fisura llega a cortar un acuífero artesiano, el agua puede brotar ascensionalmente. Lo corriente es que los manantiales afloren en una ladera o en un valle. A menudo están ubicados en aquellos sitios en que estratos de índole porosa, tales como arenas, gravas o areniscas, yacen sobre lechos impermeables. Los manantiales termales y géyseres se asocian comúnmente a fenómenos de vulcanismo, o bien resultan de la percolación de aguas mete6ricas hasta profundidades considerables. Los géyseres son manantiales en los que aguas calientes o templadas, que se presumen sometidas a presión son lanzadas con más o menos violencia por encima de la superficie terráquea. En los manantiales hirvientes la expulsión enérgica de gases agita el agua con violencia. Pozos y sondeos: Pozo y sondeo es cualquier excavación artificial, vertical o casi vertical, practicada en la corteza terrestre y construida para captar o liberar fluidos. Sólo se diferencian por el diámetro, pero su técnica de ejecución puede ser muy parecida o muy distinta. En general, los pozos suelen ser de profundidad reducida no más de 100 m., aunque pueden ser mucho más hondos. Los sondeos pueden alcanzar cualquier profundidad, incluso la de 8.000 m, como los más profundos perforados en busca de petróleo. Los pozos, pueden practicarse mediante excavación, perforación, percusión o remoción. De construcción semejante son otras cavidades artificiales que se conocen como de ensayo, de observación, etc., según el objetivo a que se destinen. Los pozos de excavación (pozos propiamente dichos), que, por lo general, son anchos y someros, se practican con herramientas de mano o con equipo mecánico. Tanto la construcción como la conservación de tales pozos puede ser costosa, puesto que exigen su limpieza frecuente. Ofrecen ventaja cuando los materiales de los suelos son de reducida permeabilidad y su gran diámetro permite su utilización, al mismo tiempo, como pozos y como depósitos. Su recarga es lenta y, en el caso de bombeo intermitente, los períodos de intervalo deben ser de duración tal que permitan la renovación de carga del depósito. Los pozos o sondeos hincados se construyen hincando un encofrado, tubo o anillo, que en su borde inferior es afilado. La mayor dificultad que encuentra este tipo reside, en los casos de diámetro no muy grande, en que el tubo o tubería quedan taponados con facilidad por las arenas. Algunos pozos se excavan por el método denominado de chorro de agua: Un dardo de agua, que


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resulta de la inyección forzada de agua a alta presión por el interior del tubo de perforación, es proyectado en el fondo del sondeo, y la acción del chorro o dardo lanzado por el extremo inferior de la tubería afloja y desagrega el material circundante, y lo arrastra hasta la boca superior en la superficie del terreno. Los pozos barrenado se llevan a cabo mediante barrenas movidas a mano o mecánicamente. Los pozos o sondeos de perforación son los de empleo más frecuente en los tiempos actuales, Se emplean como métodos de sondeo más frecuentes el de trépano o rótary. 7.6.- AGUAS ARTESIANAS (Fig. 7.3) Como ya se dijo, son aguas artesianas las aguas subterráneas que quedan aprisionadas entre dos lechos impermeables o acuiclusos. Si el lecho confinante superior es atravesado por un pozo o perforación, comienza el flujo artesiano. En general, las condiciones indispensables para que existan son: 1) alcanzar un acuífero tal como arenisca o arena que contenga agua bajo presión, y 2) la existencia alrededor del pozo de un factor o agente que ofrezca mas resistencia a la ascensión de las aguas que el pozo mismo. Tal factor puede constituirlo una roca o arcilla impermeables. Los acuíferos artesianos peden ser someros o profundos (desde 30m hasta 650m). En cada punto A el agua subterránea confinada yace bajo una presión hidrostática igual a tantas veces su peso unitario como mida la carga hidráulica h, es decir, la distancia vertical desde el punto en cuestión al nivel BC que pasa por el punto B en el confín del área de alimentación. Cuando se atraviesa el nivel confinante superior mediante pozo o perforación, el agua confinada se desplaza hacia el nivel BC, que es en este caso una superficie piezométrica, pero no llega a alcanzarla del todo a causa de la fricción y escapes. 7.7.- PRINCIPALES TIPOS DE ACUÍFEROS Vamos a examinar a continuación las características de los tres grupos básicos de tipos de acuíferos. El primer grupo está constituido por los depósitos de gravas y arenas sueltas de superficie de granos gruesos. En lo esencial, son estratos de gran porosidad, constituidos por aluviones y acarreos actuales y glaciales. En los acarreos glaciales, los más permeables de entre sus elementos componentes son: 1) los acarreos glaciales marginales y, en general, la mayor parte de los materiales de morrenas terminales correspondientes a la inmediata vecindad del frente glaciar o a los antiguos canales de aguas de fusión, y 2) las arenas y gravas de los éskeres y kames. Los acuíferos eluviales pueden estar constituidos por acarreos procedentes de las laderas de sierras o colinas, compuestas a su vez de gravas, arenas y limos, de espesor considerable y almacenadores de grandes cantidades de agua. El segundo grupo de acuíferos se compone de rocas sedimentarias, sobre todo areniscas y calizas. Los acuíferos de areniscas pueden hallarse en muchos lugares. Las areniscas son con frecuencia asiento de buenos almacenamientos de agua tipo artesiano. Las calizas constituyen buenos depósitos para el agua si son porosas o si están dotadas de cavidades originadas por la disolución de la calcita, constituyente primordial de la caliza. El agua almacenada en depósitos calizos puede aparecer bajo forma de manantiales. El tercer grupo de acuíferos está integrado, en su mayor parte por rocas ígneas fisuradas o fracturadas. Hay veces en que las rocas ígneas intrusivas, tales como el granito y las rocas cristalinas metamórficas, son auíferas.


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7.8.- MANANTIALES CALIENTES Y GÉISER Manantial caliente que surge de forma intermitente y con una fuerza considerable como una columna de vapor y de agua caliente. Algunos géiseres hacen erupción a intervalos fijos, pero la mayoría son irregulares, con intermedios que pueden durar desde minutos hasta años. La duración de la erupción es distinta para cada géiser, puede ser de segundos o de horas. La altura de la columna varía entre 1 m y unos 100 m, y la cantidad de agua expulsada en una erupción puede ser desde unos pocos litros hasta cientos de miles. Un géiser hace erupción cuando la base de una columna de agua, que reposa sobre la tierra, se evapora por el contacto con una roca volcánica caliente. El sobrecalentamiento causa el aumento de la presión del agua, la cual, cuando supera los 100 ºC de temperatura, se transforma repentinamente en vapor y provoca la emisión brusca del agua situada en la parte superior de la columna. Después de la expulsión, fluye agua más fría por la chimenea del géiser y el proceso vuelve a empezar. La fuerza con la que el agua es expulsada depende de su profundidad, ya que el peso de la columna aumenta con la profundidad y de él depende la presión ejercida sobre la base. Casi todos los géiseres conocidos están situados en Nueva Zelanda, Islandia, Japón, Chile y Estados Unidos. El más famoso es el Old Faithful en el Parque Nacional de Yellowstone en Wyoming, Estados Unidos, que expulsa entre 38.000 y 45.000 litros de agua en cada erupción; éstas se producen a intervalos de 37 a 93 minutos y sus columnas se elevan a alturas de entre 38 y 52 metros. Las erupciones están precedidas por chorros de agua con alturas que oscilan entre los 3 y los 8 metros. Los intervalos entre las erupciones dependen de variables como el aporte de calor, la cantidad y la velocidad de afluencia del agua que hay por debajo de la superficie terrestre, la naturaleza del tubo del géiser y las conexiones subterráneas. 7.9.- EROSIÓN Y DEPÓSITOS ORIGINADO POR AGUAS SUBTERRÁNEAS

Cuevas o Cavernas.-

Cavidad natural o artificial que se forma bajo la superficie de la tierra o en la ladera de una colina, acantilado o montaña. Las cuevas son de formas y tamaños variados y muchas presentan grandes aberturas hacia la superficie.

Formación de las cuevas: Las cuevas naturales evolucionan de varias formas, sobre todo como resultado de la acción erosiva y disolvente del agua y de los compuestos disueltos en ella. En las regiones con formaciones calizas y lluvias abundantes, el agua superficial, que contiene dióxido de carbono y ácidos derivados de los componentes orgánicos del terreno, ataca la piedra caliza soluble, disolviéndola y transportándola en disolución. Tras largos periodos, esta acción deriva en la formación de cámaras o cavidades subterráneas, conocidas como cuevas de disolución, que son una característica del relieve cárstico. La profundidad de estas cavidades depende del nivel freático. Si después de algunos años muy secos el nivel freático aumenta, las cámaras antiguas se inundan y empiezan a formarse cuevas a niveles más altos. Del mismo modo durante periodos secos prolongados, se forman cámaras a niveles bajos, más cerca del nivel freático descendente. A lo largo de miles de años, estas fluctuaciones producen sistemas de cuevas con alturas múltiples, como en el Parque Nacional Cueva del Mamut en Kentucky, donde un arroyo subterráneo fluye por el nivel inferior. Los ríos subterráneos


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producen erosión y transportan sedimentos y fragmentos de roca de forma similar a las corrientes de la superficie. Si este efecto es el predominante, se dice que la cueva se ha formado por abrasión mecánica.

Cueva del Mamut: Se halla en el suroeste del estado de Kentucky (Estados Unidos). Creado en 1941, fue declarado Patrimonio de la Humanidad en 1981 y el centro de la Reserva Internacional de la Biosfera, creada en 1990 por la UNESCO. Tiene una superficie de 212 km2. En él se encuentra la Cueva del Mamut, una caverna calcárea que tiene más de 484 km de pasajes a cinco niveles diferentes y que es el sistema de cuevas conocido más largo del mundo. En algunas partes de la cueva los cristales de calcita, yeso y otros minerales adornan las formaciones rocosas. En el nivel más inferior, a unos 110 m por debajo de la superficie, discurre una corriente subterránea, el río Echo, que tiene una longitud de 1,2 km y una anchura máxima de 60 m. En él habitan animales poco comunes como peces ciegos y un cangrejo de río carente de ojos y albino. La temperatura en el interior de la cueva permanece de manera casi constante a 12,2 ºC.

Cavernas de Carlsbad: Parque nacional que cubre 189,2 km2 de las semiáridas estribaciones de la cadena montañosa de Guadalupe, en el sureste del estado de Nuevo México (Estados Unidos). En el parque se encuentra uno de los laberintos subterráneos más grandes del mundo. Se fundó como monumento nacional en 1923 y se convirtió enparque nacional en 1930. Se cree que la formación de las cavernas comenzó hace unos sesenta millones de años debido a la disolución de la piedra caliza por el efecto del agua. La primera exploración científica de las mismas fue realizada en 1924 por un grupo de la organización National Geographic, pero aún no se conoce su extensión total.

En las cavernas se han explorado unos 45 km de pasillos comunicados y salas, alcanzándose una profundidad máxima de 316 m por debajo de la superficie topográfica. La cámara principal, la Sala Grande, es la mayor cámara subterránea de América del Norte; tiene unos 610 m de longitud, unos 335 m de anchura y hasta 77 m de altura. Las estalactitas y estalagmitas de varios colores y tamaños, desde las más grandes a las más delicadas, han sido encontradas en las diversas estancias, entre las que destacan el Palacio del Rey, la Sala del Lago Verde, la Sala Papoose y la Cámara de la Reina. En las cuevas habitan casi un millón de ratones salen todas las noches entre mayo y octubre en busca de insectos

Estalactitas y Estalagmitas: Formaciones minerales que se encuentran con frecuencia en cuevas. Una estalactita es una acumulación con forma de carámbano de carbonato de calcio que cuelga del techo o de los lados de las cavernas de piedra caliza. Se forma a lo largo de miles de años por precipitación de los minerales contenidos en las aguas subterráneas que se filtran, muy despacio, a través del techo de la cueva. El agua en circulación por el suelo, sobre la caverna, adquiere bicarbonato de calcio al pasar por la caliza. Cuando el agua se filtra gota a gota hasta el techo de la cueva, tiende a adherirse a éste y a formar gotitas; cuando éstas pierden parte del agua y del dióxido de carbono, el carbonato de calcio precipita y forma los depósitos. Al escurrir más agua por el techo, la precipitación de carbonato de calcio continúa y los depósitos crecen en longitud y anchura constituyendo estalactitas. A menudo son enormes y adoptan formas curiosas.

El carbonato de calcio puro es blanco, pero las estalactitas suelen tener distintos colores debido a las impurezas que contiene el mineral. Parte del agua filtrada cae en el suelo y se acumulan masas de carbonato cálcico parecidas a estalactitas invertidas. Estos depósitos, que crecen hacia arriba desde el suelo de las cuevas, se llaman estalagmitas. Las estalactitas y las estalagmitas se encuentran a menudo en pareja y pueden juntarse formando columnas que pueden crecer hasta alcanzar 1,5 m de diámetro.


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Tema VIII: GLACIARES Y GLACIACIÓN – ACCIÓN DEL VIENTO

8.1.- GENERALIDADES Glaciar, gran masa de hielo, normalmente en movimiento descendente desde el área de acumulación por acción de la gravedad. Los glaciares se forman en las altas montañas y altas latitudes, donde las precipitaciones en forma de nieve superan la cota de innivación (la nieve se transforma en hielo). Presentan formas variadas, pero una anchura limitada en contraste con la capa de hielo continental, o manto de hielo, que ocupa una superficie mucho mayor. De forma habitual el término glaciar se restringe a la descripción de las masas de hielo encerradas por elementos topográficos que definen su tipología: glaciar alpino, de piedemonte, de circo o glaciar colgado, entre otros.

La sección transversal de todos los glaciares es similar. En la parte superior aparece un manto de nieve virgen recién caída, de densidad muy baja (inferior a 0,1). Por debajo de éste aparece una capa de copos de nieve, cuyo tamaño ha disminuido hasta formar nieve granular con densidades próximas a 0,3 o superiores. Este proceso se produce, bien por la acción combinada de la humedad y de la presión que ejerce por la nieve acumulada, o bien por sublimación y recristalización. Posteriores repeticiones de este proceso dan lugar a la neviza, que alcanza densidades de 0,5. En la base del glaciar existe una capa de hielo limpio con una densidad aproximada de 0,7 a 0,8, que fluye como un líquido viscoso. El hielo de la base del glaciar está sometido a tal presión que sus fisuras o grietas se cierran con rapidez. Las capas superiores del glaciar también sufren tensiones y estiramientos, provocados al moverse por encima de obstáculos ocultos o debido al movimiento diferencial, ya que el centro del glaciar se mueve con más rapidez que los laterales. Estas tensiones producen grietas glaciares, que pueden alcanzar muchos metros de profundidad y quedar cubiertas por la nieve recién caída. Una gran grieta, que recibe el nombre de rimaya, se forma entre el propio glaciar y las paredes del valle sobre el que descansa, y marca la línea a lo largo de la cual el glaciar se desprende de las paredes del circo e inicia su movimiento. La velocidad a la que fluye un glaciar varía dentro de unos márgenes muy amplios. La mayoría de los glaciares descienden a una velocidad inferior a 1 m al día, pero observaciones hechas en el Black Rapids Glacier, en Alaska, a lo largo de 1936 y 1937, demostraron que avanzaba más de 30 m al día. Este es el más rápido desplazamiento de un glaciar que se recuerda y es probable que se debiera a las fuertes nevadas caídas en la zona unos años antes. Ejemplos de Glaciares de América del Sur.- Glaciar Perito Moreno, Argentina. Localizado en el sector suroccidental de la provincia de Santa Cruz. Con un frente de 5 km este gigante helero desciende desde las altas cumbres de los Andes hasta el lago Argentino. Glaciar España, Chile. El glaciar España constituye una notable masa de hielo que desciende hacia el océano desde su área de acumulación, en tierras más altas, por acción de la gravedad.


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8.2.- TIPOS DE GLACIARES

GLACIARES ALPINOS.-

Los glaciares de tipo alpino pueden encontrarse en todas las altas cadenas montañosas del mundo. La nieve que cae en las laderas y en el fondo de los valles de alta montaña tiende a acumularse y alcanza grandes espesores, debido a que desaparece menos nieve por deshielo que la que se va acumulando durante las nevadas, especialmente en invierno. Las últimas nevadas comprimen a las primeras nieves caídas y las convierten en una masa compacta de hielo de estructura granular. En áreas donde la temperatura no suele sobrepasar el punto de fusión del hielo, este proceso vuelve a darse por repetición de los procesos de sublimación y recristalización.

La sublimación consiste en el cambio desde el estado sólido al gaseoso sin pasar por el punto intermedio de estado líquido. Cuando el grosor del glaciar alcanza aproximadamente los 30 m, toda su masa empieza a deslizarse lentamente hacia el fondo del valle. Este avance continuará mientras exista superabundancia de nieve en la parte alta del glaciar. Cuando la corriente de éste desciende valle abajo, hasta altitudes donde ya no es reforzado por nuevas nevadas, tiende a derretirse o a desgastarse; el agua que surge de su deshielo da lugar a ríos, arroyos y lagos.

GLACIARES DE PIEDEMONTE.-

Cuando varios glaciares alpinos fluyen juntos por un valle al pie de un sistema montañoso, a menudo forman un extenso glaciar, a modo de manto, que recibe el nombre de glaciar de piedemonte. Los glaciares de este tipo presentan, por lo general, mayor anchura que longitud y son especialmente comunes en Alaska; el mayor de ellos es el glaciar Malaspina, con 3.900 km2 de superficie. La parte más baja de su lengua es casi plana y se ha depositado sobre ella tal cantidad de tierra y derrubios de roca que ha permitido el desarrollo de un denso bosque.

CASQUETE GLACIAR.-

El concepto casquete glaciar alude a una masa extensa de hielo permanente que cubre mesetas e islas de latitudes altas, pero más pequeña que una capa de hielo continental o manto de hielo. Un ejemplo de casquete glaciar es el conjunto de glaciares que cubre gran parte del grupo de las islas noruegas Svalbard, en el océano Glacial Ártico. La parte central de cada isla está cubierta por un manto glaciar que corona una altiplanicie. En los bordes, el manto se fragmenta en una serie de glaciares de tipo alpino que descienden por los valles alcanzando, a veces, el mar.

CAPA DE HIELO CONTINENTAL.-

Este concepto se aplica a un manto de hielo lo suficientemente extenso como para cubrir la superficie de un continente. Normalmente, el término se utiliza para describir las masas de hielo que cubren la Antártida y Groenlandia, así como aquellas que cubrieron la mayor parte del hemisferio norte durante la edad de hielo del pleistoceno, en el periodo cuaternario, que concluyó hace 10.000 años. Un gran manto


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glaciar, de más de 1,8 millones de km2 de superficie y que supera los 2.700 m de grosor máximo, cubre casi toda la superficie de Groenlandia. Este glaciar gigante fluye lentamente hacia el exterior desde dos centros: uno, en el sur de la isla y, otro, en el norte. Debido a su grosor, la capa de hielo de Groenlandia cubre los valles y colinas del terreno sobre el que está asentado. La roca subyacente sólo aflora cerca de la costa, donde el glaciar se fragmenta en lenguas de hielo que recuerdan a los glaciares de valle. Desde el lugar donde estas lenguas alcanzan el mar, se desgajan pedazos de hielo de diversos tamaños durante el verano y forman iceberg. Un tipo de glaciar parecido cubre toda la Antártida, con una superficie de 13 millones de kilómetros cuadrados. 8.3.- RASGOS EROSIVOS Y DEPÓSITOS GLACIARIOS EROSIÓN GLACIAR.-

Los glaciares pueden erosionar las rocas por tres mecanismos diferentes. La abrasión es realizada por las partículas rocosas transportadas en la base de un glaciar, que desgastan el lecho sobre el que se desplaza produciendo pequeñas hendiduras o estrías, así como unos finos sedimentos conocidos como harina de roca. Este material da a los ríos que fluyen desde los glaciares una característica coloración verdosa. En segundo lugar, las esquinas afiladas o bordes de las grandes rocas transportadas por el hielo pueden causar el aplastamiento o destrucción del lecho rocoso. Por último, el hielo del glaciar puede también arrancar o extraer bloques de rocas liberadas a lo largo de las juntas o grietas, normalmente por la acción hielo-deshielo. Formas de relieve originadas por la erosión glaciar.- La corriente de hielo puede estar confinada o acanalada, como es el caso de varios tipos de glaciares de montaña, valle y circo, o no estarlo, como ocurre en los casquetes y mantos glaciares. Por otro lado, cuando un área de importante relieve topográfico es enterrada bajo un manto de hielo, es posible que dentro del lento movimiento de la masa de hielo exista una corriente más rápida en los valles. El flujo, confinado o no, da como resultado diferentes formas de relieve. El flujo confinado modifica los valles fluviales, en forma de V, y los modela dando lugar a valles glaciares, con forma de U. Una sobre excavación del valle principal por la acción glaciar origina los llamados valles colgados o suspendidos, situados a una cota más elevada y que enlazan con el valle principal a través de un escarpe o fuerte desnivel. Los ríos que fluyen por un valle colgado desembocarán en el principal a través de una cascada. Cuando estas depresiones tienen lugar en los tramos más bajos de un valle fluvial pueden ser parcialmente inundadas por la elevación del nivel del mar y convertirse en fiordos, como los de Noruega. La cabecera de una depresión glaciar a menudo está ocupada por un circo, cuenca rocosa de perfil circular y paredes escarpadas erosionada por un glaciar. Cuando está bien desarrollado el circo toma la apariencia de un anfiteatro, que se extiende a partir de una pared de rimaya con una barrera rocosa en su boca, que a menudo retiene un lago después de la fusión del hielo. Dos circos en desarrollo situados en una misma montaña pueden acercarse hasta llegar a estar separados sólo por una angosta cresta o arista. Donde tres o más circos crecen unos hacia otros, la montaña puede quedar reducida a un pico que recibe el nombre de nunatak, el cual, cuando el hielo se derrite, muestra una forma piramidal que constituye el llamado horn, como el famoso Matterhorn, o monte Cervino, de Suiza.


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La circulación o flujo no confinado está asociado a los mantos de hielo, que cubren áreas de topografía relativamente baja y suavizan la superficie rocosa expuesta. Donde la roca subyacente es resistente da lugar a la formación de dorsos de ballena (afloramientos rocosos de forma alargada y suavizados por un glaciar) y drumlins (montículos alargados, normalmente más grandes que los dorsos de ballena, formados por un núcleo de roca recubierto por arcillas de origen glaciar que constituyen el denominado acarreo glaciar o till). Donde la roca es relativamente blanda, las formas de relieve resultantes son menos notables.

SEDIMENTACIÓN GLACIAR.-

Hay que distinguir entre los procesos de sedimentación que ocurren en la base del glaciar (subglaciares) y los que tienen lugar en la superficie (supraglaciares). El depósito resultante de estos procesos es conocido como till, que constituye una mezcla amorfa de diferentes clases de sedimentos y tamaños, desde limos y arcillas hasta rocas. Formas de relieve originadas por la sedimentación glaciar.- Las formas de relieve características de la sedimentación glaciar son conocidas como morrenas, acumulaciones de material heterogéneo transportado y depositado por un glaciar. Existen muchos tipos de morrenas. En áreas de flujo no confinado, asociadas con los antiguos mantos de hielo, el till a menudo se dispone formando una superficie ondulada sobre el paisaje, que constituye lo que se conoce como una morrena de fondo. Se deposita cuando los derrubios, transportados en la base del glaciar, son liberados durante un proceso de fusión. Ocasionalmente, el till está dispuesto en forma de montículo alargado, con un eje paralelo a la dirección del glaciar o manto de hielo y un perfil que presenta una mayor pendiente corriente arriba que corriente abajo; son los drumlins. Su forma recuerda a la de una mitad de huevo y, a menudo, aparecen formando enjambres o campos de drumlins, los cuales dan origen a una topografía conocida popularmente como “cesta de huevos”. Los glaciares confinados en valles también presentan montículos o crestas alargadas de till, que, dependiendo de su localización respecto al glaciar, reciben el nombre de morrenas laterales, morrenas medianas y morrenas finales o terminales. Cuando las partículas rocosas liberadas por procesos de erosión flanquean un glaciar, o se disponen a lo largo de las laderas de un antiguo valle glaciar, forman lo que se llama una morrena lateral. Donde dos glaciares confluyen y se juntan sus morrenas laterales se crea una morrena mediana, dando lugar a una cresta de derrubios que se extiende por debajo del centro del glaciar resultante. Una morrena terminal se forma en el frente de un glaciar y representa la máxima extensión o avance de un glaciar, o la paralización en un periodo de retroceso general.

Depósitos Fluvioglaciares.-

Todos los glaciares producen una gran cantidad de agua de fusión, la cual a menudo se vierte hacia el interior del glaciar, llegando incluso hasta su base, a través de unos estrechos canales verticales o muy inclinados llamados moulins o molinos glaciares. La descarga de agua de fusión de un glaciar varía según las estaciones, siendo mayor en verano, y también diariamente, con el máximo a primera hora de la tarde.


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El agua de fusión, normalmente con una importante carga de sedimentos, es capaz de erosionar el lecho rocoso, crear canales y provocar el estancamiento de las aguas de fusión y del drenaje natural, dando origen a la aparición de los llamados lagos proglaciares. Las arenas y gravas que el agua de fusión ha arrancado desde el fondo del glaciar son a menudo depositadas en los canales subglaciares y endoglaciares. Cuando el hielo se derrite, estos depósitos quedan expuestos formando largas, sinuosas y a veces discontinuas crestas denominadas eskers. Otros montículos de materiales, depositados de manera similar por el agua de fusión a partir del relleno de los crevasses (grietas glaciares), son los kames. Una vez que las corrientes de fusión abandonan el frente de un glaciar, su capacidad para transportar material se ve rápidamente reducida. Depositan su carga formando una llanura, más o menos extensa, conocida como sandur o llanura de deposición fluvioglaciar.

8.4.- GLACIACIÓN Término que alude a un periodo geológico caracterizado por el enfriamiento de la Tierra, durante el cual los hielos glaciares cubrieron grandes extensiones de la superficie terrestre, más allá de las regiones alpinas y polares. También se aplica a los procesos y resultados asociados a la actividad glaciar.

LA GLACIACIÓN EN EL PASADO.-

Estos periodos han afectado a la Tierra en numerosas ocasiones. Las mayores glaciaciones tuvieron lugar hace unos 950, 750 y 600 millones de años, durante el precámbrico; hace 450 millones de años, en el ordovícico; hace 280-290 millones de años, durante el pérmico; y hace unos 15 millones de años, en el mioceno. Sin embargo, la huella de la glaciación en relación con los paisajes actuales está fundamentalmente asociada a los últimos 2 millones de años, durante el periodo geológico conocido como cuaternario. Periodos glaciales e interglaciales.- Durante el pleistoceno (cuaternario), el clima mundial experimentó unos 20 ciclos en los que se alternaban periodos fríos o glaciales, caracterizados por la expansión de los mantos de hielo, con otros más cálidos o interglaciales, que provocaban su retroceso. El último periodo glacial comenzó hace unos 120.000 años y terminó hace unos 10.000, cuando se inicia el holoceno, que llega hasta nuestros días y es considerado por los científicos como interglacial. El clima de los periodos interglaciales ha sido muy similar o, quizás, un poco más cálido que el de hoy. Es probable que los dos mayores cuerpos de hielo existentes en la Tierra, el antártico y el de Groenlandia, persistieran durante los periodos interglaciales. La principal característica de los periodos glaciales es la expansión de grandes mantos de hielo. Los glaciares cubren hoy día unos 14,9 millones de km2, casi un 10% de la superficie de la tierra. Esta proporción aumentó hasta 44,4 millones de km2, un 30% de la superficie terrestre, durante los periodos glaciales


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ACCIÓN DEL VIENTO 8.5.- MODELADOS DE LA EROSIÓN EÓLICA

Las superficies de algunos desiertos poseen una cobertura permanente de grava o material aún más basto, como es el caso de los pavimentos desérticos en América del Norte y los reg y hamada del norte de África. La mayor parte de estas formas geomorfológicas representan un depósito de arrastre, es decir, un depósito cuyas partículas más finas han sido aventadas por el efecto de deflación.

Las costras aparecen a menudo fragmentadas sobre la superficie del desierto. Este tipo de material cubre grandes zonas de los desiertos del centro de Australia, formando llanuras pedregosas. Muchas de estas costras se desarrollan en zonas bajas, donde constituyen una capa protectora del suelo o de la roca. Su existencia permite que el efecto de la erosión, provocada bien por el viento, bien en conjunción con agua, quede reducido en comparación con las zonas del alrededor, carentes de esta capa. El resultado de esta erosión diferencial origina una topografía invertida, de tal modo que las tierras bajas con costra quedan sobreelevadas en torno a una llanura, desgastada por la erosión. La grava y los pequeños cantos rodados (pedazos de roca) de la superficie de los desiertos presentan, muy a menudo, una cara plana y pulida debido a la abrasión de partículas acarreadas por el viento. Estos cantos reciben el nombre de cantos eólicos. Cuando el viento sopla regularmente en más de una dirección o cuando estos cantos eólicos giran en dirección al viento dominante, adoptan formas piramidales, y reciben el nombre de dreikanters. Los yardangs son estrías montañosas en forma de quilla, en ocasiones de crestas abruptas, que alcanzan gran tamaño. Los microyardangs son los más pequeños, pues normalmente no superan los 10 m de altura y los 10 m de longitud. Los mesoyardangs no rebasan los 10 m de altura, pero sí llegan a medir más de 100 m de longitud y se caracterizan por una ladera escarpada, en forma de huso, situada a favor del viento predominante. Son el resultado de la abrasión de partículas blandas, en ocasiones antiguos lodos lacustres. Éstos se encuentran aislados o formando grupos paralelos, que a menudo ocupan enormes áreas. La ascensión de partículas disueltas, combinada con la meteorización, puede dar origen a hondonadas, que reciben el nombre de depresiones de deflación, y cuyo tamaño va desde pequeñas oquedades hasta cubetas salinas y enormes cuencas. Las cubetas están asociadas más a condiciones de semiaridez que a ambientes plenamente áridos. Son profundas, a veces de forma elíptica y, por lo general, presentan contornos redondeados. Varían considerablemente de tamaño, tanto a un nivel general como dentro de una misma zona. Estas cubetas son el resultado de una compleja asociación de fenómenos, pero el caso más sencillo parte de la existencia previa de un lago temporal o estacional. Cuando éste se seca, la haloclastía quiebra su lecho y las partículas resultantes quedan sometidas a un proceso de deflación que ahonda la cuenca. Cuando el lago vuelve a tener agua, el oleaje modela su orilla, alargando la depresión en la dirección del viento. Este proceso, repetido cíclicamente, provoca el crecimiento de la cubeta.


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8.6.- MODELADO DE DEPÓSITOS EÓLICOS El modelado resultante de los depósitos eólicos origina los desiertos de ergs, o campos de dunas, como el desierto de Karakum, al este del mar Caspio, y el de Sahara en Argelia. Las partículas de arena acarreadas por el viento se depositan normalmente a modo de líneas amorfas o bien en una serie de formas características, clasificadas según su tamaño. Las más importantes son las rizaduras (con alturas comprendidas entre 1 mm y 500 mm), las dunas (entre 5 m y 30 m de altura) y los médanos. En sus formas más simples, las dunas tienen un perfil asimétrico que guarda relación con la acción del viento. Las vertientes situadas a barlovento descienden suavemente, en un ángulo de entre 10º y 15º. Las situadas a sotavento (caras de deslizamiento) son mucho más escarpadas y presentan un ángulo de entre 30 y 35º el ángulo normal de reposo de los granos de arena. Éstos granos son transportados por el viento sobre la vertiente más suave hasta alcanzar la cresta; finalmente son depositados en la cara de deslizamiento. Tanto las rizaduras como las dunas poseen una gran movilidad, siguiendo la dirección del viento predominante (en el caso de las dunas, éstas avanzan de 10 a 20 m por año) y a menudo arrasan terrenos cultivados y construcciones.

CLASIFICACIÓN DE DUNAS.- Las dunas pueden adoptar numerosas formas, que reciben diversos nombres, pero se suelen agrupar en dos grupos fundamentales: dunas libres y dunas parásitas. Estas últimas tienen su origen en un obstáculo topográfico o vegetal que actúa como punto en donde empieza a acumularse la arena. Por el contrario, las dunas libres no están asociadas a elemento físico alguno y su forma depende por completo de las características del viento y de la aportación de sedimentos. Estos dos tipos se clasifican a su vez en varios tipos con características propias.

Dunas Libres.- En el caso de las dunas libres, su clasificación se basa en la forma y el número de caras de deslizamiento que presenten, hecho éste que depende de la dirección del viento dominante. Las formas más simples son montículos ovales o circulares de escasa altura, sin caras de deslizamiento, y reciben el nombre de dunas de montículo. Las dunas de una sola cara de deslizamiento son el resultado de la acción del viento en sentido único, que provoca que la arena sea transportada perpendicularmente (en un ángulo de 90º) respecto a la cresta de la duna. Este tipo recibe el nombre de duna transversal, cuya forma más típica es el barján, en forma de luna creciente, cuyos extremos están orientados en sentido del viento. Surge, normalmente, en llanuras rocosas y de escaso suministro de arena. Los barjanes son propios de zonas como el desierto de Atacama, pero, por lo general, no son muy abundantes Las dunas estrelladas tienen su origen en vientos de tres direcciones a lo largo del año, según la estación. Este tipo de duna posee un punto central de forma piramidal y sus largos brazos se extienden en torno a ella, lo que le da el aspecto de una estrella. Las dunas más corrientes son las denominadas dunas lineales o sif. Algunas son muy cortas y sinuosas, con una cresta escarpada, pero la mayoría aparecen en forma de largas cadenas paralelas, a veces de hasta 20 km o más de longitud. Casi un tercio de las dunas libres son del tipo sif (el 24% corresponde a las dunas transversales, el 5% a las dunas estrelladas y el 1% a las dunas de montículo). Existen discrepancias respecto a la formación de los sif. Algunos investigadores creen que son el resultado de


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cambios diarios o estacionales de la dirección del viento y que están orientados en paralelo a la dirección resultante, o suma de los vectores de estos vientos.

Dunas Parásitas.- La existencia de sedimentos o de obstáculos topográficos o vegetales genera las dunas parásitas, que se suelen clasificar según su forma, localización y modo de formación. Las lunetas, típicas del sureste de Australia, se forman en las vertientes a favor del viento de lagos salados estacionales. Al secarse, estos lagos proporcionan una fuente de alimentación para estas dunas en forma de media luna. Cuando la tierra se acumula, en la vertiente a barlovento de los obstáculos se crean dunas en forma de proa. Adoptan formas de luna creciente, cuyas puntas se extienden en dirección del viento. A la inversa, las alargadas dunas a sotavento se forman a partir del lado del obstáculo orientado según la dirección del viento. La nebka es una formación similar que se desarrolla sobre el lado a sotavento de un arbusto o de una zona de vegetación. En el caso de un obstáculo topográfico de gran tamaño, por ejemplo un escarpe, en mitad de la ruta de la corriente se forma, sobre su vertiente a barlovento, la denominada duna de eco. Esta duna es una franja alargada paralela al elemento topográfico. Al elevarse el aire sobre el escarpe, se forman, principalmente en las cárcavas, dunas trepadoras de morfología irregular. En la vertiente a barlovento, aparecen dunas descendentes, de igual aspecto irregular.


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Tema IX: GEOLOGÍA ESTRUCTURAL – MAPAS

9.1.- GENERALIDADES Geología estructural es el estudio de la arquitectura de la tierra, en tanto es determinada por movimientos terrestres. Tectónica y geología tectónica son términos sinónimos de geología estructural. Los movimientos que afectan las rocas sólidas resultan de fuerzas dentro de la tierra, y causan pliegues, diaclasas, fallas y clivaje. El movimiento del magma, debido a que con frecuencia está íntimamente asociado con el desplazamiento de rocas sólidas, es también un tema que está dentro del dominio de la geología estructural. La geología estructural está íntimamente relacionada con muchas otras ramas de la geología: estratigrafía, sedimentología, paleontología, petrología, fisiología, geofísica y otras. Aunque, en un principio, a los geólogos estructurales les interesaba especialmente el análisis de las deformaciones de los estratos sedimentarios, ahora estudian más las de las rocas en general. Comparando las distintas características de estructuras, se puede llegar a una clasificación de tipos relacionados. La geología estructural comparativa, que se ocupa de los grandes rasgos externos, contrasta con las aproximaciones teóricas y experimentales que emplean el estudio microscópico (petrografía) de granos minerales de rocas deformadas. Los geólogos especializados en la búsqueda de hidrocarburos deben usar la geología estructural en su trabajo diario, para la detección de trampas estructurales que puedan contener hidrocarburos. 9.2.- FALLA

Falla (Fig. 1), en geología, una línea de fractura a lo largo de la cual una parte de la corteza terrestre se ha desplazado con respecto a otra. El movimiento responsable de la dislocación puede tener dirección vertical, horizontal o una combinación de ambas. En las masas montañosas que se han alzado por movimiento de fallas, el desplazamiento puede ser de miles de metros que representan el efecto, acumulado a largo plazo, de desplazamientos pequeños e imperceptibles en vez de un gran levantamiento único. Sin embargo, cuando la actividad en una falla es repentina y abrupta, se puede producir un fuerte terremoto e incluso una ruptura de la superficie formando una forma topográfica llamada escarpe de falla.

Tras millones de años, el movimiento horizontal a lo largo de la falla de San Andrés ha desplazado una sección de las zonas costeras del estado de California (EEUU) hacia el noroeste y ha producido poderosos terremotos. Las fallas más grandes, como esta última, que forman las fronteras entre las distintas placas de la corteza terrestre (véase Tectónica de placas), se activan por las fuerzas que causan la deriva continental. Es el caso de la Placa de Cocos, que afecta a toda la zona del Caribe. El movimiento en fallas locales menores puede ser debido a tensiones, como en las fallas que definen algunas cordilleras montañosas (por ejemplo, en el océano Pacífico), o a compresión, como en fallas donde se apilan estratos sedimentarios para formar también cordilleras de montañas.

La superficie sobre la que se ha producido un desplazamiento se llama superficie o plano de falla. Si el plano no es perpendicular pero el desplazamiento ha tenido un componente vertical, las rocas de un lado aparecerán posadas sobre las del otro. El lado más alto, o superior, se llama labio elevado o subyacente; el inferior se denomina labio hundido o yacente. En una falla normal, producida por


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tensiones, la inclinación del plano de falla coincide con la dirección del labio hundido. En una falla inversa, producida por las fuerzas que comprimen la corteza terrestre, el bloque llamado labio hundido en la falla normal, asciende sobre el plano de falla; de esta forma, las rocas de los estratos más antiguos aparecerán colocadas sobre los estratos más modernos, dando lugar así a los cabalgamientos. A veces, además de producirse este movimiento ascendente también se desplazan los bloques horizontalmente, es el caso de las fallas de desgarre o en cizalla. Si pasa tiempo suficiente, la erosión puede allanar las dos paredes destruyendo cualquier traza de ruptura de la superficie del terreno; pero si el movimiento de la falla es reciente o muy grande, puede dejar una cicatriz visible o un escarpe de falla con forma de precipicio.

9.3.- PLIEGUES Y PLEGAMIENTO

Pliegues y plegamientos, en geología, curvaturas en rocas o en los estratos que las contienen.

La mayoría de las rocas estratificadas visibles en ríos, canteras o costas eran, en su origen, sedimentos depositados en capas o lechos horizontales o próximos a la horizontalidad. Sin embargo, cuando hoy los observamos no sólo están solidificados, sino que suelen estar inclinados en una u otra dirección. En ocasiones, cuando los estratos afloran a la superficie se puede ver cómo suben hasta un arco o descienden hacia un seno.

Al sufrir presión las rocas se pliegan o sufren un plegamiento, denominándose a cada unidad de plegamiento pliegue. Los pliegues superiores con forma abovedada se llaman anticlinales y tienen una cresta y dos flancos inclinados que descienden hacia senos contiguos, donde pueden formarse los pliegues inversos en forma de cuenca, o sinclinales. Los monoclinales tienen un flanco inclinado y otro horizontal, mientras que los de los isoclinales se hunden en la misma dirección y el mismo ángulo. Los pliegues se miden en términos de longitud de onda (de cresta a cresta o de seno a seno) y altura (de cresta a seno). Pueden ser microscópicos o tener longitudes de kilómetros.

Un pliegue aislado es una ondulación definida por la curvatura máxima de los estratos. La charnela es la línea que une los puntos de máximo plegamiento en cada capa. El plano axial reúne estas líneas definidas en sucesivas capas. El eje es cualquier línea del lecho paralela a la línea de ondulación. Cuando el eje se inclina desde la horizontalidad se dice que se sumerge (buzante). En los pliegues erguidos, los planos axiales son verticales, mientras que en los reclinados se inclinan o buzan y son subhorizontales.

Las capas en un conjunto de pliegues paralelos pueden aparecer como arcos de circunferencia y, en este caso se dice que el plegamiento es concéntrico. Los pliegues similares y concéntricos tienen una simetría sencilla y fija. Algunos plegamientos, en especial los de rocas metamórficas muy alteradas se denominan ptigmáticos; son muy variables y tienen cambios en la forma o en la orientación de las ondulaciones o de las superficies axiales.

La mayoría de estos plegamientos responden a presiones sobre la corteza terrestre. Las rocas de la superficie son tan duras y quebradizas que parece improbable que se doblen de manera plástica durante una deformación, y menos que fluyan entre las grietas a la vez que se produce el plegamiento como ocurre en los plegamientos ptigmáticos. El calor es un factor importante en las profundidades del manto terrestre y puede convertir las rocas de friables a dúctiles.


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La cantidad de tiempo en que las rocas están sometidas a tensión es también importante. Las rocas que sufren procesos de deformación rápida se fracturan y producen un terremoto, mientras que las mismas rocas se pliegan si se someten a tensiones largas y continuas.

9.4.- DISCORDANCIA

Discordancia (geología), tipo de disconformidad o discontinuidad en el registro geológico de una zona en la que la serie transgredida (la inferior) está plegada. Por ello se forma un contraste de estructura entre estratos superpuestos como consecuencia de una interrupción o alteración de la sedimentación.

La discordancia más notoria es aquella en la que los estratos sucesivos, depositados antes y después de la interrupción, no son paralelos. Esta discordancia angular indica que tras el depósito de los materiales más antiguos ha habido un proceso orogénico (véase Orogénesis) que ha dado lugar a la deformación o movimiento de los estratos; como consecuencia pierden su disposición horizontal. Como los estratos siguientes se vuelven a depositar horizontalmente, aparece la discordancia. Si los materiales antiguos han sido erosionados de forma intensa, la superficie de discontinuidad es plana; en este caso la disconformidad se denomina erosiva. Cuando los materiales nuevos se depositan sobre el relieve originado por las fuerzas tectónicas y la superficie de discontinuidad es curvada, la disconformidad se denomina intraerosiva.

9.5.- DIACLASA

Diaclasa, fractura de las rocas que se caracteriza porque el movimiento relativo de los bloques es una separación, pero no hay desplazamiento de un bloque respecto a otro a lo largo del plano de rotura. Las diaclasas aparecen generalmente en grupos denominados sistemas. Se pueden producir en las zonas adyacentes a la línea de charnela (línea donde se produce el cambio direccional) de los pliegues cuando los estratos son quebradizos.

En el caso de formación de rocas ígneas por enfriamiento y solidificación del magma, éste pierde volumen, y si la textura de la nueva roca que se está formando es fina, aparecen las diaclasas de retracción; éstas producen columnas hexagonales, por ejemplo, en los basaltos. Otras diaclasas aparecen cuando rocas enterradas a gran profundidad afloran en la superficie y se descomprimen. Esto permite la dilatación de los materiales que se fracturan en bloques o en capas, y se sueltan de la masa subyacente. Este proceso se denomina lajamiento. Las diaclasas constituyen vías por las que puede progresar la disgregación de la roca.

9.6.- MAPAS

MAPAS TOPOGRÁFICOS.-

Un mapa topográfico es el que expresa la forma, dimensiones y distribución de los rasgos morfológicos de la superficie terrestre. Estos rasgos se clasifican en tres grupos: 1) relieve, 2) hidrografía y 3) obras y construcciones. Curvas de Nivel

Una curva de nivel es una línea trazada en el mapa pasando por puntos de la misma altitud (relieve). La línea formada por la costa en el momento que el mar alcanza su nivel medio se llama curva de nivel de elevación cero, pues el nivel medio del mar se toma como plano de referencia para medir la altitud de las otras curvas de nivel. Así, por ejemplo, una curva de nivel representando una elevación de 20 m


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(o cota de 20 m) es la línea de intersección de la superficie del terreno con un plano horizontal que dista verticalmente 20 m del nivel del mar. Si el mar se elevara 20 m, la nueva línea de costa coincidiría con esta curva de nivel. Del mismo modo, si el mar se elevara 40 m, la nueva línea de costa coincidiría con la curva de nivel de 40 m, y así sucesivamente. Cuando las curvas de nivel indican diferencias de altitud de 20 m. La distancia vertical entre ellas, o sea 20 m, se llama equidistancia. En algunas ocasiones se emplean equidistancias de 50, 100, 200 y 250 m, en vez, de 20 m (lo cual depende de la escala del mapa, de la importancia del relieve y de la precisión del levantamiento), pero de ordinario sólo se usa una equidistancia en un mapa dado. Ciertas curvas de nivel se trazan algo más gruesas que las demás. Cuando la equidistancia es de 20 m, las curvas de 100 en 100 m se trazan más gruesas. Estas últimas sirven de curvas indicadoras, pues en ellas se hace constar, de tanto en tanto, por un número pequeño, su elevación sobre el nivel medio del mar. Si el nivel del mar se elevara, el agua se extendería sobre los valles para formar bahías, mientras las colinas y cordilleras aparecerían como cabos o promontorios. Algunas colinas quedarían cortadas por completo del continente, formando entonces islas. Para la representación de un tipo dado de topografía, la equidistancia de las curvas de nivel se deberá elegir de modo que sea lo suficientemente pequeña para revelar los detalles de dicha topografía. Por ejemplo, en una comarca en la cual domina un profundo cañón, donde el nivel varía algunos centenares de metros en pocos kilómetros, una equidistancia de 250 m será la adecuada. Por el contrario, en una llanura casi plana por completo, tal como una llanura costera contigua al mar, o una vasta llanura deltaica, el desnivel entre las elevaciones y depresiones suele ser de 1,5 a 3 m, y las curvas de nivel pueden estar separadas en trabajos de precisión 0,30 ó 0,60 m, con vistas a que cualquier detalle de la superficie sea registrado. Escala. La escala de un mapa topográfico suele figurar en su borde inferior. Puede expresarse de varios modos. Por ejemplo, se puede indicar por una frase tal corno «una pulgada = una milla», o estar representada gráficamente por la medida de una línea recta, con divisiones o no. Asimismo, la escala se puede expresar por una relación o una fracción, siendo esta última llamada escala numérica o fracci6n representativa. Así, si la escala es 1: 125 000, o 1/125 000, esto indica que la distancia entre dos puntos cualesquiera del mapa es 1/125 000 de la distancia real entre los dos puntos originales en la superficie terrestre Los mapas con curvas de nivel no son completos cuando falta el nombre de la localidad que sirve para designarlo, la leyenda, la escala, la equidistancia de las curvas de nivel, el nivel cero o plano de referencia, y el rumbo. CORTES Y PERFILES.- Naturaleza de los perfiles. Un perfil es un diagrama que muestra la forma de la superficie del terreno tal como aparece al cortarla transversalmente por un plano vertical. El perfil se compone de cuatro líneas que cierran completamente el espacio. Estas son: la línea que constituye el perfil propiamente dicho, la línea de base y las dos líneas que limitan sus extremos. La línea del perfil constituye el límite


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superior del diagrama y representa la intersección del plano vertical con la superficie del terreno. La línea de base se traza horizontalmente y se elige de modo que se encuentre a una distancia conveniente por debajo del punto de menor altitud del perfil. Las líneas que limitan los extremos son perpendiculares a la línea de base.

La posición correspondiente al perfil se indicará siempre por una recta o traza en un mapa que se acompaña, puesto que un corte no tiene valor práctico si se desconoce su localización. Esta traza es, en realidad, la línea del perfil tal como se proyecta sobre el plano.

Cada perfil tiene una escala horizontal, medida en las unidades correspondientes sobre la línea de base y una escala vertical que se mide en unidades de altitud perpendicularmente a la anterior, si la escala es la misma se dice entonces que el perfil está trazado a escala natural. En algunos casos, la escala vertical se toma de modo que sea de dos a tres veces mayor que la escala horizontal; se dice entonces que la escala vertical está exagerada. MAPAS GEOLÓGICOS.- Un mapa cualquiera que muestre la distribución de las rocas y la forma o distribución de las estructuras geológicas, es un mapa geológico. Un mapa geológico superficial, o mapa de formaciones, muestra la distribución de éstas. Un mapa estructural con curvas de nivel representa la característica de la estructura geológica por medio de curvas de nivel. Un tipo especial de mapa geológico es un mapa de afloramientos, el cual representa solamente los afloramientos actuales. En la preparación del mapa geológico, los rasgos geológicos son proyectados sobre el mapa del terreno, mostrando divisiones naturales o de propiedad, sobre un mapa topográfico o sobre un mapa de fotografías aéreas. En algún caso, este mapa se refiere a un mapa base. La distribución de rocas sobre un mapa geológico se indica por diversas tramas o colores, y los rasgos lineales, tales como líneas de falla, líneas de contactos eruptivos, límites, etc., se muestran por líneas de diferentes clases y grosor. Si se hubieran de representar varias formaciones, se debe poner una abreviatura literal a intervalos en cada mancha de color. En el margen de un mapa geológico figura una leyenda, es decir, una clave relativa a los colores, tramas y líneas empleadas en este mapa particular. Pautado, líneas y símbolos convencionales. La trama o color a emplear en un mapa de formaciones geológicas depende, en buena parte, de la criterio del investigador, a menos que él trabaje para alguna organización que haya adoptado ya un esquema determinado. En los mapas del U.S. Geological Survey (y lo mismo ocurre en cada uno de los Servicios Geológicos de los distintos países), ciertos colores y tramas tienen una significación determinada. Es de notar que los símbolos que indican direcciones de rasgos geológicos han de estar cuidadosamente orientados en sus posiciones correctas sobre el mapa. Rumbo y dirección de buzamiento de la estratificación se representan por un signo convencional parecido a una “T” ancha y baja, la cual se coloca de modo que la intersección de las dos líneas se halle en el punto del afloramiento sobre el mapa. La línea transversal de la “T” señala el rumbo, y el palo de la T se dibuja perpendicularmente al rumbo, apuntando en el mismo sentido que el buzamiento (inclinación). Algunas veces se coloca una cabeza de flecha en la línea correspondiente al buzamiento para recalcar el sentido de la pendiente. El ángulo del buzamiento se escribe al lado del signo. El tipo de roca se puede mostrar también junto con el signo de rumbo y buzamiento. Una segunda línea trazada paralela al rumbo, junto a ella y en el lado opuesto a la que expresa la dirección de buzamiento,


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quiere decir arcilita; una raya similar con cortas líneas transversales entre ella y el rumbo, indica caliza; una hilera de puntos paralela a la línea de rumbo, en el mismo lugar que la línea de las arcilitas, corresponde a la arenisca, y una hilera de circulitos significa conglomerado. Tanto en los mapas coloreados como en blanco y negro, las fallas se pueden indicar por líneas negras gruesas y los límites (contactos) entre zonas adyacentes de diferente color o trama por líneas negras muy finas. Estas finas líneas limitantes pueden servir para contactos concordantes entre estratos conti-guos, líneas de discordancia y contactos ígneos. Una línea de falla se puede trazar llena donde su posición es razonablemente cierta, de puntos cuando está parcialmente enterrada, o donde su localización, asimismo, es razonablemente cierta, y de trazos cuando su localización es menos segura.


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Tema IX: ESTRATIGRAFÍA - GEOLOGÍA DE BOLIVIA 9.1.- ESTRATIGRAFIA - GENERALIDADES En 1977, Corrales y colaboradores definieron la estratigrafía como el estudio e interpretación de los procesos registrados en las sucesiones sedimentarias, que nos permite conocer la disposición sedimentaria, así como establecer la correlación y los sucesos para su ordenación temporal. Relaciones con otras ciencias y disciplinas de la geología.- La estratigrafía, sedimentología y geología histórica, están muy relacionadas ya que entre ellas se intercambian numerosos datos. La sedimentología se encarga del estudio de la génesis de las rocas sedimentarias, y la geología histórica establece la historia de las rocas, y todo tiene repercusión en los estratos (estructuras, discontinuidad, etc.) que son estudiados por la estratigrafía. 9.2.- PRINCIPIOS BÁSICOS DE LA ESTRATIGRAFIA Principio de la Superposición de Estratos.- Este principio se debe a Steno (1669) que se dio cuenta que en una serie estratigráfica, poco o nada deformada, el orden de superposición de las capas es el mismo de su depósito, la edad decrecía hacia arriba. Este principio tiene excepciones derivadas de determinados fenómenos geológicos, como los procesos erosivo sedimentanios de las cuencas fluviales, o las deformaciones tectónicas intensas que pueden llegar a tumbar o invertir la serie, siendo necesarios otros criterios para distinguir el orden de depósito. Principio del Uniformismo y el Actualismo.- Algunos autores lo consideran como un solo principio que indica que los procesos (físicos) que han tenido lugar a lo largo de la historia de la Tierra, habían sido uniformes y semejantes a los actuales (continuos), y como consecuencia el estudio de las condiciones actuales nos sirven para la comparación e interpretación de lo que sucedió en el pasado; "el presente es la clave del pasado". Principio de la Sucesión Faunística.- Se debe a Smith, que por sus observaciones de la distribución de los fósiles en el tiempo, se permite enunciar este principio, según el cual cada estrato, o grupo de ellos, pueden identificarse por su contenido biológico, o en otras palabras, las capas que tienen el mismo contenido fósil son de la misma edad, aunque su litología difiera. Esto permite establecer una correlación más exacta al permitir una datación de los materiales. OTROS PRINCIPIOS.- Horizontaneidad Original.- A la hora de la sedimentación los materiales, que mas tarde formaran los estratos, se depositaron horizontal y paralelos a la superficie de depósito (originalmente horizontal).


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Continuidad Lateral.- Los estratos originalmente tienen continuidad lateral y terminan adelgazando en sus bordes. La edad es la misma en toda la superficie del estrato. Relaciones de Corte.- Cualquier sucesión estratigráfica cortada, es más antigua que el material (o estrato) que lo corta. Ejemplo: la falla Simplicidad.- Se debe a Ockttam, y dice que la teoría o hipótesis más sencilla es la que da la mejor explicación a los hechos. 9.3.- PROCESOS SEDIMENTARIOS Procesos exógenos, externos, actuando sobre la superficie terrestre relacionado con procesos endógenos. Los procesos fundamentales pueden agruparse en procesos físicos y procesos químicos (incluyen los procesos bioquímicos), que provocan modificaciones en los sedimentos y materiales. El resultado es diferente según el tipo:

• la meteorización física es la fragmentación de la roca del área de aporte • La meteorización química es la alteración química de los materiales que constituyen el área de aporte. Las áreas de aporte normales se encuentra en zonas continentales emergidas, pero en ocasiones son marinas (subacuaticas), donde el movimiento del agua, provoca la erosión de los fondos originando intraclastos. Otras fuentes de sedimentos son los volcanes, fuente piroclástica. Existen otras partículas procedentes de la fracturación de organismos, los conocemos como bioclastos. Otra fuente cataclástica, falla y cabalgamiento, originan una fracturación de materiales denominados brecha de falla. Todos estos materiales son llevados a cuencas sedimentarias, por medio de la denudación. Las cuencas sedimentarias son zonas deprimidas donde va a parar los sedimentos que se adicionan a otros sedimentos y organismos de la propia cuenca; las cuencas mas comunes son las oceánicas. El oleaje remueve los fondos hasta una profundidad de 10 metros, en zonas mas profundas hasta 50 o 60 m; solo el oleaje tocará el fondo en momentos de tempestad, esto marca distintos tipos de sedimentos. Además también influirá la profundidad en la actividad biológica. Las cuencas sedimentarias son áreas con características fundamentales y distintas a las áreas adyacentes. Las diferentes cuencas sedimentarias obedecen a diversas condiciones físicas, químicas y biológicas. Como consecuencia de la meteorización del área de aporte, los productos generados (clastos) son distintos, dependiendo de la composición mineralógica, el relieve, el clima, el tipo de transporte.


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La composición mineralógica del área de aporte, influye en ha mineralogía de los sedimentos finales, además pueden sufrir pérdidas o variaciones durante el transporte. El relieve también influye porque sufre una degradación dando lugar a distintas fases de relieves: fase de juvenil, fase de madurez y fase de senilidad. En la fase juvenil la meteorización nos da partículas de tamaños grandes y el relieve se empieza a suavizar. A mayor madurez los materiales serán mas pequeños. Otro factor que influye es el clima, por que de este depende el predominio de la meteorización física y química, que influyen en la composición y tamaño de las partículas. En climas secos y altas latitudes predomina la meteorización mecánica. En climas cálidos predomina la meteorización química, que hacen que los menos estables desaparezcan y los mas estables permanezcan. También dependiendo del clima tendremos un tipo de transporte u otro, en los polos de tipo glaciar, otros de tipo fluvial o a través del viento. El medio de transporte influye en los materiales transportados, el viento transporta partículas en suspensión, el agua por el fondo, en disolución, saltación, flotación, etc. y un glaciar dentro de la masa. Una vez en la cuenca las partículas se depositan, empieza la diagénesis que lleva a la compactación de los materiales, perdida de fluidos y cementación de las partículas. 9.4.- ESTRATIFICACIÓN - LAMINACIÓN Definición de estrato.- Mekee y IVeír en 1953, definieron al estrato como, un nivel simple de litología homogénea o gradacional, depositado de forma paralela a la inclinación original, y separado de los estratos adyacentes por superficies de erosión, de no sedimentación o de cambio brusco de su composición litológica. El estrato constituye la unidad litoestratigráfica de orden menor a partir de la cual se establece la unidad litoestratigráfica de mayor orden. Definición de lámina.- Lámina es una capa de espesor inferior a un centímetro, que se incluye dentro de un estrato y que esta delimitado en la parte inferior y superior por superficies de laminación. Está caracterizado por: • Ser la división de orden menor que se puede observar dentro de un estrato. Por tener una extensión lateral menor o igual al estrato que lo contiene. • Las superficies de laminación pueden ser paralelas o no, a las superficies de estratificación del estrato que las contiene. ESTRATIFICACIÓN.- Se refiere a la disposición sucesiva de estratos; englobando los estratos desde el punto de vista genético (intervalos de tiempo de sedimentación) y descriptivo (disposición de capas sucesivas).


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LAMINACIÓN.- Disposición sucesiva de láminas dentro de un mismo estrato. Está considerado como una estructura de ordenamiento interno. Distinguiéndose en general la laminación paralela y la laminación cruzada. En base a esta disposición podemos distinguir tres tipos de estratos: • Estratos masivos sin laminación • Estratos con laminación paralela • Estratos con laminación cruzada (planar, en surco) RASGOS DEL ESTRATO.- Superficies de Estratificación.- Son las superficies que delimitan geométricamente el estrato, llamando techo a la superior, y base la inferior. Representan una interrupción en la sedimentación. La duración de esta puede ser muy variable. Es muy frecuente que en el techo, como en la base, aparezcan estructuras sedimentarias, teniendo estas importancia para determinar la polaridad (cual es la capa superior) y el sentido y/o dirección de la corriente de los aportes. Los limites inferior y superior se pueden clasificar según: • superficies netas (erosivas o no) • superficies graduales. Potencia o Espesor.- Es la distancia entre las superficies de estratificación que delimitan el estrato, medida perpendicularmente a las mismas. La potencia varia desde centímetros hasta metros, pudiéndose mantener lateralmente o variar. En función del espesor los estratos se pueden clasificar: estratificación fina, mediana o gruesa Forma.- Un estrato es un cuerpo de tres dimensiones, y su forma queda definida por el espesor, longitud y anchura del estrato. En general la forma viene condicionada por las superficies de estratificación que lo delimitan, de esta manera es importante definir la forma según las superficies de estratificación y según su terminación lateral. Posición Espacial.- Para definirla hay que indicar el rumbo y buzamiento del estrato. El rumbo del estrato es el ángulo que forma el norte geográfico y la intersección del estrato con la horizontal. El ángulo de buzamiento es aquel que forma la pendiente del estrato con la horizontal, se expresa en grados y el punto geográfico. La dirección de buzamiento es el ángulo que forma con el norte geográfico y la proyección sobre el plano horizontal de una línea de máxima pendiente del estrato. Este ángulo siempre se mide en el sentido de las agujas del reloj a partir del norte, con lo cual no es necesaria una notación de coordenadas geográficas.


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ESTRATIGRAFÍA DE BOLIVIA UNIDADES MORFOESTRUCTURALES Se reconocen en el país, por sus características morfológicas y estructurales, las siguientes unidades (Fig. 9.1) • Escudo precámbrico o escudo brasileño • Serranías chiquitanas • Llanura Chaco- Beniano • Sierras Subandinas • Cordillera 0riental y central • Altiplano • Cordillera occidental 9.5.- ESCUDO PRECÁMBRICO (ó escudo brasileño) Ubicación y límites.- Se encuentra en la región oriental y nororiental de Bolivia, (Dptos., de Santa cruz, Beni y Pando-) y constituye el margen occidental del gran escudo precámbrico sudamericano denominado "Escudo Brasileño". Rasgos Principales.- Forma parte de una unidad geotectónica mayor denominada Cratón, cuyas características principales son su gran estabilidad tectónica y su carácter positivo. Estratigrafia.- Está constituido preferentemente por rocas precámbricas ígneas (ganitos, gabros) y metamórficas (gneis, esquistos y metacuarcítas), que responden a raíces profundas de antiguas montañas de plegamiento formadas en el precámbrico. Sobre estas rocas cristalinas, ocasionalmente aparecen rocas sedimentarias antiguas, de edad precámbrica y cámbrica. Recursos Económicos.- Faja auro-manganesífera del cratón de Paraguá: Engloba depósitos de diversos tipos de metales. Faja polimetálica de Sunsás: Es rica en metales no ferrosos, particularmente en oro y metales de base, por lo que es la más activamente prospectada en la actualidad. Faja ferrornagnesífera de Mutún -Tucavaca: Todos los yacimientos importantes conocidos hasta ahora en esta faja, corresponden a menas sedimentarias químicas de Fe y Mn jaspilítico del proterozoico superior; son las más ricas en metales ferrosos del país y representan los mayores recursos minerales del escudo. 9.6.- SIERRAS CHIQUITANAS Rasgos principales.- Esta conformado por una serie de serranías y valles intermedios. Entre las principales serranías se encuentra la de San José - Chochis - Santiago.


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Estratigrafía.- En el área afloran rocas de distintas naturalezas: ígneas, metamórfica y sedimentarías. Las principales rocas cámbricas son sedimentarias – químicas: Calizas, dolomitas; así como clásticas: areniscas calcáreas. Las rocas silúricas y devónicas, son sedimentarias clásticas: conglomerado, areniscas y lutitas y son las únicas que a la fecha han proporcionado restos fósiles. La secuencia estratigráfica continúa con conglomerados y areniscas eólicas de edad jurasica-cretácica superior. 9.7.- LLANURA CHACO- BENIANA Rasgos principales.- Ausencia casi total de relieve con excepción de cerros aislados en la adyacencia sur de las Sierras Chiquitanas. Estratigrafía.- Esta casi en su totalidad conformada por sedimentos pocos consolidados, en su mayor parte de origen aluvial del terciario y cuaternario, como cubierta sedimentaría aflorante. También existen atloramientos aislados de rocas devónicas y carboníferas, confinadas a algunos cerros aislados de la llanura sur. En subsuelo, se ha podido constatar por medio de perforaciones petroleras y registro símicos, la presencia de roca sedimentaría del paleozoico, mesozoico y cenozoico, suprayacente al basamento precámbrico profundo. Recursos Económicos.- Algunas estructuras de subsuelos (Caranda, Colpa, Títa, Río Grande, etc.), presentan las condiciones óptimas, para el entrampamiento de petróleo y gas, especialmente en areniscas del cretácico, carbonífero, silúricas y devónicas (Fms. Limoncito y Roboré). Sal moderna (evaporitas) se explota en salares de Santiago y San miguel. 9.8.- SIERRAS SUBANDINAS Ubicación y límites.- Esta unidad morfoestructural, también llamada Faja Subandina, constituye junto con la zona de pie de monte, el extremo mas oriental de la cordillera de los andes. Este conjunto de serranías paralelas se extiende desde la frontera con el Perú; con un lineamiento NW-SE hasta la latitud de Santa Cruz, a partir de donde toma un rumbo aproximado norte-sur hasta la frontera Argentina. Rasgos principales.- Se halla constituida Por una serie de serranías paralelas entre si, Las serranías coinciden con los grandes alineamientos anticlinales, alargados, asimétricos (con unos de sus flancos reducido por fallas de empuje inversas de inclinación predominante, oeste), separando los distintos orográficos se extienden grandes y amplios sinclinales, también alargados que son aprovechados por los cursos de agua. Estratigrafía.- Como es de comprender por la relación relieve-estructura, el núcleo de los principales anticlinales esta formado por las rocas mas antiguas. Sedimentos ordovícicos, silúricos, devónicos, y carboníferos (los devónicos muy fosilíferos) y están ampliamente desarrollados areal y potencialmente. Rocas pérmicas están presentes en todo el subandino; son rocas clásticas (areniscas y arcilitas), químicas (calizas y


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yesos) y eólicas. Finalmente, sedimentitas clásticas triásicas, jurásicas, cretásicas y terciarias. En el triásico superior presenta el basalto de Entre Ríos. Recursos Económicos.- En la cuenca del río Beni, existen yacimientos aluviales de oro y diamante. En las sierras subandinas se encuentran los campos productores de petróleo y gas, constituyéndose en el puntal de la economía del país. 9.9.- CORDILLERA ORIENTAL Y CENTRAL Ubicación Y límites.- Regiones morfoestructurales denominadas también “Bloque Paleozoico” se encuentran ubicadas entre el Altiplano por el oeste y las Sierras Subandina. por el este. Su extensión longitudinal abarca desde la frontera peruana hasta la Argentina. Rasgos Principales.- A diferencia de las Sierras subandinas en este sector existe una mayor intensidad de fallamiento y plegamiento, así como una notoria inversión de relieve es decir que los anticlinales corresponden por lo general a los valles y los sinclinales a los altos estructurales. Esto se explica por una intensa actividad erosiva posterior al plegamiento y al fallamiento; la posterior actividad tectónica y erosiva sería la responsable de la actual inversión del relieve Estratigrafía.- Las unidades estratigráficas mas antiguas pueden ser observadas al sur junto a la frontera Argentina, donde rocas precámbricas, cámbricas y del ordovícico inferior afloran en extensas regiones. Rocas del ordovícico medio y superior, así corno las que corresponden al silúrico y devónico, se hallan ampliamente difundidas por toda la cordillera oriental representadas por sedimentitas marinas muy fosilíferas. Sedimentos del carbónico y pérmico se hallan mayormente circunscritos a la parte central y norte; las pérmicas en facies clásticas-calcáreas (Fm. Copacabana) y la Fm. Vitiacua (calcárea) al oeste de Tarija como la prolongación de los afloramientos subandinos de esa edad. Recursos Económicos.- La mayor parte de la actividad minera del país esta circunscrita a rocas de este sector morfoestructural de donde proviene la mayor parte de nuestra producción de estaño, wólfran bismuto, cinc, plata y otros minerales. Yacimientos no metálicos, son también de importancia, en especial las calizas pérmicas y cretácicas, yacimientos de crocidolita (asbesto) y magnesita, están presentes en rocas de probable edad cámbrica en la región del chapare. Baritina se explota en yacimientos de Cochabamba, Oruro y Sucre, como ganga común de depósitos plumbíferos. 9.10.- ALTIPLANO Ubicacíón y límites.- Se encuentra situado en la parte occidental del país, entre, la cordillera oriental y la cordillera occidental y esta circunscrito a los departamentos de la Paz, Oruro, y Potosí.


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Rasgos principales.- Es una extensa cuenca sin desagüe. Su relieve actual podría ser consecuencia de una serie de grandes fallas longitudinales, para1elas entre si que han producido no solo desplazamientos de bloques, sino también rotación de los mismos. A consecuencia de estos movimientos, se habría desarrollado un graben compresional, limitado en sus flancos por bloques escalonados e inclinados. La relación que guarda el relieve con los elementos estructurales es en la mayoría de los casos de primer orden; altos, topográficos que coinciden con el núcleo de los anticlinales, sin embargo, existen bastantes ejemplos de valles que se desarrollan en el núcleo de los anticlinales Estratigrafía.- El altiplano norte esta conformado por rocas ordovícicas, silúricas, devónicas, pérmicas, Jurásicas, cretácicas y terciarias; también se conoce que en la perforación del pozo de. San Andrés, 50 km, al sur del lago Titicaca, se llegó al basamento proterozoico. Las sedimentitas devónicas, y pérmicas no son muy extendidas y están constituidas por conglomerados areniscas y calizas. Las rocas cretácicas están representadas por areniscas, calcáreos fosilíferos y margas, los sedimentos terciarios, por conglomerados y areniscas y por rocas volcánicas (lavas y tobas ignimbríticas). En el altiplano sur, la secuencia estratigráfica corresponde a sedimentitas del ordovícico, silúrico, devónico, cretácico y terciario. Los sedimentos paleozoicos y mesozoicos son similares a los del resto del país, en cambio el terciario esta representado por secuencias sedimentarias clásticas en el borde oriental y mayormente volcánicas en el occidental, existiendo, en las partes intermedias facies mixtas.

Recursos Económicos.- Es aprovechada la sal común de los grandes salares existentes en la región (Uyuni, Coipasa, etc.) así como los boratos y el azufre producido por la actividad volcánica neoterciaria. Yacimientos minerales de cobre (Coro Coro), plata y plumbozinquíferos son también importantes en esta región morfoestructural. 9.11.- CORDILLERA OCCIDENTAL Ubicación y Límites.- Se encuentra circunscrita al margen occidental del territorio Boliviano, entre el altiplano Y la frontera con Chile y Perú. Rasgos principales.- De acuerdo a las últimas teorías sobre tectónica de placas, sería el efecto resultante de la actividad volcánica de la colisión de la placa de Nazca y la placa Sudamericana. Está conformada por una serie de volcanes aproximadamente alineados (Sajama, 6500 m; Payachatas, 6340 m,) recubiertos de nieve eterna. Estratigrafía.- Estaría constituida por sedimentos del terciario superior, recubiertos por lavas y material volcánico del terciario alto y cuaternario, Recursos Económicos.- Principalmente el azufre y los importantes depósitos de boratos. Existen también algunas minas sobre todo de manganeso (mina negra).


Montaño

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H) BIBLIOGRAFÍA

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Geología Tema I Ing. Hugo Salas Montaño _____________________________________________________________________________________________________________________________

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______________________________________________________________________________________________________ La Geología y el Planeta Tierra

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ANEXOS


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3

FIG. 1.4 Distribución de los depósitos glaciarios en el Supercontinente Pangea

FIG. 1.5 Planisferio actual mostrando la distribución de los depósitos galaciarios con cerca de 300 millones de años.


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4

FIG. 1.6 Modelo esquemático de la representación de los límites de las Placas

FIG. 1.7 Mapa que ilustra la dirección de movimiento de las Placas


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5

FIG. 2.1 Hidrología de una cuenca de drenaje.- FIG. 2.2 Modelo Fluvial


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6

FIG. 3.1 Cristal de roca El cristal de roca es una variedad clara del cuarzo que forma cristales independientes.

FIG. 3.2 El Ciclo de las Rocas El ciclo de las rocas ilustra la transformación de cada uno de los tres tipos básicos de rocas (ígneas, sedimentarias y metamórficas) en alguno de los otros dos o incluso de nuevo en su mismo tipo. Los sedimentos compactados y cementados forman rocas sedimentarias que, por efecto del calor y la presión, se transforman en metamórficas; los materiales fundidos y solidificados forman las rocas ígneas.


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7

FIG. 4.1 Intrusiones Igneas

Las intrusiones ígneas, como las mostradas, están formadas a partir de magma de las profundidades de la Tierra; al ascender pueden desplazar rocas existentes más frías. Una de las intrusiones ígneas mayores es el Gran Dique que divide Zimbabue central. FIG. 4.2 Formación y Erupción de un Volcán


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8

FIG. 8.1 Glaciar Perito Moreno - Argentina

ESTA IMPRESIONANTE IMAGEN MUESTRA LA PARTE FRONTAL DEL GLACIAR PERITO MORENO, LOCALIZADO EN EL SECTOR SUROCCIDENTAL DE LA PROVINCIA DE SANTA CRUZ. CON UN FRENTE DE 5 KM ESTE GIGANTE HELERO DESCIENDE DESDE LAS

ALTAS CUMBRES DE LOS ANDES HASTA EL LAGO ARGENTINO. EN SU AVANCE ATRAVIESA EL CANAL DE LOS TÉMPANOS Y

OBSTRUYE EL DRENAJE DEL BRAZO RICO, TAL Y COMO SE PUEDE OBSERVAR FIG. 8.2 TIPOS DE MORRENAS


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FIG. 8.3 DUNAS

Dunas del desierto de NamibiaDunas del desierto de NamibiaDunas del desierto de NamibiaDunas del desierto de Namibia

EL DESIERTO DE NAMIBIA SE EXTIENDE A LO LARGO DE TODO EL LITORAL DEL PAÍS. LAS CORRIENTES ATLÁNTICAS HACEN QUE LA TEMPERATURA DEL DESIERTO SEA RELATIVAMENTE FRESCA Y SECA. LA FRANJA MERIDIONAL, RICA EN MINERALES, SE UNE CON EL DESIERTO DEL KALAHARI.

Dunas próximas a Riad, Arabia Saudí LA MAYOR PARTE DE ARABIA SAUDÍ ES UN ENORME DESIERTO. LA CAPITAL Y MAYOR CIUDAD DEL PAÍS, RIAD, SE ENCUENTRA ENTRE VARIOS OASIS EN UNA MESETA ÁRIDA Y ROCOSA EN EL CENTRO DEL PAÍS. LAS DUNAS CERCANAS A LA CIUDAD, EN LA IMAGEN, SON UN RASGO CARACTERÍSTICO DE LA MESETA CENTRAL, UN ÁREA CON ESCASA VEGETACIÓN.

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