Tema 1. Estructura y composición de la Tierra.
Para conocer los procesos que tiene lugar o que se han desarrollado a lo largo del tiempo en nuestro planeta es conveniente el conocimiento de su constitución. Los materiales situados próximos a la superficie podemos conocerlos directamente obteniendo las muestras necesarias. Esto sólo podemos hacerlo en las zonas muy superficiales ya que, mediante sondeos, la máxima profundidad que se ha alcanzado es de unos 13 km., lo que, comparado con el radio terrestre, es muy poco. Por ello, se ha tenido que recurrir a la utilización de métodos indirectos que nos permitan deducir las características de los materiales del interior de la Tierra.
Los principales métodos que podemos utilizar son los siguientes:
Densidad. Podemos conocer el valor de la densidad de los materiales de la Tierra en su conjunto, puesto que sabemos su masa y su volumen. Este valor es de unos 5,5 g/cm3, pero cuando calculamos la densidad de los materiales que están directamente a nuestro alcance, y que son lo que se encuentran en las zonas más superficiales, obtenemos un valor medio de 2,8 g/cm3. Si la densidad de toda la Tierra es de 5,5 g/cm3 y la de la superficie es de 2,8 g/cm3, tendremos que admitir que los materiales situados en el interior han de ser más densos que los más superficiales. Por otra parte, esto se corresponde, desde una consideración simple, con la distribución que había tenido lugar en los primeros tiempos de la formación de la Tierra cuando, al ser un cuerpo en estado fluido que se iría enfriando, los componentes materiales se distribuirían de modo que los más densos se dispondrían en el interior.
Rotación. Es un método que viene a confirmar lo anterior. Del movimiento de rotación conocemos cuál es su valor. Si construimos modelos terrestres homogéneos y calculamos su velocidad de rotación obtenemos valores que se apartan mucho del valor real, pero si estos modelos los modificamos utilizando materiales más densos en el interior podemos acercarnos a ese valor real.
Meteoritos. Se han encontrado en la superficie terrestre fragmentos de tamaños variables del espacio exterior terrestre. Estos fragmentos no son homogéneos sino que presentan tres tipos:
a) Sideritos, constituidos fundamentalmente por compuestos de hierro
b) Siderolitos, constituidos fundamentalmente por compuestos de
magnesio
Estos tres tipos se pueden asimilar con la composición que, parece ser, presentan las tres capas que forman la estructura terrestre.
c) Aerolitos o lititos, predominantemente de silicatos de aluminio
Gradiente geotérmico. A partir de la superficie terrestre la temperatura aumenta en profundidad los 3º cada 100 m., lo que se conoce como gradiente geotérmico. Este aumento no se mantiene constante hasta el centro de la Tierra puesto que, si esto fuera así, se alcanzarían temperaturas próximas a los 200.000º, lo que es imposible, interviniendo otra serie de factores que limitan este aumento. El aumento de temperatura puede ser debido al calor residual o a la presencia de materiales radioactivos.
Gravedad. El valor de la aceleración de la gravedad terrestre medida en el ecuador es de 9,8 m/s2. Este valor aumenta ligeramente hacia los polos y es mayor en las áreas oceánicas que en las continentales. Cada punto de la Tierra, según su situación, tendrá un valor teórico de gravedad. Si el valor real se aparta del teórico, decimos que existe una anomalía gravitatoria, que podrá ser positiva (si el valor es mayor que el teórico) o negativa (en caso contrario). La causa de estas anomalías es la presencia de materiales de muy alta o muy baja densidad, lo que nos permite localizar su situación aunque sólo podamos hacerlo para materiales no muy profundos.
Magnetismo. Existe un magnetismo terrestre cuyo origen se encuentra en la constitución de los materiales del interior de la Tierra. Este magnetismo hace que se genere un campo magnético con un polo positivo próximo al polo norte geográfico y un polo negativo próximo al polo sur geográfico, aunque no coinciden los polos magnéticos y geográficos. Además, la situación de los polos magnéticos no es invariable, habiéndose modificado su situación a lo largo del tiempo incluso invirtiéndose la polaridad. El valor del magnetismo en un punto cualquiera se expresa mediante la intensidad, la declinación y la inclinación magnéticas. El valor real puede apartarse del valor teórico existiendo, entonces, anomalías magnéticas positivas o negativas, permitiéndonos la localización de masas de diferente intensidad magnética.
Ondas sísmicas. Es el método que nos va a proporcionar el mayor número de datos y nos va a permitir establecer la presencia de las diferentes capas que constituyen la estructura de la Tierra. Las ondas sísmicas, como su nombre indica, se originan cuando se produce un sismo o terremoto, bien natural o bien artificial mediante una explosión colocada. Cuando se produce el terremoto, se originan tres tipos de ondas: longitudinales o primarias (P), transversales o secundarias (S) y superficiales.
Estas ondas viajan por el interior de la Tierra (excepto las superficiales) formando trenes de ondas que se reflejan y se refractan siguiendo las leyes normales según la naturaleza de los materiales, fundamentalmente de la elasticidad y densidad de éstos o bien de su rigidez y comprensibilidad; a mayor rigidez mayor velocidad y a mayor densidad menor velocidad.
a) Ondas P. Son las más rápidas y, por tanto, las primeras en llegar a los registros. La vibración de las partículas en estas ondas es en la misma dirección de la propagación. Se transmiten en todos los medios, tanto sólidos como fluidos. Su velocidad de propagación viene dada por -->[Author:S0]˜(I+4R/3)/D, donde: I = incompresibilidad, R = rigidez y D = densidad.
b) Ondas S. Son más lentas que las P. La vibración de las partículas es perpendicular a la dirección de propagación. Solamente se transmiten por medios sólidos y su velocidad viene dada por R/D.
Estructura de la Tierra
Mediante el estudio de la propagación de las ondas sísmicas se ha conseguido establecer la existencia de una serie de capas que constituyen la estructura interna de la Tierra. Cuando se produce un terremoto o provocamos una explosión se originan ondas P, S que se propagan hacia el interior. Las ondas P viajan a una velocidad de unos 6,8 Km./s, mientras que las ondas S viajan a unos 3,5 Km./s.
Esta velocidad se mantiene prácticamente constante hasta una profundidad media de unos 35 Km. Esta profundidad no es la misma en todas las zonas: mientras en las áreas oceánicas no llega a superar los 8 Km., en las áreas continentales puede llegar a ser de más de 60 Km. Cuando las ondas P llegan hasta esta profundidad tiene lugar un cambio brusco en su velocidad de propagación, pasando a 8,1 Km./s. Como la velocidad de propagación depende de la naturaleza de los materiales, este cambio brusco
significa que se ha pasado de unos materiales a otros cuya constitución es muy diferente, por lo que a dicha profundidad situamos una discontinuidad, que es la de Mohorovicic. La parte de la Tierra situada por encima de la discontinuidad de Mohorovicic constituye la corteza, que es la primera capa estructural.
A partir de la discontinuidad de Mohorovicic, la velocidad de las ondas P va aumentando aunque lentamente y de un modo progresivo llegando a alcanzar los 13,6 Km./s a los 2.900 Km. de profundidad. En este momento se produce nuevamente un cambio brusco en la velocidad de propagación de las ondas, que desciende hasta los 8,1 Km./s. Este cambio brusco nos permite situar una nueva discontinuidad, llamada discontinuidad de Gutenberg. La parte de la Tierra comprendida entre las dos discontinuidades es el manto, que constituye una nueva capa estructural. Dentro del manto y a unos 1.000 Km. de profundidad se produce una variación en la velocidad de propagación aunque no de un modo muy brusco, por ello situamos aquí una discontinuidad de segundo orden llamada discontinuidad de Repetti, que no está admitida por todos. La existencia de esta discontinuidad permite el considerar un manto superior (situado por encima de ella)
y un manto inferior (por debajo). Dentro del manto superior se puede apreciar otra alteración a una profundidad de unos 150 Km., donde se produce un considerable descenso en la velocidad de las ondas P mientras las ondas S casi desaparecen, deduciéndose de esto la existencia de una capa donde los materiales deben encontrarse en un estado semi-fundido. Esta capa de baja
velocidad del manto es la astenosfera.
A partir de la discontinuidad de Gutenberg se encuentra la zona central de la Tierra que constituye el núcleo, que es la última capa estructural. Cuando las ondas llegan al núcleo, la velocidad de las ondas P desciende mientras las ondas S desaparecen; este hecho nos permite deducir que, al menos, la parte externa del núcleo es líquida ya que las ondas S únicamente se transmiten por medios sólidos. A una profundidad de 5.120 Km. se produce un nuevo cambio en la velocidad, que aumenta hasta los 10,3 Km./s, por lo que encontramos una nueva discontinuidad de segundo orden llamada discontinuidad de Lehmann-Wiechert. Esta discontinuidad divide al núcleo en externo e interno.
Modelo dinámico de la Tierra
Además, del modelo estructural podemos considerar la existencia de un modelo dinámico. La presencia de la astenosfera, constituida por materiales semi-fundidos de gran plasticidad, permite un desplazamiento de los materiales situados por encima, de modo que esto nos permite considera una distribución de las capas diferente aunque próxima al modelo estructural:
La zona situada por encima de la astenosfera y que comprende la corteza y parte del manto superior constituye la litosfera.
A continuación se encuentra la astenosfera y por debajo la mesosfera, que comprende el manto superior por debajo de la astenosfera y el manto inferior.
Por último, la endosfera, que comprende el núcleo.
Características de las capas estructurales
- La corteza es la capa de menor volumen y la más superficial, siendo la más importante para nosotros puesto que en ella se manifiestan todos los fenómenos geológicos. Se pueden diferenciar tres tipos de corteza: continental, oceánica e intermedia.
a) Corteza continental. Forma las áreas continentales y la plataforma continental, que es la parte del continente que se extiende bajo el océano con extensión variable dependiendo del tipo de costa hasta una profundidad aproximada de 200 m.
La estructura de la corteza continental presenta en la vertical tres capas:
1.- capa sedimentaria, formada por materiales sedimentarios más o menos transformados y con espesores variables que pueden llegar a los 3.000 m.
2.- capa granítica, formada por materiales cuya composición es fundamentalmente de silicatos de aluminio, por lo que también se le llama sial. Las rocas predominantes son las de la familia de los granitos, así como rocas metamórficas
3.- capa basáltica. La composición de los materiales de esta capa es fundamentalmente de silicatos de magnesio, por lo que también se le llama sima. Las rocas predominantes son basaltos, gabros y dioritas.
Entre el sial y el sima, a unos 17 km., se encuentra una discontinuidad de segundo orden, que es la de Conrad.
También, en la horizontal, se pueden distinguir varias zonas tales como los cratones y las cordilleras orogénicas.
· Los cratones constituyen las zonas estables de los continentes, formadas por los escudos y las plataformas. Los escudos se han originado por la erosión de antiguas cordilleras correspondiendo fundamentalmente a las zonas centrales de éstas, por lo que abundan en ellos las rocas metamórficas y magmáticas. Las plataformas son zonas sin relieve que pueden presentar una capa sedimentaria poco deformada.
· Las cordilleras orogénicas constituyen las cadenas montañosas más recientes. Presentan una orientación predominantemente norte-sur o este-oeste. En estas zonas, el sial presenta un gran espesor que puede llegar a los 60 km. debido a que se encuentra enraizado en el sima. También tiene lugar una separación poco nítida entre el sial y el sima de modo que la discontinuidad de Conrad es difícil de localizar y frecuentemente no aparece.
b) Corteza oceánica. Se puede diferenciar una corteza abisal, corteza de las dorsales oceánicas y corteza de mares interiores.
1.- Corteza abisal, corresponde a los grandes fondos oceánicos.
Presenta una capa sedimentaria de poco espesor que no supera los 300 m. y que disminuye hacia el interior del océano, y, por
debajo, el sima, en el que se puede diferenciar un sima superior constituido por basaltos con algunos sedimentos intercalados y un sima formado por gabros.
2.- Corteza de las dorsales. Estas alineaciones montañosas submarinas recorren las zonas centrales de los océanos, no presentan capa sedimentaria y su constitución es solamente de basaltos.
3.- Corteza de mares interiores. La única diferencia con la corteza abisal es la presencia de una capa sedimentaria de mayor potencia que puede llegar a alcanzar los 3.000 m.
c) Corteza intermedia. Existen algunas en la Tierra constituidas por conjuntos de islas dispuestas en arco con la concavidad hacia el continente más próximo que constituyen los llamados arcos insulares, donde la corteza continental tiene un gran espesor pero no es la misma que la del continente más cercano, por el contrario, la corteza oceánica tiene muy poca potencia. Estas formaciones, para muchos autores, corresponden a la etapa
intermedia de la evolución del geosinclinal.
Composición de la Tierra
· En la corteza terrestre se encuentran, prácticamente, todos los elementos del sistema periódico aunque en muy diferente porcentaje. Existen una serie de elementos que abundan más del 1% y que se denominan elementos geoquímicos. Estos elementos son oxígeno, silicio, aluminio, hierro, calcio, sodio, potasio y magnesio; de ellos, el más abundante es el oxígeno, que llega casi al 50%. Estos elementos no se encuentran aislados sino que se combinan entre sí. Como el más abundante es el oxígeno y además tiene mayor afinidad química, los compuestos que más fácilmente se formarán serán óxidos de los distintos elementos, preferentemente de silicio. Estos óxidos podrán combinarse formando compuestos más complejos que son los minerales. Si los más abundantes son los que contienen silicio, los más abundantes serán los silicatos. Siempre que exista sílice se formarán silicatos; cuando no esté presente se formarán los demás compuestos. Los minerales se agrupan de modo natural originando las rocas que son las unidades estructurales de la corteza.
· La constitución del manto es más difícil de establecer. Para la mayoría, el manto está constituido, al menos en su parte superior, por rocas llamadas peridotitas. Otros, sin embargo, piensan que puede estar constituido por eclogitas y dunitas. Esta constitución se deduce considerando la velocidad de propagación de las ondas. A favor de las peridotitas está el hecho de que se han encontrado rocas de este tipo en las zonas correspondientes a la parte central de las cordilleras, que serían de mayor profundidad y las peridotitas podrían proceder del mar.
· La composición del núcleo se piensa que es de hierro y níquel, de ahí que también reciba el nombre de nife; esta constitución se deduce por la velocidad de las ondas y está, además, de acuerdo con una distribución por densidades de los elementos en la Tierra.
Si, considerando únicamente la corteza, el elemento más abundante era el oxígeno, considerando toda la Tierra el primer lugar lo ocupa el hierro.
Clasificación y diferenciación geoquímica
La distribución de los elementos en la Tierra no se ha realizado únicamente por sus densidades con una distribución gravimétrica sino que también intervienen las afinidades químicas de los diferentes elementos que está relacionada con su estructura atómica. De acuerdo con esto, se pueden agrupar los elementos según su afinidad en siderófilos (con afinidad para el hierro metálico), calcófilos (afinidad para formar sulfuros), litófilos (afinidad para formar silicatos) y atmófilos (para encontrarse en la atmósfera). Esta distribución no es estricta y un determinado elemento puede encontrarse en más de un grupo.
En cuanto a la diferenciación geoquímica han existido varias etapas relacionadas con la disposición de los elementos a lo largo del tiempo. En su origen, la Tierra fue un cuerpo incandescente en estado fundido con temperaturas muy elevadas. Al producirse su enfriamiento y llegar a unos 3.000º sería posible la existencia de elementos aislados no combinados. Al continuar el descenso de la temperatura se produciría una distribución de estos elementos de acuerdo con las afinidades químicas que poseen diferenciándose, en esta etapa, la corteza, el manto y el núcleo constituyendo la diferenciación geoquímica primaria.
Cuando la temperatura descendió a los 2.000º, en las zonas más superficiales, que se enfriarían antes, se formarían cristales que hubiesen permanecido estables sino hubiese movimientos pero, al no ser así, se producirían refundiciones. Continuando este proceso llegaría a formarse una capa sólida que constituiría la corteza primitiva siendo el comienzo de los tiempos geológicos hace unos 4.500 millones de años. Posteriormente, a temperaturas inferiores a 1.000º se diferencian la corteza continental y la oceánica constituyendo la diferenciación geoquímica secundaria.
Tema 2. La materia mineral.
Podemos definir los minerales como sustancias naturales sólidas, inertes, inorgánicas y homogéneas en sus propiedades físicas, químicas y estructurales. Las sustancias minerales pueden presentarse de dos formas: como sustancias amorfas y como sustancias cristalinas.
- Las sustancias amorfas son aquellas en las que las partículas materiales se encuentran distribuidas al azar de modo que no existe una disposición regular, por lo que las distancias entre ellas son variables en todas las direcciones. Esta disposición estructural irregular se manifestará exteriormente de modo que la sustancia no presentará una forma geométrica por lo que se dice que es amorfa.
- Las sustancias cristalinas son aquellas en las que las partículas que las constituyen presentan una disposición interna regular, de modo que no se disponen al azar sino que ocupan un lugar determinado en la estructura interna de la sustancia. Las distancias entre las partículas se mantienen constantes en una dirección determinada. En las sustancias cristalinas puede suceder que la disposición regular del interior no se manifieste exteriormente pero también puede suceder que esta disposición interna regular transcienda al exterior formando un poliedro con una forma geométrica determinada. En este caso, la sustancia se dice que está cristalizada o que se ha formado un cristal, para la cual es necesario que existan las condiciones apropiadas de espacio, tiempo y reposo.
La distinción entre sustancias amorfas y cristalinas puede realizarse mediante el estudio de la curva de solidificación y la isotropía. En las sustancias amorfas la curva de solidificación no presenta inflexiones, mientras en las sustancias cristalinas la curva presenta dos puntos de inflexión que corresponden al principio y al final de la cristalización entre los cuales la temperatura se mantiene constante. Esto es debido a que en ese intervalo la pérdida de temperatura se ve compensada por la pérdida de calor que tiene lugar en la cristalización. En cuanto a la isotropía, todas la sustancias amorfas son isótropas lo que significa que sus propiedades físicas no cambian con la dirección. Mientras, las sustancias cristalinas son anisótropas, o sea, que sus propiedades cambian con la dirección.
El cristal
Podemos definir un cristal como una sustancia sólida, homogénea y anisótropa de composición química definida cuyos átomos forman una red tridimensional que transciende al exterior.
El cristal está constituido, por tanto, por una serie de átomos o puntos materiales que se disponen de una modo determinado. Cada uno de estos puntos materiales se denomina nudo. En cualquier dirección que tomemos la distancia entre los nudos se mantiene constante; esta distancia se llama período de identidad. El conjunto de nudos que se disponen en una dirección determinada constituyen una fila reticular. El conjunto de filas reticulares constituyen un plano reticular. La porción de plano reticular limitada por cuatro filas reticulares paralelas dos a dos que se cortan entre sí forman una malla, que siempre será un polígono. La repetición de planos reticulares en tres dimensiones constituye una red cristalina. En la red puede delimitarse una porción mediante seis planos paralelos dos a dos que se corten entre sí formando una celdilla.
El cristal presenta dos características fundamentales: la periodicidad y la simetría. La periodicidad es la repetición que tiene lugar en una determinada dirección. La simetría es la repetición que se realiza por la presencia de unos elementos de simetría que son eje, centro y plano, actuando por separado o en conjunto.
La celdilla más simple que se puede formar se denomina celdilla fundamental y es la que, al repetirse indefinidamente, da origen a todo el cristal. Siempre tiene una forma poliédrica. Podemos definir la celdilla elemental mediante tres parámetros que son las distancias más cortas entre dos nudos consecutivos de tres filas reticulares que no están en el mismo plano y los ángulos que forman los parámetros entre sí. En la práctica, sólo son posibles siete posiciones desde el punto de vista geométrico, que van a constituir las siete redes cristalinas que definen los siete sistemas cristalográficos. A partir de estas siete posiciones, podrían ampliarse con el aporte de nuevas partículas el número de redes espaciales, que podría ser indefinido pero en la práctica sólo existen catorce posiciones que conserven la periodicidad y la simetría constituyendo las redes de Bravais.
Forma y hábito de los cristales
La forma externa del cristal es un poliedro reflejo de su configuración interna de modo que las caras corresponderían a planos reticulares, las aristas a filas reticulares y los vértices serían nudos. Por ello, un mineral cristaliza siempre de la misma manera, sin embargo puede suceder que una sustancia cristalice en más de una forma, denominándose a este hecho hábito.
En un cristal pueden aparecer alteraciones después de haberse originado como el truncamiento o sustitución de un vértice por una cara, biselamiento o sustitución de un ángulo diédrico por otro y apuntamiento o sustitución de las caras de un vértice por otras.
Elementos cristalográficos
Para situar las caras de un cristal en el espacio se utilizan tres ejes de referencia que se cortan en el interior del cristal en un punto que se considera como origen, constituyendo los ejes cristalográficos. Estos ejes se toman paralelos a las aristas de la celda unidad, por lo que coinciden con ejes de simetría cuando existen. Los ejes se denominan X (anteroposterior), Y (transversal), Z (vertical). En cada eje, partiendo del origen, consideramos una parte positiva y otra negativa. Los parámetros que corresponden a cada eje se denominan, respectivamente, a, b, c. Los ángulos que forman entre sí se denominan alfa (bc), beta (ca) y gamma (ab). Un parámetro significa la distancia a la que una cara real o posible del cristal corta al sistema de ejes o a su prolongación; la cara puede cortar a uno, dos o tres ejes.
Leyes fundamentales de la cristalografía
Existen dos leyes fundamentales:
1ª Ley de la constancia de los ángulos diedros. Los ángulos que forman entre sí dos caras de una determinada especie mineral se mantienen siempre constantes.
2ª Ley de la racionalidad de los índices. La relación entre los parámetros de dos caras reales o posibles del cristal son siempre números racionales generalmente sencillos. La importancia de esta ley radica en que, de acuerdo con ella, se limita el número de caras reales en los cristales ya que sólo serían posibles las que están situadas a unas distancias determinada que cumplan la relación.
Notación de las caras
Para denominar las caras de un cristal se utilizan unos símbolos que constituyen los llamados índices de Miller, que se representan como (h k l) y significan las distancias a las que las caras cortan a los ejes cristalográficos. Los índices de Miller se obtienen a partir de los coeficientes de Weiss, expresados según la relación ma:nb:pc, donde m, n, p son los parámetros numéricos de la cara y a, b, c las constantes de la celda unidad. A partir de aquí, para obtener los índices de Miller se hallan los inversos de los coeficientes, su mínimo común denominador y se multiplica por él.
Simetría
Se entiende por simetría la regularidad que se observa en la disposición de los objetos o de sus partes en el plano o en el espacio. Existirá también simetría cuando podamos hacer coincidir un determinado motivo de un objeto consigo mismo. En cristalografía, la simetría existe por la presencia de los elementos de simetría que son los planos, los ejes y el centro, que dan origen a unas determinadas operaciones de simetría actuando por separado o combinados entre sí.
- Operaciones de simetría
a) Reflexión. Si existe un sistema de puntos que puede ser reflejado como en un espejo a través de un plano, éste será un plano de simetría y se le denomina m.
b) Rotación. Si hacemos girar un cristal a través de un eje y en este giro un motivo se repite un número determinado de veces, el eje es un eje de simetría. El eje de simetría viene dado por un orden que indica el ángulo de giro que debemos efectuar para que se repita el motivo. Este ángulo resulta del cociente entre un giro completo (360º) y n (número de veces que se repite el motivo). De acuerdo con esto, los ejes de simetría pueden ser: binarios (con ángulo de 180º), ternarios (ángulo de 120º), cuaternarios (90º) y senarios (60º). Los ejes se denominan bien mediante un número (1,2,3,4,6) o mediante la letra e y el número como exponente.
c) Inversión. Es una operación parecida a la reflexión pero, en este caso, la operación se realiza a través de un punto llamado centro, de modo que el motivo se presenta invertido.
· Ejes de inversión. Es la combinación entre un eje de simetría y un centro de inversión, actuando conjuntamente. Los ejes de inversión se denominan igual que los ejes de simetría con un guión encima.
- Clases de simetría
Los cristales que poseen los mismos elementos de simetría se agrupan en una determinada clase de simetría. Las diferentes clases de simetría se obtienen combinando entre sí los diferentes elementos de simetría, de modo que tomamos los diferentes ejes según su orden y los combinamos con el centro y con los planos. Todas las posibles combinaciones que podemos realizar vienen expresadas de esta manera:
n (1,2,3,4,6)
n+centro=ñ
n+eje binario=2n
n+plano normal=n/m
n+plano paralelo=nm
ñ+plano paralelo=ñm
n+plano normal+plano paralelo=n/mm
- Sistema cristalinos
Las 32 clases de simetría se agrupan en 7 sistemas cristalinos, cada uno de los cuales está caracterizado por una determinada celdilla elemental. De este modo, cada sistema tiene unas determinadas relaciones paramétricas que son las que le corresponden a su celdilla. Estos sistemas son:
a) Triclínico: aðbðc
ððððγ
b) Monoclínico: aðbðc
ð=γ=90ºðð
c) Rómbico: ððððð
ð=ð=γ=90º
d) Tetragonal: a=bðc
ð=ð=γ=90º
e) Trigonal y Hexagonal: a=bðc
ð=ð=90º; γ=60º ó 50º
f) Cúbico regular: a=b=c
ð=ð=γ=90º
Proyección estereográfica
La representación en el plano de las caras de un cristal puede hacerse por diferentes medios. El más utilizado es la proyección estereográfica. Para realizar esta proyección se considera el cristal situado en el centro de una esfera. De los infinitos radios de la esfera existirá uno que sea normal a una cara del cristal. La intersección de este radio con la superficie de la esfera originará un punto que será la proyección esférica de esa cara. Si unimos este punto con el polo del hemisferio opuesto, la intersección con el plano ecuatorial origina un punto que es la proyección estereográfica. Cuando la cara es paralela a uno de los ejes de la esfera, la proyección estereográfica coincide con la proyección esférica.
De acuerdo con la ley de racionalidad de los índices, las posibles infinitas caras de un cristal quedan reducidas a solamente aquellas que cumplen dicha ley. Todas las caras del cristal podemos obtenerlas mediante la actuación de los elementos de simetría partiendo de las posiciones originales de una cara determinada y completando, de este modo, las demás caras. Los cristales pueden constituir formas cerradas, cuando todas las caras son iguales y se han originado del mismo modo, y formas abiertas, cuando es la combinación de varias figuras. Las formas que pueden adoptar las caras son: pedión (que es una cara aislada), pinacoide (dos caras simétricas con relación a un centro), esfenoide (dos caras simétricas respecto a un eje), domo (dos caras simétricas respecto a un plano) y prisma (conjunto de caras que se repiten respecto a un eje).
La situación de las caras de un cristal en relación a los ejes solamente son posibles en siete posiciones.
En cada sistema, la posición de la proyección de cada cara es diferente puesto que poseen diferentes elementos de simetría. A partir de la posición de las caras en cada una de las clases de simetría podremos obtener todos los cristales posibles en el sistema.
Formación de los cristales
Los cristales pueden originarse mediante tres procesos: a partir de disoluciones, a partir de fundidos o a partir de gases.
En disolución, se encuentran gran número de sustancias que, en principio, pueden cristalizar, sobre todo disueltas en agua aunque también en otros disolventes en mucha menor proporción. Para que tenga lugar la cristalización es preciso que se produzca un descenso constante de la temperatura, de modo que los átomos de las sustancias disueltas puedan situarse de un modo adecuado en los lugares correspondientes de la red cristalina. El descenso de temperatura no puede tener lugar de un modo brusco sino que ha de ser graduado.
El origen a partir de un fundido es el más frecuente y el proceso es parecido al anterior. Se tiene que producir un descenso gradual de la temperatura para que disminuya la agitación térmica entre las partículas, de modo que la fuerza de atracción entre ellas sea superior a la agitación, ya que, en caso contrario no existe la estabilidad suficiente para que las partículas se sitúen en el lugar apropiado. Cuando se forman cristales con este método es importante el que exista espacio suficiente durante la cristalización de todo el fundido, lo que no sucede frecuentemente, por lo cual, los minerales de más alto punto de fusión que cristalizan en primer lugar pueden formar cristales más perfectos que los que cristalizan con posterioridad, puesto que cuando lo hacen éstos, están condicionados por la presencia de los que han cristalizados anteriormente.
Cuando la cristalización se produce a partir de gases mediante la sublimación, no se originan cristales regulares ya que, al ser el proceso instantáneo, no hay tiempo suficiente para que las partículas se dispongan adecuadamente, con lo cual las formas de cristalización son irregulares, ramificadas, sin una disposición poliédrica. Para que se formen buenos cristales se necesitan fundamentalmente tres condiciones: espacio, tiempo y reposo.
Los cristales se originan a partir de unidades submicroscópicas que constituyen los gérmenes cristalinos sobre los cuales se van a incorporar nuevas partículas nuevas partículas posibilitando el crecimiento del cristal. Cuando una partícula se incorpora a la red cristalina, tenderá a situarse en una posición en la que tenga la máxima estabilidad y por tanto sea mayor la atracción de las partículas que la rodean. Esto hace que, en teoría, el crecimiento del edificio cristalino se realice de modo que no se forma un nuevo plano hasta que esté completo el anterior.
Hemos de considerar las diferencias que existen entre el cristal ideal y el cristal real. El cristal ideal, en la práctica, no es posible puesto que sería aquel en el que los átomos de la red se dispusieran todos en el lugar correspondiente y las cargas positivas y negativas estuvieran totalmente compensadas, lo cual no puede suceder jamás ya que la existencia de caras en un cristal significa una interrupción en la red, con lo que existiría constantemente cargas libres, permitiendo un desplazamiento permanente de partículas con carga. Por ello, hemos de referirnos al cristal real en el que están presentes una serie de imperfecciones que posibilitan el desarrollo del cristal. Las imperfecciones más interesantes son las dislocaciones, las posiciones vacantes y los átomos intersticiales.
Las dislocaciones consisten en la presencia dentro de la estructura cristalina de planos permanentemente desplazados, con lo que existirá constantemente un escalón donde la reacción entre las partículas es mayor y donde se irán disponiendo nuevos átomos; esto hace que el crecimiento sea de forma helicoidal.
Las posiciones vacantes, llamadas defectos de Schottky, consisten en la presencia constante de un hueco entre las cargas como consecuencia de un deslizamiento de una de las cargas, permitiendo, de este modo, la incorporación de nuevas partículas.
En cuanto a los átomos intersticiales o defectos de Frenkel, se deben a que una carga se desplaza de su posición situándose en una zona intermedia y llevando consigo este hecho la presencia de un hueco.
La formación de las diferentes caras en un cristal está condicionada por la ley de la racionalidad de los índices, que limita el número de caras posibles en un cristal. En el crecimiento del cristal, el aporte de nuevas partículas no se realiza igual en todas las direcciones, por lo que será diferente el desarrollo de las distintas caras. Las primera que se formen serán aquellas que presenten menor densidad reticular, mientras que las de mayor densidad se desarrollarán más lentamente, aunque las caras reales serán, precisamente, las de mayor densidad ya que, por esto, serán más estables, mientras, las que presentan densidad pequeña tendrán poca estabilidad y podrán desaparecer siendo sustituidas por las otras.
Agrupaciones cristalinas
Normalmente no existe un único germen cristalino aislado que dé origen a un solo cristal, sino que, en un mismo lugar, existirán varios gérmenes que se desarrollarán originándose un conjunto de cristales que guardarán o no entre sí unas determinadas relaciones cristalográficas. Cuando entre los cristales no existe ninguna relación, se trata de agrupaciones irregulares, que no tienen importancia, mientras que cuando existe algún tipo de relación entre los cristales se originan las agrupaciones regulares. Las agrupaciones regulares están constituidas por dos o más cristales de la misma o de diferente especie que tienen en común algún elemento de simetría; comprenden las formaciones paralelas y las maclas.
Las formaciones paralelas están constituidas por una serie de cristales de la misma especie que tienen en común caras, aristas y vértices, formando entre ellos un cristal único de gran tamaño.
Las maclas son asociaciones cristalinas de dos o más individuos que muestran posiciones perfectamente determinadas y que quedan definidas por elementos cristalográficos que se mantienen constantes. En las maclas, los cristales que las constituyen pueden hacerse coincidir por un elemento de simetría cuya existencia define la macla; hay que tener en cuenta que el elemento de simetría no puede ser en ningún caso un plano que coincida o sea paralelo a una cara del cristal, puesto que en este caso lo que tendríamos es un cristal único simétrico con respecto al plano. Tampoco es posible un eje de simetría de orden par puesto que, en este caso, sucedería lo mismo que en el anterior. Normalmente las maclas están formadas únicamente por un par de individuos, pero en ocasiones pueden agruparse tres o más individuos, denominándose en este caso polisintéticas. También, en ocasiones, al constituirse la macla agrupándose varios cristales se produce un aumento de simetría de modo que ésta es superior a la del cristal aislado. En este caso se dice que existe mimetismo.
- Tipos de maclas
De acuerdo con los elementos de simetría, las maclas pueden ser:
· Según la posición del plano (plano de composición) situado entre los ejemplares de la macla:
si está determinado por una superficie plana regular, la macla se llama de contacto
si la superficie es irregular se llama de penetración
· Según la posición de los ejes pueden ser:
normales, si el eje es normal a una cara
paralelas, si el eje es paralelo a un arista real o posible
complejas, si el eje es normal a una arista
· De acuerdo con su origen las maclas pueden ser:
de crecimiento, se forman cuando dos gérmenes cristalinos se encuentran muy próximos entre sí, de modo que al desarrollarse lo hacen conjuntamente formando la macla; también puede suceder que exista un único germen cristalino que durante el crecimiento forme dos cristales
maclas de transformación, se originan cuando la estructura cristalina de un cristal sufre transformaciones como consecuencia de variaciones físico-químicas, apareciendo en diferentes zonas del cristal modificaciones que no llegan a poder constituir un nuevo ejemplar independiente sino que se desarrollan al mismo tiempo constituyendo la macla
maclas de deformación, se originan cuando, por una acción mecánica, tiene lugar una deformación de la red cristalina aunque sin llegar a la fracturación.
Cuando se desarrollan juntas sustancias de diferentes especies minerales, normalmente no existe una relación entre los cristales que originan, pero en algunos casos, y entre determinadas sustancias, puede establecerse una influencia de modo que sí existe una sustancia que actúa como sustrato sobre la cual se desarrollan los cristales de otra sustancia; la presencia del sustrato determina la orientación de los cristales; a este fenómeno se le denomina epitaxia y en casos extremos puede incluso condicionarse la morfología del cristal que se forma.
Cristaloquímica
Trata de establecer la relación entre la composición química de una sustancia y sus propiedades físicas, o sea, la relación entre la estructura interna y la forma externa de los cristales.
Las partículas materiales del cristal están unidas entre sí mediante una serie de enlaces, que pueden ser iónico, covalente, metálico o de Vander Waals.
- Enlace iónico: cuando las partículas materiales del cristal son iones, la unión entre ellas se establece mediante la fuerza electrostática originada por las cargas de los iones. Podemos considerar los iones como pequeñas esferas cargadas positiva o negativamente y por tanto la fuerza de atracción entre ellas vendrá dada por la ley de Coulomb, según la cual esta fuerza es directamente proporcional al producto de las cargas e inversamente proporcional al cuadrado de la suma de las distancias.
Cuando existe enlace iónico, la disposición de las partículas tiende a situarse de modo que se adquiera una configuración esférica disponiéndose el mayor número posible de iones rodeando a otro de carga opuesta. Al mismo tiempo, los iones de distinto signo tienden a alejarse el máximo posible entre ellos y además la suma de las cargas debe ser cero, compensándose las positivas y las negativas.
Al considerar los iones como pequeñas esferas se pueden establecer distancias entre los centros de los iones y como, entre ellos están tangentes, las distancias serán la suma de los radios que denominamos radios iónicos. Según sean los radios iónicos, un ion con una carga determinada podrá rodearse de un número de iones de cargas opuesta, lo que se denomina número de coordinación. De acuerdo con esto, existirán varios tipos de coordinación y así tenemos:
a) coordinación tres, en la que un ion se rodea de otros tres que ocuparían los vértices de un triángulo equilátero
b) coordinación cuatro, un ion central rodeado de otros cuatro que ocuparían los vértices de un tetraedro
c) coordinación seis, un ion central rodeado de otros seis que se disponen en los vértices de un octaedro
d) coordinación ocho, en la que se disponen en los vértices de una cubo
- Enlace covalente: se realiza mediante dos electrones de átomos diferentes que son compartidos de modo que cada átomo proporciona uno de los electrones de su capa externa para formar el "doblete" o par compartido.
- Enlace metálico: es semejante al covalente puesto que también resulta de compartir dos electrones pero, mientras en el covalente los electrones compartidos son siempre los mismos, en el metálico el par de electrones puede ser cualquiera de los que constituyen la sustancia.
- Enlace de Vander Waals: es un enlace muy débil que se establece entre sustancias neutras y que es consecuencia de la presencia de unas fuerzas dirigidas y unas fuerzas inducidas.
Isomorfismo
El isomorfismo significa que sustancias de diferente composición química que deberían presentar distinta cristalización sin embargo van a cristalizar de la misma forma. Esto no quiere decir que lo presenten en general todas las sustancias ya que solamente sucede en casos excepcionales. Como la forma externa del cristal es una consecuencia de su estructura interna, tendremos que buscar en ésta la explicación del isomorfismo. Por tanto, para que dos sustancias sean isomorfas. Lógicamente tendrán que presentar la misma red estructural y por ello los iones que se disponen en dicha red han de tener las mismas características de modo que la sustitución entre ellos no cause una modificación en la red y, de este modo, la estructura se mantenga. Esto sólo es posible si las sustancias poseen el mismo tipo de iones, o sea, tiene una fórmula química muy parecida. Tampoco es suficiente que presenten el mismo tipo estructural, por ejemplo el diamante y la blenda tienen el mismo tipo estructural pero no son isomorfas, debido a que en el diamante todos los iones son del mismo tamaño y en la blenda no. Podemos resumir de este modo las condiciones necesarias para que dos sustancias puedan ser consideradas isomorfas: compatibilidad en el tamaño de las partículas, idéntica red estructural y forma externa semejante.
Polimorfismo
Las sustancias minerales con una composición química determinada presentan una forma de cristalizar que les es características y que es de este modo en cualesquiera condiciones, pero algunas sustancias cristalizan de diferente manera cuando varían las condiciones físico-químicas del medio en el que se originan. Estas sustancias se denominan polimorfas. En el polimorfismo intervienen las condiciones en las que se origina el cristal, por ello la presencia de un polimorfo de una determinada sustancia nos permite deducir las condiciones en que se ha originado. Existe un polimorfismo enantiotrópico, en el que es posible la transformación de una sustancia en otra, o sea, es reversible; y el monotrópico, que no es reversible.
Propiedades físicas de los minerales
Las propiedades físicas son una consecuencia de la estructura interna del mineral de modo que estarán condicionadas por la disposición que adopten las partículas en el mineral.
- Exfoliación
Existe exfoliación cuando al aplicar una fuerza a un mineral, se rompe originando superficies planas. Cuando la exfoliación se realiza originando una serie de láminas se denomina laminar. Cuando el resultado son poliedros se denomina poliédrica. Las superficies de exfoliación corresponden siempre a caras reales o posibles del cristal. También, cuando existe exfoliación, todas las caras paralelas a las superficies de exfoliación son posibles zonas de exfoliación. La explicación a la existencia de exfoliación viene dada por el hecho de que la unión entre las partículas del cristal no es igual en todas las direcciones, por lo que cuando ejercemos una fuerza el cristal se rompe por las zonas más débiles. Otra características es que cuando un mineral presenta exfoliación, todos los ejemplares de dicho mineral también la presentan.
- Partición
Cuando aplicamos una fuerza a un mineral y éste se rompe de forma irregular, es debido a que se crean zonas de mínima resistencia en lugares que no son siempre los mismos. Se diferencia de la exfoliación en que las superficies que se originan no son regulares (planas) ni tampoco tienen siempre la misma posición. Otra diferencia fundamental es que no todos los ejemplares de una sustancia mineral la presentan sino solamente aquellos que tengan zonas de mínima resistencia.
- Fractura
Se presenta cuando un mineral se rompe sin exfoliarse ni partirse. Según su aspecto puede ser concoidea, astillosa, fibrosa, desigual, etc.
- Dureza
Es la resistencia que presenta la superficie lisa de un mineral al ser rayado. El cálculo de la dureza de un mineral se realiza observando la resistencia relativa que ofrece a otros minerales. Para ello se utilizan diez minerales tipo que tienen una dureza determinada mediante los cuales podemos conocer cuál es, aproximadamente, la dureza de un mineral comparándolo con los de la escala, ya que estará comprendida entre el último al que raya y el primero por el que es rayado. Este grupo de minerales constituyen la escala de Mhos, que está formada por: talco, yeso, calcita, fluorita, apatito, ortosa, cuarzo, topacio, corindón y diamante. Como la dureza depende de la disposición de las partículas, puede suceder que un mineral presente distinto grado de dureza según la dirección.
- Tenacidad
Se refiere a las propiedades que dependen de la cohesión entre las partículas como fragilidad, maleabilidad, dúctil, flexibilidad, elasticidad, etc.
- Peso específico
Es la relación que existe entre el peso de una muestra de un mineral y el peso del volumen de agua que desaloja. Es una propiedad que no varía con la dirección y es siempre la misma para un determinado mineral.
- Propiedades ópticas
a) Color. Cuando la luz llega hasta la superficie de un mineral puede suceder:
que la luz atraviese el mineral como si no existiera, entonces es traslúcido
que la luz sea absorbida en su totalidad, será negro
o bien, que parte de la luz sea reflejada, de modo que en este caso el mineral presentará una coloración que corresponde con las longitudes de onda de los rayos reflejados. El color debe observarse en una superficie fresca del mineral ya que si no es así puede haber sufrido alteraciones. También es frecuente que en un ejemplar no se presente el color característico de ese mineral debido a la presencia de impurezas
b) Brillo. Es el aspecto que presente la superficie de un mineral cuando refleja la luz. Puede ser metálico o no metálico y el aspecto vítreo, sedoso, resinoso, alamantino, etc.
c) Raya. Es el color que presenta el polvo fino obtenido al rayar el mineral. Generalmente es constante y no tiene por qué coincidir con el color.
d) Pleogroismo. Es la propiedad que tienen algunos minerales de presentar una modificación en su colocación según la dirección en que reciban la luz.
e) Birrefringencia. Cuando la luz pasa de un medio a otro tiene lugar una refracción desviándose el rayo luminoso. En los minerales, excepto en los que cristalizan en el sistema cúbico, cuando tiene lugar la refracción se originan dos rayos refractados; uno de ellos es el rayo ordinario, que sigue las leyes normales de la refracción y el otro, el extraordinario, que no las sigue. Todo este sucede cuando se utiliza luz polarizada. La birrefracción nos proporciona datos sobre todo en las observaciones al microscopio de los minerales. La birrefracción no se aprecia a simple vista ya que los dos rayos refractados viajan muy próximos entre ellos y el ojo no puede diferenciar las imágenes que nos proporcionan. Existen, no obstante, algunos minerales como el espato de Islandia (calcita) donde la birrefracción es suficientemente acusada para diferenciar las dos imágenes.
En todos los cristales existen, no obstante, una o dos direcciones en las que la luz no sufre ninguna alteración atravesando el cristal sin modificarse. A estas direcciones se les denomina ejes ópticos. Los cristales que tienen un eje óptico se denominan uniáxicos; los que tiene dos ejes ópticos: biáxicos.
- Otras propiedades que pueden presentar los minerales son:
a) la piroelectricidad, si el mineral se carga eléctricamente cuando aumenta la temperatura.
b) la piezoelectricidad, cuando sucede mediante presión.
También hay minerales que poseen magnetismo natural.Tema 3. Procesos geológicos externos.
Aunque aparentemente la superficie de la Tierra se mantiene sin alteraciones, realmente, en ella, se han producido a lo largo del tiempo modificaciones que han alterado el aspecto que presenta a nuestros ojos. Estas modificaciones podemos estudiarlas mediante la observación de los materiales correspondientes a épocas que pueden estar muy alejados de nosotros en el tiempo. Esto puede hacerse si aceptamos el principio del actualismo, según el cual los procesos que han tenido lugar en la Tierra a lo largo del tiempo se han realizado del mismo modo a como sucede en la actualidad, teniendo en cuenta el factor tiempo. El estudio de todos los procesos que se han realizado en la Tierra lo hacemos considerando, en principio, que todos ellos forman parte de un gran ciclo geológico.
Ciclo geológico
El conjunto de los procesos geológicos desarrollados a lo largo del tiempo de un modo continuo que afectan a la superficie terrestre constituyen el ciclo geológico. Se desarrolla en tres etapas:
Orogénesis, comprende todos los procesos que dan origen a la formación del relieve, fundamentalmente las cordilleras.
Cliptogénesis, procesos mediante los cuales tienen lugar la erosión del relieve y el transporte de los materiales resultantes.
Litogénesis, depósito y transformación de los materiales transportados junto a los que proceden del manto.
La denominación de ciclo no significa que se realice una sucesión continua de las distintas fases y que al término de un ciclo comience otro nuevo. Si consideramos la Tierra en su conjunto, el ciclo se está realizando continuamente y en las diferentes zonas se estarán produciendo procesos correspondientes a cada una de las fases. Tampoco significa que una fase determinada no comience hasta que concluye la anterior, ya que están solapadas unas con otras. Para una zona determinada de la Tierra, el ciclo puede estar interrumpido en cualquier momento o haber terminado sin que vuelva a comenzar.
Este concepto de ciclo tiende a no ser considerado siendo sustituido por otros conceptos cuya terminología es más precisa, por lo que se habla más frecuentemente de procesos geológicos externos, que constituyen la geodinámica externa y procesos geológicos internos, que constituyen la geodinámica interna.
Procesos geológicos externos
Son los que tienen lugar en la parte más superficial de la corteza, entre la atmósfera, la litosfera y la biosfera. Tienden a eliminar el relieve suavizando la superficie. Las acciones las realizan los agentes geológicos externos, que actúan mediante tres formas:
- Erosión y meteorización de los materiales que a continuación serán transportados teniendo lugar una alteración mecánica y química de estos materiales.
- Depósito de los materiales transportados en zonas deprimidas de la corteza fundamentalmente en los océanos.
- Formación de sedimentos que serán transformados en rocas sedimentarias.
La energía necesaria para la realización de estos procesos tiene dos fuentes: la radiación solar que permite la existencia de fenómenos atmosféricos y la fuerza de la gravedad que impulsa a los materiales hacia las zonas bajas.
La consecuencia de los procesos externos es la nivelación del terreno eliminando los relieves y rellenando las zonas hundidas.
Los procesos externos se realizan constantemente tanto en el tiempo como en el espacio.
Procesos geológicos internos
Son los que tienen lugar, o al menos se originan, en la zona inferior de la corteza e incluso en el manto. Mediante ellos aparecen nuevas formas y nuevos tipos de materiales. Aunque constituyen unos procesos unitarios, se pueden considerar dos grupos de acciones:
1.- Movimientos. Comprenden los diferentes movimientos que afectan a la corteza. Pueden ser orogénicos, epirogénicos, epirofóricos, sísmicos, eustáticos, de convección del manto,...
2.- Formación de nuevos materiales. Significa la aparición de nuevos tipos de rocas mediante el metamorfismo y el magmatismo. El metamorfismo comprende el conjunto de transformaciones físico-químicas mediante las cuales se forman las rocas metamórficas. El magmatismo es la formación de rocas magmáticas mediante la consolidación de los magmas.
La energía para la realización de los procesos internos la proporcionan el calor interno del planeta procedente del calor residual o de procesos radioactivos o de transformaciones químicas y la gravedad.
Los procesos internos tienden a formar nuevos relieves y son continuos en el tiempo y discontinuos en el espacio.
Modelado del relieve
El aspecto que presenta la superficie terrestre con sus correspondientes accidentes constituye el paisaje. Éste presenta una disposición que es transitoria, ya que constantemente se está modificando a lo largo del tiempo. Estas modificaciones se realizan de modo que podemos observarlas directamente, aunque, al ser muy lentas, aparentemente no presentan alteraciones. A pesar de que es posible observar directamente los cambios en la superficie, hasta finales del s XVIII no se enunciaron teorías que pretendan explicar las modificaciones. Una de las teorías con más aceptación es la del catastrofismo, según la cual los cambios han tenido lugar mediante sucesivas catástrofes, la última de las cuales había sido el diluvio universal, de modo que el paisaje sería el resultado de la acción de las aguas al retirarse. Las teorías catastrofistas fueron rechazadas cuando se enunció el principio del actualismo.
A finales del siglo pasado se enuncia la teoría de Davis, que es la primera que explica las modificaciones de la topografía mediante la acción continuada de los cursos fluviales, pasando por una etapa juvenil, madura y senil. Según esta teoría, el proceso comenzaría con el levantamiento suave de una región, seguido de una etapa de total tranquilidad tectónica. Este levantamiento daría origen a la formación de una altiplanicie, donde se establecerían los cursos de agua aprovechando los desniveles del terreno. Estos cursos se dispondrían perpendiculares a la costa, con una disposición consecuente. En el punto de su desembocadura, existiría una gran diferencia de pendiente, que el río tiende a eliminar mediante su acción erosiva. La erosión se desplazaría desde la desembocadura hacia el nacimiento, mediante un proceso de erosión remontante. De este modo, los ríos se encajarían en el terreno y la superficie inicial quedaría diseccionada por los cursos de agua, originándose un relieve muy abrupto, constituyendo la fase juvenil. Los ríos tienden a conseguir su perfil de equilibrio correspondiente a una etapa en la que no se realiza erosión. Si continua el proceso se irían suavizando los relieves mediante la erosión remontante entrándose en la etapa de madurez, donde las formas de relieve ya no serían tan acusadas, sino más redondeadas, de modo que sólo los puntos más altos serían testigos de la primitiva altiplanicie, Además, los ríos que se establecen adoptan una disposición subsecuente, perpendiculares a los ríos principales discurriendo por las zonas más débiles o fracturadas, no dependiendo únicamente de la litología. Por último se llegaría a la etapa senil, en la que los ríos solamente tienen fuerza para discurrir, presentándose un paisaje de amplios valles fluviales separados por pequeñas elevaciones muy redondeadas, con una topografía prácticamente llana, constituyendo la etapa senil. Se ha llegado, de este modo, desde una altiplanicie a una perillanura.
En el desarrollo de su teoría, Davis consideró la existencia de unas condiciones como un largo periodo de estabilidad tectónica y unas determinadas condiciones climáticas. Como esto no siempre se cumple, tuvo que admitir algunas excepciones. Así sucede con la existencia de la relieves policíclicos, en los que existen diversas zonas escalonadas que, según Davis, serían una excepción dentro de la estabilidad general, de modo que habría sucesivas etapas de levantamientos locales en cada una de las cuales se establecerían los correspondientes cursos fluviales responsables de cada uno de los tramos. En cuanto a las condiciones climáticas, consideraba como normales los climas húmedos y templados pero tuvo que admitir excepciones como las correspondientes regiones desérticas o polares, en las que los cursos fluviales no están suficientemente desarrollados y otras como los paisajes volcánicos y calizos donde escasean las aguas superficiales.
Con posterioridad a esta teoría, surgen otras que, o bien la rechazan en su totalidad o solamente la admiten parcialmente. Así, existe una escuela alemana que, en principio, rechaza la existencia de un levantamiento inicial y un largo periodo de estabilidad en el que actúan los cursos fluviales y, por el contrario, considera que son simultáneos los levantamientos y las acciones que realizan los agentes externos, de modo que se están produciendo al mismo tiempo y el paisaje resultante dependerá del predominio de unas fuerza u otras. Consideran la existencia de unas fuerzas endógenas crecientes, cuya acción tiende a formar los relieves y unas fuerzas exógenas decrecientes cuyas acciones tienden a eliminar los relieves. Cuando predominan las fuerzas endógenas, existirán relieves acusados, mientras que cuando predominan las exógenas, el relieve será suave.
También tuvo importancia la escuela francesa, que basaba la existencia de una determinada topografía según las condiciones climáticas, siendo, por tanto, el clima el máximo responsable del aspecto de una zona determinada. Según ellos, cada clima reúne unas condiciones determinadas que denominaron: zonales las que son propias de un clima, polizonales si se dan en varios climas, azonales si son propias de cualquier clima y extrazonales sin son propias de un clima y aparecen en otro. Se puede admitir la influencia del clima en el paisaje siempre que se tuviera en cuenta que la delimitación entre diferentes zonas climáticas no es estricta, ni tampoco que en una determinada región haya existido siempre el mismo clima y que también pueden encontrarse formas típicas de un clima que no es el que en estos momentos existe en esa zona. Por todas estas circunstancias, es por lo que, en lugar de referirse a zonas climáticas estrictas, se establecieron unos grandes dominios climáticos que serían: el normal (que correspondería a las condiciones normales que consideraba Davis), árido y subárido, glaciar y periglaciar, ecuatorial e intertropical.
En la actualidad, se explica la existencia de una determinada topografía de un modo más práctico, y en ella influye el clima, la situación, la meteorología, la litología, la estructura, etc.
La atmósfera
Es la capa gaseosa que envuelve la Tierra con un predominio de nitrógeno y oxígeno y menor abundancia de otros gases como CO2 y vapor de agua que, sin embargo, tienen una gran importancia. Los gases no se encuentran estratificados debido a que la agitación térmica los mantiene mezclados entre sí. Aunque es una capa homogénea, debido a que se producen inversiones térmicas en altura podemos diferenciar varias capas:
Troposfera
Es la capa más próxima a la Tierra en contacto directo con la superficie. Por la acción de la gravedad contiene los gases más densos y en ella se producen todos los fenómenos meteorológicos. A partir de la superficie hay una disminución de la temperatura con la altura, que es de unos 0,65ºC cada 100 m. No obstante, las capas más bajas (hasta 2 ó 3 mil metros) están influenciadas por las partículas materiales procedentes de la superficie terrestre. Su límite superior es la tropopausa, donde tiene lugar una inversión térmica con un aumento brusco de la temperatura.
Estratosfera
En esta capa los gases se mantienen aún en las mismas condiciones, aunque presentan una disposición en la que se sitúan en estratos o capas de acuerdo con sus densidades. La importancia de esta capa es que en ella tiene lugar la constante transformación de oxígeno en ozono y viceversa, posibilitando la presencia del ozono el que las radiaciones ultravioletas procedentes del sol no lleguen hasta la superficie terrestre. Su límite es la estratopausa, donde hay un gran aumento de la temperatura.
Mesosfera
Es la última capa, donde los gases se encuentran en las mismas condiciones que en la superficie. Su límite superior es la mesopausa, donde se recupera la inversión térmica negativa y se pasa a la ionosfera, donde los gases están ionizados.
El calentamiento de la atmósfera se debe a la radiación solar, pero la troposfera es totalmente transparente a esta radiación, por lo que su calentamiento se debe al que refleja la superficie, que es captado por el CO2 y el vapor de agua y devuelto en parte a la superficie en una contra-radiación, actuando de modo que se produce un efecto de invernadero.
Debido al movimiento de rotación terrestre y a que el ecuador no coincide exactamente con la órbita, el calentamiento de los diferentes hemisferios es distinto a lo largo del año y del día y la noche, de ahí la existencia de las estaciones.
Presión atmosférica
La masa de aire ejerce una presión sobre la superficie, que tiene un valor medio de 1.013 milibares; sin embargo, esta presión no es la misma en todos los puntos de la superficie, puesto que el aire caliente tiende a ascender provocando una disminución de la presión, originándose zonas de bajas presiones, mientras que el aire frío tiende a descender aumentando, de este modo, la presión originando zonas de altas presiones. El ascenso de las masas de aire sólo es posible si hay una disminución de la temperatura con la altura. En ocasiones existe una capa de aire cálido en altura, provocando una inversión térmica que impide una correcta circulación del aire.
Circulación atmosférica
En teoría, el desplazamiento de las masas de aire en la superficie terrestre sería de tal modo que se moverían las altas desde las altas presiones polares hasta las bajas ecuatoriales, estableciéndose una única celda. Sin embargo, existen unas determinadas fuerzas que actúan sobre cualquier partícula que no sea solidaria con la superficie terrestre. La principal de estas fuerzas es la aceleración de Coriolis, que actúa de modo que una partícula que se desplace en el hemisferio norte a lo largo de un meridiano o un paralelo es desviada hacia la derecha, mientras en el hemisferio sur la desviación es hacia la izquierda. Como consecuencia de la aceleración de Coriolis, se va a modificar la teórica circulación atmosférica constituida por una única celda, de modo que se establecerán tres celdas que quedan distribuidas en latitudes correspondientes a las que provocan la desviación. Estas tres celdas marcan una circulación general de acuerdo con la cual existen zonas permanentes de altas y bajas presiones en determinadas latitudes. Una celda quedará establecida entre la zona polar y la zona subpolar; otra zona entre la zona subtropical y la zona ecuatorial y la tercera, intermedia entre las dos, está forzada por la presencia de éstas, siendo la dirección del desplazamiento entre la zona subtropical y la zona subpolar. La circulación del aire desde las zonas de altas presiones a bajas presiones también está afectada por la aceleración de Coriolis, de modo que no es perpendicular a las isobaras. En las zonas de altas presiones, la circulación del aire es centrífuga, mientras en las de bajas presiones es centrípeta.
Humedad atmosférica
La cantidad de vapor de agua que contiene un volumen determinado de aire depende de la temperatura. La máxima cantidad de vapor que contiene un volumen determinado de aire constituye la humedad de saturación. La cantidad de vapor de agua que contiene un volumen de aire es la humedad absoluta. En la práctica, se suele utilizar el valor de la humedad relativa, que es el cociente entre la humedad absoluta y la de saturación.
Formación de nubes
Cuando una masa de aire asciende encuentra cada vez menor presión, por lo que se expansiona y al hacerlo, se enfría. Cuando el enfriamiento alcanza el denominado punto de rocío, el vapor de agua se condensa y forma pequeñas gotas de agua que caerán hacia la superficie. Si en su camino encuentra capas sólidas, volverá a evaporarse ascendiendo hasta volver a condensarse y formar parte de las nubes, que son vapor de agua condensado. Cuando varias gotas se unen, o no existen capas cálidas, llegan a la superficie formando las precipitaciones. Para que se formen nubes será necesario, por tanto, un ascenso constante de masa de aire cargadas de humedad. La condensación puede alcanzar el punto de rocío en la misma superficie, formándose el rocío; si esto sucede por debajo de 0ºC, se forma la escarcha; si la condensación es cerca de la superficie, se forma la nieve.
Para que se formen nubes y precipitaciones suceden tres hechos:
1.- Choque entre dos masas de aire (una cálida y otra fría), que origina frentes cálidos o fríos, con precipitaciones.
2.- Ascenso de una masa de aire por una ladera, lo que provoca su enfriamiento y condensación.
3.- Precipitaciones por convección mediante recalentamiento.
Acción geológica de la atmósfera
Se llama meteorización a la acción que realiza la atmósfera sobre los materiales mediante sus componentes y por las variaciones de temperatura. Estas acciones se manifiestan por transformaciones físico-químicas en las rocas como consecuencia de las diferentes condiciones en las que se originaron y las que presentan en la superficie. La meteorización actúa de modo que podemos considerar una acción mecánica y una acción química.
- Meteorización mecánica. Tiene lugar, fundamentalmente, por las diferencias de temperatura, por tanto se realizará, sobre todo, en zonas con grandes variaciones térmicas. El resultado es la aparición de fragmentos de pequeño tamaño sin grandes alteraciones. Existen varias formas de meteorización mecánica:
a) Lajación por descarga. Se produce cuando una roca es erosionada de modo que la erosión elimina materiales de esta roca y, de este modo, disminuye la presión sobre los que están situados por debajo, provocando una descompresión que da origen a la separación de pequeñas láminas.
b) Gelivación. En zonas de alta montaña, el agua penetra en las grietas de las rocas. Cuando desciende la temperatura, el agua se congela aumentando de volumen, por lo cual ejercerá una presión sobre las paredes de las grietas, llegando a fragmentar la roca; estos fragmentos pueden acumularse originando los canchales.
c) Formación de sales. Es un proceso parecido a la gelivación, sólo que originado mediante la formación de sales en la roca con un aumento de volumen.
d) Expansiones y contracciones térmicas. En los desiertos, donde existen grandes variaciones de temperatura entre el día y la noche, los materiales están sometidos a constantes expansiones y contracciones, que podrán llegar a disgregarlos.
- Meteorización química. Es la que realizan los componentes de la atmósfera, provocando alteraciones química en los materiales. Su acción es más intensa en las zonas de clima húmedo y templado. Se manifiesta de varias formas:
a) Disolución. Cuando en la superficie existen materiales muy solubles puede tener lugar su disolución por medio del vapor de agua presente en la atmósfera.
b) Hidratación. En ocasiones, determinados compuestos absorben agua incorporándola a su estructura, con la consiguiente transformación. El caso más típico es el de la anhidrita, que se transforma en yeso aumentando de volumen.
c) Hidrólisis. Tiene lugar cuando la molécula de agua de los minerales se rompe originando una transformación que a veces tiene gran importancia en la erosión de determinadas rocas, como sucede en algunas rocas magmáticas en las que los feldespatos se transforman en arcillas.
d) Carbonatación. Es la combinación del CO2 de la atmósfera con el CaCO3 de las calizas en presencia de agua, transformándolo en bicarbonato cálcico. La importancia de este hecho es que el carbonato, que es insoluble, se transforma en bicarbonato, que es soluble.
e) Oxidación. Consiste en la combinación del oxígeno atmosférico con determinados minerales, sobre todo compuesto de hierro, provocando su alteración.
Las acciones de la meteorización no son muy aparentes y, frecuentemente, suponen, más que una acción directa, una preparación para la actuación de otros agentes.
Suelos
El suelo es una capa no estructural que recubre prácticamente toda la superficie terrestre. Tiene una constitución muy compleja y, en su formación, intervienen la litosfera, la biosfera y la atmósfera. No podemos considerarlo como solamente un conjunto de materia mineral y materia orgánica, ya que entre éstas se establecen interrelaciones muy complejas. Por otra parte, no es una formación que permanezca invariable, sino que constantemente está evolucionando.
La formación de un suelo comienza con la disgregación o alteración de las rocas mediante las cuales se forman pequeñas partículas que se irán acumulando junto a otras que hayan sido transportadas hasta allí. Así se origina el esqueleto mineral del suelo. Posteriormente, sobre este contenido mineral, se establecerán vegetales procedentes de semillas que hayan sido transportadas. A partir de estos vegetales, se origina la materia orgánica, que se incorpora junto a la materia mineral, haciendo posible la aparición de microorganismos que originan transformaciones en esta materia. Por último, se instalarán animales que proporcionarán más materia orgánica y removilizarán las partículas.
Factores que influyen en el tipo de suelo
En el tipo de suelo que se puede originar influyen una serie de factores que condicionan su evolución. En primer lugar depende de la roca madre original, cuya naturaleza condicionará el esqueleto mineral y, por tanto, la base del suelo. Las rocas de textura granuda darán origen a suelos arenosos con componentes que se han originado, preferentemente, por una alteración mecánica, mientras rocas como arcillas o calizas sufren, fundamentalmente, alteración química y originan suelos arcillosos. Por tanto, desde este punto de vista, influyen tanto la naturaleza de la roca original como el tipo de erosión que sufre. La influencia de la roca madre en el tipo de suelo es importante en las primeras etapas de formación del suelo, pero disminuye en el transcurso del tiempo, teniendo más influencia el clima.
El tipo de clima condiciona la acción de los agentes geológicos que actúan sobre las rocas. Si los climas son áridos y secos, la acción erosiva será, preferentemente, de tipo mecánico, mientras en climas húmedos predominará la acción química, produciéndose transformaciones en los materiales. La influencia del clima es de tal manera que incluso diferentes tipos de rocas bajo un mismo clima pueden originar el mismo tipo de suelo, mientras las mismas rocas en distintos climas forman suelos diferentes.
Otro factor que podemos considerar es la vegetación, puesto que ésta proporciona la mayor parte de la materia orgánica del suelo, condicionando, de este modo, el contenido de humus; frecuentemente hay una relación directa entre la constitución del suelo y el tipo de vegetación que se desarrolla sobre él.
Por último, también tiene una cierta influencia la topografía, ya que, en cierto modo, la mayor o menor inclinación del terreno permitirá la acumulación de partículas condicionando el espesor del suelo.
Composición del suelo
En un suelo se pueden diferenciar dos grupos de componentes: una fracción mineral y una fracción orgánica.
La fracción mineral es un conjunto de partículas de muy diversa naturaleza y composición. En ella, se pueden distinguir:
a) un conjunto de fragmentos minerales procedentes de la roca original con distintos tamaños como gravas, arenas y arcillas
b) una porción arenosa sin transformación química constituida por granos de cuarzo
c) una porción arcillosa cuyos componentes son el resultado de la alteración química y pueden continuar sufriéndola durante toda la evolución
d) un conjunto de iones minerales de diferentes cargas que constituyen la base de la nutrición de los vegetales, que solamente pueden absorberlas si se encuentran en determinadas condiciones
La fracción orgánica del suelo se llama humus o mantilla y está constituida por los restos tanto vegetales como animales. Podemos distinguir dos tipos de humus:
a) Humus bruto, constituido por restos sin alterar o poco transformados, de modo que en ellos aún se puede apreciar su morfología y el organismo del que proceden
b) El Humus elaborado está constituido por materia orgánica en descomposición, que no sólo proporciona un contenido orgánico sino que, como consecuencia de esta descomposición, se desprenden una serie de ácidos húmicos que actúan sobre las partículas minerales llegando a producir algunas transformaciones
Textura y estructura del suelo
La textura se refiere al tipo de partículas minerales que constituyen el suelo. La estructura se refiere a cómo están dispuestas estas partículas.
La estructura y la textura del suelo condicionan su porosidad, su capacidad de absorción y su PH.
Perfil del suelo
Como consecuencia de los procesos de evolución del suelo se van a poder diferenciar una serie de capas que no son estructurales y que se denominan horizontes. En un suelo típico se diferencian tres horizontes: horizonte A (también llamado eluvial o de lavado), horizonte B (llamado iluvial o de depósito) y horizonte C.
El horizonte A es el más superficial. Es rico en humus y está empobrecido en materia mineral ya que parte de ella puede haber sido arrastrada hacia abajo por el agua que circula. Se pueden distinguir subhorizontes de acuerdo con el estado de la materia orgánica. En el superior, el humus estará constituido por restos orgánicos muy poco transformados en los que se puede apreciar siempre su estructura y morfología. Los otros subhorizontes tienen un humus más elaborado, constituido por restos en descomposición.
El horizonte B es rico en materia mineral debido a que en él precipitan sustancias procedentes de las disoluciones en el horizonte A. Por el contrario, es muy pobre en humus.
El horizonte C solamente tiene materia mineral, que procede directamente de la evolución de la roca original.
Tipos de suelo
Se pueden hacer diversas clasificaciones. De acuerdo con su evolución, se pueden distinguir:
a) Suelos brutos, sin evolucionar, no hay una diferenciación en horizontes
b) Suelos poco evolucionados, presentan un horizonte del tipo AC; entre ellos tenemos: ranker, chernozen, remdsinas
c) Suelos evolucionados, horizonte del tipo ABC; entre ellos tenemos: tierras pardas, podsoles, tierras rojas, suelos salinos, gley
Acción del viento
El viento realiza, preferentemente, una acción dinámica aunque también una pequeña acción debida a los componentes atmosféricos. La acción del viento va a tener lugar, sobre todo, en zonas que tienen unas determinadas condiciones como gran abundancia de partículas sueltas, presencia de vientos constantes y poca humedad que evite el que la partículas se unan. Por tanto, las zonas más favorables serán los desiertos y algunas playas.
Erosión
La acción erosiva del viento se manifiesta de tres formas:
a) Corrosión. Es la acción erosiva que realizan las partículas al chocar contra las rocas. Sobre la superficie de las rocas y debido al rozamiento de las partículas, tiene lugar una pulimentación. Cuando en las rocas existen minerales de diferente dureza, serán erosionados en primer lugar los más blandos, apareciendo una serie de huecos y originándose así las rocas alveoladas. Como la mayor parte de las partículas son transportadas cerca de la superficie, la erosión de la roca será más intensa en la parte más baja originándose las rocas en seta. Cuando el viento actúa sobre cantos sueltos y existen vientos de direcciones variables, en los cantos se originan una serie de aristas, denominándose a estos cantos ventifactos. Si existe alternancia de materiales duros y blandos, tiene lugar una erosión diferencial, de modo que si las capas están horizontales se formarán superficies escalonadas, si las capas están verticales se forman túneles o corredores llamados yardang.
b) Deflacción. Cuando existen partículas sueltas, el viento puede arrastrarlas de modo que solamente permanecen los cantos, formando los desiertos de piedra. En ocasiones, cuando son arrastradas las partículas, se originan hondonadas llamadas graras o sebjas, que, ocasionalmente, pueden llenarse de agua y cuando ésta se evapora se forma una costra salina. También puede suceder que, al arrastrarse las partículas, se llegue hasta el nivel freático del agua subterránea, formándose un oasis.
c) Atricción. Es la erosión que sufren las partículas al chocar con los obstáculos.
Transporte
La forma en que el viento transporta a las partículas depende de la fuerza del viento y del tamaño de las partículas. Según esto, el transporte puede ser: en suspensión, en arrastre, en saltación y en reflexión.
Sedimentación
Los depósitos originados por el viento son de dos tipos: arenas y loes.
a) Arenas. Son depósitos, generalmente, de gran extensión, característicos de los desiertos y las playas, constituidos, fundamentalmente, por granos de cuarzo muy seleccionados, prácticamente esféricos. La acumulación de estos granos forma llanuras arenosas, acumulaciones irregulares (llamadas "goze"), mares de arena y, sobre todo, dunas.
Las dunas son acumulaciones de arena que se originan cuando existe un obstáculo sobre el que se irán acumulando sucesivamente los granos o bien, cuando al cesar momentáneamente el viento se acumulan pequeños montículos arenosos que actúan como obstáculos. Una duna típica presenta una pendiente suave, que corresponde a la dirección en la que sopla el viento (por lo que las partículas se irán amontonando poco a poco) y una pendiente más acusada en el lado opuesto, debido a que en este paso las partículas se desmoronan. Las dunas son fijas cuando permanecen indefinidamente en el mismo lugar y se denominan móviles si se desplazan a lo largo del tiempo. Los tipos principales de dunas son:
Dunas transversales, características de las playas; se originan por la presencia de vientos constantes de no mucha intensidad, disponiéndose las partículas en sentido vertical a la dirección del viento
Dunas longitudinales, características de los desiertos y originadas por vientos constantes que son interceptados por vientos que soplan lateralmente; ocasionalmente, pueden romperse estas dunas cuando los vientos transversales sin muy fuertes formándose cadenas de dunas
Barjanes, son dunas en forma de media luna que se originan cuando el viento sopla en una dirección desplazándose hacia los lados formando unos salientes que les da el aspecto característico
b) Loes. Son acumulaciones de partículas muy finas de naturaleza arcillosa que pueden contener cuarzo y carbonato cálcico. En relación con su origen, en principio se pensó en un origen volcánico pero en la actualidad se cree que tienen origen glaciar y desértico. El loes ocupa grandes extensiones en las zonas centrales de los continentes y en la periferia de los desiertos. Su espesor es muy variable y no aparece estratificado. Es fácil de erosionar y frecuentemente está agrietado. Su color es amarillento y, en ocasiones, presenta en la superficie una formaciones muy características llamadas muñequitas de loes, que son concreciones de caliza que han ascendido por capilaridad hasta la superficie.
Las zonas más favorables para la acción del viento son los desiertos, donde se puede apreciar una distribución de zonas en relación con el viento. En un desierto típico, existe una zona central montañosa que es el origen de las demás y en la que hay una constante situación anticiclónica, de modo que los vientos soplan siempre hacia el exterior. Esta zona se denomina hamada. Alrededor de ella se dispone el desierto de piedra o raj. A continuación, el desierto de arena o erg y, por último, el loes. Esta disposición responde a la dirección en la que el viento sopla constantemente.
Acción de las aguas continentales
Las aguas continentales forman parte del ciclo general del agua que se establece a partir de las precipitaciones, la escorrentía, la evaporación y precipitación. Se pueden considerar diversos tipos de manifestaciones del agua en los continentes:
Aguas superficiales A. Corrientes A. Salvajes
A. Encauzadas Ríos
Torrentes
Glaciares
Lagos
Aguas Subterráneas
Aguas salvajes
Son las que proceden directamente del agua de lluvia y discurren por la superficie del terreno sin un cauce fijo. Se denominan también aguas de arroyada. La acción de estas aguas es, fundamentalmente, erosiva, sobre todo en materiales sueltos o poco consistentes y en materiales solubles. Dan origen a corrimientos de tierra cuando existen capas que, al absorber agua, se hacen más plásticas, favoreciendo los deslizamientos. La acción sobre materiales sueltos o poco consistentes se manifiesta de modo que en las laderas se forman pequeñas corrientes de agua que irán profundizando en el terreno, formándose una serie de crestas, originándose de este modo los barrancos o cárcavas, sobre todo en regiones mediterráneas, con lluvias aisladas o torrenciales.
El suelo forma una superficie irregular denominándose badlands. Cuando, sobre materiales poco compactados existen cantos sueltos, estos cantos protegen a los materiales situados bajo ellos, de modo que el resto de los materiales son arrastrados formándose pirámides de tierra con un canto en la parte superior que se denominan chimeneas de hadas. Estas formaciones son muy inestables y terminan por desmoronarse debido a la socavación de la base. En los materiales solubles las aguas de lluvia producen una disolución superficial apareciendo una serie de pequeñas grietas, o bien huecos formándose, de este modo, los lenares y lapiaces.
Aguas encauzadas
Son las que discurren por un cauce fijo. La acción que realizan depende de su potencia. La potencia viene dada por P=KSV3, siendo S la superficie inundada del cauce y V la velocidad del agua. Esta potencia dependerá, entonces, del caudal y del régimen hidraúlico, siendo importante también las variaciones que se producen en las crecidas con el consiguiente cambio de régimen. La potencia neta de una corriente viene dada por la potencia total menos las pérdidas de potencia que se producen debidas al rozamiento y al transporte: Pn = Pt - (Pr+Ptv). Según sea la potencia neta se realizarán unas determinadas acciones.
Si la potencia neta es mayor que cero, se producirá erosión, ya que la corriente tiene un exceso de energía. Esta acción erosiva es debida a la fuerza del agua, a su velocidad y a su masa, influyendo la cantidad de materiales transportados y la presión del agua sobre los materiales. Los efectos que realiza serán el desgaste, rotura y disolución de los materiales transportados y de los materiales recorridos.
Si la potencia neta es cero, el agua no tiene fuerzas para erosionar y únicamente podrá realizar el transporte de los materiales. Este transporte puede realizarse en disolución, en flotación, en suspensión, en arrastre o en saltación.
Si la potencia neta es menor que cero, el agua no tiene fuerzas ni siquiera para transportar los materiales, por lo cual se produce su depósito.
- Torrentes
Son corrientes de agua con un régimen de alimentación torrencial que tienen un cauce fijo y un caudal intermitente. Podemos distinguir dos tipos de torrentes: los torrentes de montaña y los torrentes de regiones áridas.
a) Torrentes de montaña. Su alimentación es de lluvia o de nieve. Se encuentran en zonas de montaña pudiendo constituir entidades independientes o ser la cabecera de algunos ríos. En ellos se pueden diferenciar tres zonas:
1.- Cuenca de recepción, donde se reúnen las aguas de lluvia o de deshielo constituyendo la cabecera del torrente
2.- Canal de desagüe, que es el verdadero cauce del torrente; tiene una pendiente muy acusada por donde circula el agua violentamente con régimen turbillonar. Los materiales son transportados de modo que no existe ningún tipo de selección debido a la gran potencia de la corriente; estos materiales proceden tanto de la erosión del cauce como de las laderas
3.- Cono de deyección, se sitúa al final del torrente, que puede desembocar en un río o no; en cualquier caso es la zona en la que disminuye la pendiente de modo brusco por lo que la pérdida de potencia es instantánea depositándose bruscamente los materiales transportados. Debido a que el cauce es muy estrecho y la salida del agua es brusca, se expansiona formando una especie de abanico o de cono. Estos depósitos no presentan selección ya que son transportados juntos los de tamaños diferentes y el depósito es instantáneo. Los cantos son angulosos ya que, aunque el transporte es violento y habrá muchos choques entre los cantos, no llegan a eliminarse las aristas debido a que el transporte es muy corto. Es frecuente que los depósitos de varios torrentes vecinos se unan entre sí constituyendo, entonces, los depósitos de pie de monte
b) Torrentes de regiones áridas. Tienen alimentación de agua de lluvia con régimen muy esporádico y lluvias torrenciales. A este tipo pertenecen las ramblas mediterráneas (con pendientes no muy acusadas) y los torrentes del desierto o ouad, que tienen un fondo prácticamente plano de modo que, en ocasiones, pueden discurrir en ambos sentidos. Los sedimentos de estos torrentes forman unos depósitos típicos llamados fanglomerados.
- Ríos
Son cursos de agua de cauce fijo y caudal continuo aunque no permanente ya que es variable. Su régimen de alimentación es muy variado: de lluvia, de nieve, de hielo, mixto, etc.
· Erosión fluvial
Se manifiesta, fundamentalmente, en las modificaciones que sufre el valle fluvial. Mediante su ahondamiento, ensanchamiento y alargamiento.
a) Ahondamiento del valle. Se realiza siempre que la erosión de fondo predomine sobre la de las orillas, por lo cual el resultado será la formación de un valle en V, siendo el resultado de la formación de varios fenómenos como:
1.- Gargantas, son desfiladeros que, generalmente, son originados materiales duros, donde el río se encaja; si los materiales son heterogéneos puede producirse una erosión diferencial formándose terrazas estructurales de erosión
2.- Pilancones o marmitas de gigante; cuando en el cauce existen cantos sueltos y el régimen de la corriente es turbillonar, los cantos están sometidos a giros continuos, de modo que su rozamiento con el fondo del cauce provocará el ahondamiento de éste
3.- Cataratas o cascadas, son puntos del cauce donde tiene lugar una ruptura de pendiente muy acusada y de forma brusca por donde el agua se desploma desde una cierta altura. El origen de las cataratas es muy variado, tales como: fallas, presencia de diques, hundimientos, elevaciones, erosión diferencial, etc. Las cataratas son formaciones temporales, desapareciendo más o menos tarde; esto es debido a que, al desplomarse el agua, se producirá una erosión intensa de la base de la catarata, de modo que terminará por desplomarse dando origen a un rápido, al mismo tiempo que el río se encajona
b) Ensanchamiento. Se produce cuando existe un predominio de la erosión de las orillas sobre la de fondo. De este modo se origina un valle más amplio de paredes más suaves llamado valle en artesa.
Una formación característica de este tramo del río son los meandros, que son sinuosidades (curvaturas) que aparecen en el cauce debido a un equilibrio entre la potencia y la resistencia, de modo que cuando aparece un obstáculo, el río no tiene fuerza suficiente para eliminarlo viéndose obligado a rodearlo originándose, de este modo, una curva. La incidencia de la corriente es de modo que choca directamente con la parte cóncava de la curva, por lo cual realizará una acción erosiva sobre ella, haciendo que la curvatura se pronuncie cada vez más. A medida que evoluciona el meandro, puede suceder que dos curvas sucesivas se pongan en contacto y el río, en una crecida, supere el punto de tangencia quedando abandonado un meandro que formará un lago semilunar. Los meandros que evolucionan y que son típicos de los tramos medios del río se denominan meandros divagantes; los meandros típicos del curso alto originados sobre materiales duros se denominan meandros encajados, que, cuando son abandonados, forman arcos naturales.
c) Alargamiento. Como consecuencia de la erosión remontante, la acción erosiva progresa desde la desembocadura hacia el nacimiento. Por ello, en muchos ríos actuales, la acción erosiva es más intensa en la zona próxima al nacimiento. Puede suceder que un río que tenga suficiente capacidad erosiva capture a otro que discurra próximo a él, produciéndose de este modo un alargamiento de valle y apareciendo un valle abandonado del río capturado. La zona de captura forma un ángulo más o menos recto.
· Sedimentación
Los depósitos fluviales constituyen, en general, los aluviones. En ellos se observa una selección por tamaños de modo que en la vertical encontramos los más gruesos o gravas en el fondo; a continuación los intermedios o arenas; y encima los más finos o arcillas. Esta disposición puede estar alterada debido a las riadas. También hay una selección horizontal, de modo que los más gruesos predominan en el centro del cauce, disminuyendo el tamaño hacia las orillas. Los mismo sucede a lo largo del cauce, predominando los más gruesos en el curso alto. Estos materiales se disponen formando llanuras fluviales, a veces de gran amplitud y en las que el río discurre sobre sus sedimentos de modo que pueden originarse inundaciones cuando se produce una crecida. También forman lentejones o islotes en el cauce.
Los deltas son depósitos que se forman en la desembocadura de algunos ríos, constituidos por partículas de pequeño tamaño. Para que se forme un delta es necesario que la desembocadura tenga lugar en zonas donde la potencia del mar y la del río estén equilibradas, de modo que los materiales transportados se depositen en la misma desembocadura. También es necesario que el río transporte gran cantidad de partículas finas. La formación del delta comienza con el depósito de las partículas en el fondo, que irá aumentando hasta llegar a superar la superficie, formándose islotes de modo que el río se bifurca en una serie de brazos. Los deltas tienen forma típica de triángulo con un vértice hacia el río y evolucionan hacia el interior del mar con una pendiente muy suave.
· Perfil longitudinal
Es el perfil que describe el cauce del río desde el nacimiento hasta la desembocadura. Todos los puntos del perfil son variables, excepto uno que tomamos de referencia y que es el correspondiente a la desembocadura. Este punto se denomina nivel de base. Pueden considerarse niveles de base locales cualquier zona donde el río se remansa; para los afluentes, el nivel de base es su desembocadura en el río principal.
El río tiende a eliminar los accidentes de su cauce, suavizando el perfil. Se llama pendiente de equilibrio al punto en el que el río alcanza un estado en el que solamente transporta materiales sin que realice erosión.
Se llama perfil de equilibrio provisional a aquel en el que a lo largo de todo el cauce se ha alcanzado la pendiente de equilibrio, de modo que el río sólo transporta materiales. El perfil de equilibrio definitivo sería aquel en el que el río solamente tuviera fuerza para discurrir, sin erosionar ni transportar. Este es un concepto teórico y nunca llega a alcanzarse debido a la existencia de rejuvenecimientos y envejecimientos:
a) Rejuvenecimientos. Existen diversos factores que pueden modificar la potencia del río y, en este caso, aumentarla. Entre estos factores tenemos modificaciones en el nivel de base cuando asciende el continente o desciende el océano, comenzando un nuevo ciclo erosivo. Otras causas pueden ser: aumento del caudal por mayor aporte de los afluentes o por un cambio climático con aumento de precipitaciones. También puede darse una disminución de la carga, de modo que el exceso se potencia sea utilizado para erosionar.
b) Envejecimientos. Suponen una disminución de la potencia. Tienen lugar por modificaciones del nivel de base cuando desciende el continente o asciende el océano, por cambios climáticos a otros más secos, por menor aporte de los afluentes, por aumento de la carga, etc.
En los ríos actuales se han producido cuatro épocas de rejuvenecimientos y envejecimientos alternativos, que se corresponden con los cuatro periodos glaciares e interglaciares que han tenido lugar en el Cuaternario. Esta alteración de rejuvenecimientos y envejecimientos da origen a la formación de las terrazas fluviales: cuando tiene lugar un envejecimiento, al perder potencia, el río depositará materiales. Cuando se rejuvenece aumenta la erosión y el río se encaja abandonando parte del cauce primitivo y así se repite el proceso hasta en cuatro ocasiones.
Lagos
Son acumulaciones de agua en zonas más o menos deprimidas del terreno y que persisten durante un tiempo determinado. El agua puede proceder de lluvia, manantiales, ríos, etc. Para que exista un lago es necesario, además, que tenga un fondo impermeable que evite que las pérdidas por infiltración sean superiores a la alimentación. Tipos:
Según su régimen pueden ser:
a) Exorreícos. Tienen un emisario que puede ser un manantial o un río. también presentan un afluente.
b) Endorreícos. Tienen afluente pero carecen de emisario.
c) Arreícos. No tienen ni afluente ni emisario.
Según la causa que los origina pueden ser muy variados:
a) Glaciares: - de morrena
- de barrera de hielo
- de sobreexcavación
b) Coralinos: como los atolones
c) Por obstrucción de un valle
d) Volcánicos: - de cráter
- de barrera de lava
e) Fluviales: - meandros abandonados
- lagos deltaícos
f) Eólicos: por deflación
g) Litorales: albuferas
h) Tectónicos: debidos a sistemas de fallas
En los lagos se realizan las mismas acciones que en el mar pero a menor nivel.
Los lagos son formaciones temporales que terminan por desaparecer. Las causas de su desaparición pueden ser varias:
a) Evaporación superior a la alimentación
b) Infiltración superior a la alimentación
c) Relleno de materiales
La evolución de un lago da origen a la formación de una zona pantanosa antes de su desaparición.
Aguas subterráneas
Son las que discurren por debajo de la superficie del terreno. Su procedencia es variada. La mayor parte procede de aguas meteóricas, que son las de lluvia, ríos, lagos, etc. También de agua de constitución, que son las que forman parte de los minerales; de aguas juveniles que proceden de los magmas; y de agua congénitas, que son las que quedan atrapadas en los sedimentos.
- Infiltración
Las aguas superficiales pueden penetrar en el terreno de acuerdo con una serie de factores:
a) Topografía. Según sea la pendiente, el agua permanece más o menos tiempo retenida en la superficie, condicionando la posibilidad de que se infiltre.
b) Vegetación. Como los vegetales retienen el agua, favorecerán la infiltración.
c) Litología. La naturaleza de los materiales es el factor fundamental en relación con la infiltración. Podemos considerar, desde este punto de vista, dos tipos de rocas:
1.- Permeables. Son aquellas que permiten que el agua circule a través de ellas. Son las rocas porosas (que presentan huecos entre los granos por donde circula el agua) y las no porosas que presenten una serie de fracturas comunicadas entre sí por donde circule el agua.
2.- Impermeables. No permiten la circulación del agua. Son las arcillas (que tienen poros pero éstos no están comunicados entre sí, por lo que absorben agua pero ésta no circula) y las no porosas no fracturadas.
- Acumulación
El agua penetra en el terreno y desciende por gravedad hasta encontrar una capa impermeable sobre la que se acumula. Se llama nivel freático al nivel a partir del cual los materiales se encuentran empapadas de agua. Sigue más o menos la topografía del terreno y, en cuanto a su situación, intervienen factores como el clima, la litología, topografía, vegetación, etc. Presenta variaciones estacionales aunque retrasadas un tiempo con relación a la superficie.
Se pueden distinguir varias zonas en relación a la situación del agua subterránea:
1ª.- Zona de evaporación
2ª.- Zona de aireación, donde se producen variaciones verticales
3ª.- Nivel freático
4ª.- Zona de saturación, con desplazamientos horizontales
5ª.- Zona de estancamiento
· Acuíferos
Son las capas o zonas del terreno que acumulan agua. En un acuífero se pueden distinguir:
zona de captación, por donde penetra el agua
zona de conducción, por donde circula el agua
zona de descarga, por donde el agua sale al exterior
Los acuíferos pueden ser libres, cuando están limitados por una sola capa impermeable, y cautivos, cuando están limitados por dos capas impermeables. En este caso, si se realiza una perforación, el agua puede salir por sí misma formando los pozos artesianos.
- Afloramiento
Se produce siempre que la topografía del terreno intercepte al acuífero de modo que el agua saldrá a la superficie. De este modo, se formarán fuentes o manantiales que, de acuerdo con su situación, podrán ser de ladera o de valle. También pueden formarse fuentes en aguas procedentes de las que se acumulan en los aluviones de los ríos, llamadas aguas subálveas. El afloramiento también se produce cuando realizamos una perforación hasta alcanzar el acuífero, constituyendo un pozo.
Las fuentes termales contienen aguas a altas temperaturas que proceden de zonas profundas y que, frecuentemente, llevan en disolución compuestos minerales que les proporcionan propiedades medicinales.
· Acción cárstica
La acción de las aguas subterráneas tiene lugar, fundamentalmente, en rocas solubles y, sobre todo, en las calizas. El fundamento de la acción cárstica es una reacción en la cual el carbonato cálcico que forma las calizas (que es insoluble) al combinarse con dióxido de carbono y agua se transforma en bicarbonato cálcico (que es soluble):
CO3Ca + CO2 + H2O <---> (CO3H)2Ca
En esta reacción, influyen las condiciones de temperatura y presión, ya que sus variaciones favorecen o dificultan la disolución. La acción sobre las calizas comienza con la disolución superficial de éstas originando lenares y lapiaces. Posteriormente, el agua penetrará en el interior de las calizas por medio de grietas o de disoluciones originándose así los sumideros o ponors. Ya en el interior del macizo calizo, y por medio de disoluciones y derrumbamientos, se van a originar unas formas de erosión más o menos espectaculares, como:
a) Simas, son hendiduras en forma de embudo muy estrechas y de profundidad variable
b) Galerías, a modo de corredores que pueden originarse por la disolución realizada por una corriente de agua que recorre el macizo o bien por derrumbamiento de una galería
c) Torcas o dolinas, son depresiones de paredes verticales con arcillas de decalcificación que parecen originarse por derrumbamiento
d) Uvalas, resultan de la unión de dos o más torcas
e) Poljés, son superficies recorridas por un río que se pierde por un sumidero; están limitadas por paredes de pendiente acusada y, en ocasiones, pueden llegar a obstruirse los sumideros elevándose el nivel freático originando encharcamientos
f) Cuevas, se originan como consecuencia de la expansión de las galerías
En los macizos calizos se van a originar unos depósitos que puede ser detríticos, orgánicos o químicos:
Los detríticos se forman por la acumulación de fragmentos procedentes de derrumbamientos o bien arrastrados por los ríos desde el exterior del macizo.
Los orgánicos se originan por los restos de seres vivos o de la actividad de éstos que viven en el interior de las cuevas.
Los químicos proceden de acciones de disolución y precipitación. En general, se denominan travertinos. A ellos pertenecen las estalactitas, las estalagmitas y las tobas calcáreas. La formación de las estalactitas y las estalagmitas tiene lugar mediante un proceso de disolución-precipitación. Cuando una gota de agua que lleva disuelto bicarbonato cálcico se sitúa en el techo o el suelo de una galería o una caverna, si las condiciones de presión y temperatura son las adecuadas se desprende dióxido de carbono de la disolución, produciéndose una transformación de parte del bicarbonato en carbonato; como éste es insoluble, precipitará acumulándose a lo largo del tiempo originándose así las estalactitas y estalagmitas. En el caso de que la precipitación del carbonato se realice sobre vegetales como consecuencia de la función clorofílica, se forman las tobas calcáreas.
La acción cárstica en un macizo calcáreo se desarrolla en una serie de etapas pasando por un estado juvenil en el que se aprecian formas de erosión superficiales, un estado maduro, con un gran desarrollo de las formas más características y un estado senil, en el que se produce la destrucción del macizo mediante el derrumbamiento dejando únicamente formas que son relictos de las antiguas formaciones. En ocasiones pueden existir rejuvenecimientos. Aunque esta acción tiene lugar en cualquier clima y cualquier tipo de calizas, las condiciones más favorables son en calizas masivas, puras y en climas húmedos y templados.
Agua sólida
Existen lugares donde las precipitaciones son siempre en forma de nieve, acumulándose sucesivamente sin que llegue a fundirse a lo largo de todo el año. Estos lugares están delimitados por la isoterma Oº y su situación depende de la latitud. La acción geológica que realiza la nieve por sí misma es muy poco apreciable, solamente en el caso de la formación de aludes pueden realizar una cierta erosión cuando la masa de nieve se desliza por una ladera arrastrando los materiales sueltos y formando canales de erosión.
- Periglaciarismo
Se refiere a las acciones que tienen lugar en regiones con nieves perpetuas y donde no llegan a formarse glaciares, por tanto corresponden a las zonas alrededor de los glaciares o bien del interior de algunos glaciares. En el periglaciarismo se realizan acciones como consecuencia de un constante hielo y deshielo. Entre estas acciones tenemos:
a) Gelivación, solidificación del agua en las grietas de las rocas
b) Crioturbación, modificación del suelo mediante la formación y licuación del hielo manifestándose de diversas maneras:
1.- Cantos elevados por medio de una columna de hielo
2.- Suelos poligonales formados por cantos por cantos orientados como consecuencia de la presencia de materiales arcillosos cuya congelación varía con respecto a la del agua y su temperatura es diferente a la del canto
3.- Pip-crecks, son cantos elevados sobre columnas de hielo que sufren un determinado giro adquiriendo una disposición característica
4.- Suelos almohadillados
En relación con el suelo periglaciar se puede distinguir el pergelisuelo, que es un suelo permanentemente helado hasta una cierta profundidad y el mollisuelo, que es un suelo que permanece helado solamente durante una época del año y que o bien puede ser independiente o corresponder a la parte superficial del pergelisuelo.
- Glaciares
Un glaciar es cualquier masa de hielo que se mueve más o menos aparentemente a favor de la gravedad. En la actualidad, existen glaciares en zonas de alta latitud y en altas montañas de regiones templadas.
Para que se forme un glaciar es necesario que tenga lugar una alimentación alta en forma de precipitaciones de nieve y bajas temperaturas que impiden que el hielo se funda. El glaciar comienza a formarse por la acumulación de nieve que, debido a la presión, se transforma en una masa más compacta llamada nevé o neviza que, a su vez, se convierte en hielo esponjoso y, finalmente, en hielo glaciar, bastante denso y de color azulado. La masa de hielo, a diferencia del agua, puede moverse a contrapendiente. Este movimiento es más rápido en el centro cerca de la superficie, disminuyendo hacia el fondo y los lados; también es más rápido en los ensanchamientos y disminuye en los estrechamientos.
· Tipos de glaciares
a) Glaciares marinos. El agua del mar se congela a una temperatura algunos grados bajo cero, dependiendo de la salinidad, formándose una capa de hielo de no gran espesor que se denomina banquís. Estas masas de hielo se fracturan formándose entre ellas unos canales llamados pack y originando iceberg, planos,... En la actualidad, este tipo de glaciar sólo existe en el polo sur.
b) De casquete polares o inlandsis. Son masas de hielo de gran espesor que pueden superar los 3.000 m. y que, en la actualidad, se encuentran en Groenlandia y en el polo sur. En Groenlandia la masa de hielo ha provocado el hundimiento del centro de la isla originando una depresión isostática. Solamente afloran sobre el hielo los picos más altos de las montañas, que forman los nunatacs, sometidos a periglaciarismo. Cuando el hielo llega al mar se desprenden grandes bloques que forman iceberg. Estos glaciares están en equilibrio y no avanzan por falta de alimentación ni retroceden debido a las bajas temperaturas.
c) De meseta o escandinavo. Es, en realidad, un casquete muy reducido. Se encuentran en Escandinavia y de la masa de hielo salen lenguas que llegan hasta el mar.
d) De valle o alpino. Es el más típico. Se encuentra en las altas montañas de zonas templadas. En él se diferencian tres partes:
1.- el circo, donde se acumula el hielo
2.- la lengua, que es la masa de hielo que desliza
3.- la zona de fusión o ablación, donde el hielo se funde; en esta zona puede que la temperatura sea superior en varios grados al cero, debido a defecto de nevera que produce la masa de hielo
e) Pirenaico o de circo. Es como el anterior pero únicamente reducido al circo debido a la falta de alimentación o las altas temperaturas que impiden que se forme la lengua.
f) Alaskiano. Es un glaciar que se origina al confluir varias lenguas en una meseta desde donde se originan otras lenguas, que llegan al océano.
· Accidentes del glaciar:
a) Grietas. Pueden llegar a tener hasta 10 m. de anchura. Existen varios tipos:
1.- Seracs. Son bloques de hielo separados por grietas perpendiculares entre sí que se forman en el circo glaciar debido a la diferente velocidad de desplazamiento de los distintos tipos de hielo.
2.- Rimaya. Son las grietas que en el circo separan el hielo de las paredes debido a las diferentes temperaturas.
3.- Grietas longitudinales. Se forman en la lengua y en los ensanchamientos como consecuencia de la distinta velocidad en los lados y en el centro.
4.- Grietas transversales. Se forman en la lengua cuando ésta supera un obstáculo.
5.- Grietas oblicuas o crevasses. Son originadas por la diferente velocidad del hielo en distintas zonas.
b) Arrugas de hielo. Aparecen en la superficie cuando se estrecha el cauce.
c) Arroyos supraglaciares sobre la lengua originados por fusión.
d) Arroyos subglaciares, que discurren bajo el hielo.
e) Iceberg. Son grandes masas de hielo originadas al fracturarse la lengua cuando llega hasta el océano. Los del hemisferio norte son más potentes y son arrastrados por las corrientes hasta latitudes más bajas, donde se funden. Los del hemisferio sur son más planos y de menor espesor.
· Erosión glaciar
Han existido tres tendencias en relación con la acción erosiva del hielo. Para los ultraglaciaristas el hielo es responsable del modelado de todos los materiales por donde discurre. Para los antiglaciaristas, el hielo no sólo no erosiona sino que protege los materiales sobre los que se encuentra. Actualmente, se piensa que el hielo realiza una determinada acción erosiva pero además hay que considerar las acciones de otros agentes que pueden modificar la erosión del hielo propiamente dicha. La acción erosiva del hielo es debida al empuje de la propia masa de hielo así como el rozamiento de los materiales que transporta.
En un glaciar se pueden apreciar distintas formas de erosión:
a) Circo. Es una depresión más o menos circular que puede haber correspondido a la cabecera de un torrente y donde, como consecuencia de la acción del hielo y de la meteorización, tiene lugar un retroceso de las laderas. Cuando dos circos se sitúan en las laderas opuestas puede formarse una arista glaciar; si son tres o más circos se forma u pico piramidal o horn.
b) Valle glaciar. Tiene forma de U, puede presentar transversalmente una serie de escalones que son resultado de glaciares de distintas épocas y diferente potencia o también debido a la acción de ríos. Longitudinalmente presentan cubetas de sobreexcavación originadas bien por un aumento de la masa de hielo o por una erosión diferencial; cuando desaparece el hielo puede formar lagos llamados ibones. También se forman umbrales o verrous a modo de escalones en la salida del circo y en las cubetas; en estas zonas el hielo circula a contrapendiente.
c) Rocas aborregadas. Son afloramientos rocosos constituidos por rocas muy redondeadas como consecuencia del paso del hielo. La superficie de las rocas sobre las que discurre el hielo presenta una serie de estrías que nos indican la dirección del movimiento del hielo. Como consecuencia del paso constante del hielo al rozar con las rocas origina pequeñas partículas que constituyen la harina glaciar o de roca.
· Transporte
Los materiales transportados por los glaciares constituyen en general las morrenas. Según su disposición pueden ser superficiales, internas o de fondo.
Las superficiales son aquellas en las que los materiales se disponen sobre la lengua. Cuando se sitúan a los lados se denominan laterales; si están en el centro, centrales.
Las internas son las anteriores cuando se disponen en el interior del hielo.
Y las de fondo cuando atraviesan la masa de hielo y se disponen sobre la superficie del terreno.
· Sedimentación
Los depósitos glaciares se denominan till y las rocas a las que dan origen tillitas. Se caracterizan por su eterometría, o sea, una gran diversidad en el tamaño de los componentes; también por la falta de selección así como por el aspecto brechoide de los cantos.
Los depósitos más característicos son las morrenas, que pueden ser laterales o centrales y también morrenas frontales, que se originan en el frente del glaciar cuando éste retrocede y, al producirse la fusión, los materiales transportados se depositarán formando una especie de arco. Un glaciar puede tener más de una morrena frontal que indicarían diferentes etapas de retroceso del glaciar.
Otros depósitos son los bloques erráticos que, a veces, alcanzan gran tamaño y pueden haber sido transportados a gran distancia.
Los drumlins son depósitos formados por pequeños montículos más alargados en una dirección y de tamaños variables que parecen proceder de la sedimentación de un exceso de carga en la masa de hielo. Forman un paisaje característico llamado cesta de huevos.
Depósitos mixtos fluvioglaciares son los esar, os o esker, constituidos por la acumulación de materiales a los lados de la antigua lengua cuando se produce la fusión y son arrastrados por el agua.
Los kames son depósitos que forman una especie de paredes en el frente del glaciar después de la fusión.
Las varvas glaciares son depósitos de partículas finas que se forman en los lagos glaciares cuando el agua procedente de la fusión del glaciar arrastra las pequeñas partículas que se han originado por rozamiento. Estos depósitos forman bandas de diferente color y espesor alternativamente que corresponden a distinto tiempo de depósito por lo que pueden utilizarse para conocer la edad de los materiales aunque no es un método muy preciso.
Cuando desaparecen los glaciares, el paisaje resultante es un conjunto de zonas pantanosas, morrenas y lagos glaciares, así como fiordos originados cuando el glaciar llega hasta el manto penetrando éste en la desembocadura.
Acción geológica del mar
Las aguas oceánicas presentan unas características diferentes a las aguas continentales. Así, tienen una salinidad más alta de, aprox., un 35 por mil aunque en algunos mares interiores se llega al 38 o 40 por mil, mientras otros no llegan al 10 por mil, como en el Báltico. Todas las sales marinas proceden de los continentes, desde donde son arrastradas por los ríos. La temperatura varía en superficie entre -2ºC y 35ºC; en profundidad es, aprox., de 0ºC. Esta temperatura no sufre alteraciones tan bruscas como en los continentes. En cuanto a la presión, aumenta 1 atm. cada 10 m.
Las aguas oceánicas presentan tres tipos de movimientos: las olas, las mareas y las corrientes.
Las olas son movimientos vibratorios de las partículas, que se transforman en ondulatorios al rozar con el fondo, de modo que cuando llega a la costa tiene lugar el desplome de la cresta de la ola y a continuación un movimiento de retroceso o resaca. Se originan, fundamentalmente, por el viento y no existe desplazamiento de la masa de agua.
Las mareas son desplazamientos del agua como consecuencia de la atracción del sol y la luna, provocando el flujo y el reflujo periódicos.
Las corrientes son masas de agua que se desplazan sobre otras. Pueden ser de distinta salinidad y temperatura como consecuencia de que en grandes masas las aguas con diferente salinidad y temperatura no se mezclan, formándose verdaderos “ríos” en el interior de los océanos. Otras son las litorales, que son debidas al oleaje cuando incide oblicuamente sobre la costa. Las de marea son debidas al movimiento de éstas en los estrechos. Y de turbidez, cuando existen masas de agua con gran número de partículas.
- Regiones submarinas
a) A partir del continente se encuentra la plataforma continental, constituida por la corteza continental, que es en realidad una prolongación del continente en el océano. Su extensión es variable dependiendo del tipo de costa; su profundidad llega hasta unos 200 m.
b) Talud continental. Es una superficie muy inclinada que se extiende desde la plataforma hasta las grandes profundidades submarinas.
c) Llanuras abisales o batiales. Son las grandes superficies del fondo oceánico a profundidades entre 2.000 y 4.000 m.
d) Picos aislados. Son elevaciones que pueden aflorar sobre la superficie del océano.
e) Guyot. Elevaciones con la cima plana que parecen tener origen volcánico.
f) Fosas oceánicas. Depresiones alargadas, estrechas y muy profundas (hasta 10.000 u 11.000 m.) que aparecen en los bordes de algunas islas.
g) Dorsales oceánicas. Alineaciones montañosas no orogénicas de naturaleza volcánica que recorren longitudinalmente las zonas centrales de los océanos.
- Erosión marina
La acción erosiva del mar se debe fundamentalmente al oleaje, que puede ser
Geología
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