Minerales

Geología. Mineralogía. Clasificación. Silicatos. Petrología. Rocas sedimentarias. Metamorfismo. Geodinámica. Estratigrafía. Tectónica. Pliegues. Desarmonía. Fracturas. Orogénesis. Paleontología. Tafonomía. Eras geológicas. Medio marino. Edafología

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  • Idioma: castellano
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TEMA 1

INTRODUCCIÓN

GEOLOGÍA

Se define como la ciencia que estudia la tierra, su composición interna, los materiales que la forman, los procesos que tienen lugar en ella y los procesos ocurridos en el pasado. Nace como ciencia independiente en el s. XVIII, aunque no es hasta el XIX cuando se clasifica en distintas ramas. Está vinculada a la física, a la química y a la biología. Las grandes ramas de la geología son:

  • Cristalografía y mineralogía: es el conocimiento de los materiales de la corteza terrestre y los métodos de su estudio son, difracción de rayos X y microscopio óptico.

  • Petrología: es el estudio de las rocas. Se estudia por medio de análisis químico, difracción de rayos X, microscopio óptico y observaciones de campo.

  • Geodinámica interna y geología estructural: estudia la composición interna de la Tierra, los movimientos internos y las deformaciones. Los métodos de estudio son: gravimétricos, eléctricos, cartografía geológica y fotogeología.

  • Geodinámica externa y geomorfología: estudia los procesos que se dan sobre la superficie terrestre y los relieves resultantes. Se estudia por observaciones de campo y fotografía aérea.

  • Estratigrafía: trata del depósito de los materiales formados en la superficie terrestre, es decir, las rocas sedimentarias. Estas rocas pueden contener fósiles que son objeto de la paleontología.

  • Geología histórica: a partir de la estratigrafía y de la paleontología se puede reconstruir el pasado.

  • Geología aplicada: obras de ingeniería, minería, industria, agricultura, explotación de agua subterránea...

  • Geología ambiental: estudia los recursos naturales de tipo geológico como minerales, petróleo, rocas industriales...; y los riesgos geológicos externos e internos, así como la contaminación producida por la actividad antrópica.

TEMA 2

EL MINERAL

INTRODUCCIÓN

Los materiales que forman la corteza terrestre son las rocas que están constituidas por una serie de minerales, incluso por un solo mineral, como el mármol.

La mineralogía es la parte de la geología encargada del estudio de los minerales.

CONCEPTO DE MINERAL

El mineral es un sólido homogéneo, con una composición química definida (a veces no), con una disposición ordenada de las partículas que lo constituyen y formado por un proceso natural estable dentro de unos límites de presión y temperatura.

Lo más destacable de esta definición es:

  • La composición química definida: esto implica que cada mineral presenta la misma composición de elementos y se puede representar mediante una fórmula química: CaCO3 (carbonato cálcico o mármol), NaCl (halita), FeS2 (pirita)... En muchos minerales, sobretodo silicatos, existe la posibilidad de intercambiar algunos átomos o iones por otros de radios atómicos similares (isomorfismo).

  • Disposición ordenada de las partículas: la ordenación interna es la característica más relevante de la materia cristalina, opuesta al estado amorfo. Cada mineral tiene siempre la misma ordenación interna. A veces, se manifiesta por la aparición de caras planas dando formas cristalinas que poseen una simetría, esto son los cristales. Los minerales pertenecen a los siete sistemas cristalinos, cada uno de los cuales vienen caracterizados por sus constantes cristalográficas: A, B, C, ,,. Un mineral determinado cristaliza siempre en el mismo sistema, aparezcan caras externas o no. La ordenación interna se deduce mediante estudios por difracción de rayos X (DRX).

  • Las condiciones de presión y temperatura pueden variar, haciendo que el mineral se vuelva inestable y de lugar a otro diferente, con la misma composición química pero distinta estructura.

Los tipos de procesos geológicos mediante los cuales se pueden formar minerales son:

  • Procesos magmáticos: ortomagmático, termatítico e hidrotermal, donde los minerales cristalizan a partir del magma.

  • Procesos metamórficos: aumentando la presión y/o la temperatura.

  • Procesos sedimentarios: placeres (acumulaciones de mineral resistente a la meteorización), precipitación química o bioquímica, evaporación de un disolvente (da lugar a evaporitas) y por alteración de otros minerales.

Los minerales petrogenéticos son aquellos más importantes porque son los formadores de las rocas. A veces, los minerales se encuentran concentrados de manera que pueda ser rentable para el hombre, recibiendo el nombre del yacimiento mineral. En un yacimiento hay que diferenciar: mena (propio mineral) y ganga (desecho).

Las menas tienen una gran importancia económica necesaria para el consumo humano: platino, plata, pirita...

Debido a la composición y estructura de los minerales, presentan una serie de propiedades físicas que sirven para reconocerlos y son:

  • Dureza: resistencia de un mineral a ser rayado. Se mide en la escala de Mohs.

  • Exfoliación: capacidad de un mineral para dividirse según planos de simetría bien definidos.

  • Hábito: forma que presenta el mineral.

  • Color.

  • Peso específico.

  • Propiedades ópticas.

Una macla es una asociación de cristales de la misma naturaleza que se relacionan entre sí mediante un elemento de simetría como es un eje, un plano o un centro.

CLASIFICACIÓN DE LOS MINERALES

Los minerales se clasifican según el grupo aniónico principal. Existen 8 grandes clases:

Clase I: Elementos nativos

  • Representan el 1% de todos lo minerales.

  • Se encuentran como minerales accesorios.

  • Se dividen en:

  • Metales: oro, platino, plata, cobre, hierro y níquel. Tienen propiedades físicas comunes debido al enlace metálico y por su resistencia a la alteración se pueden encontrar formando placeres.

  • Semimetales: arsénico y bismuto.

  • No metales:

    • Azufre: que tienen color amarillento-verdoso, olor característico y se puede originar por vulcanismo o por alteración de algunos sulfuros.

    • Carbono: se caracteriza por el polimorfismo que tiene. Puede formar diamante que cristaliza en el cúbico con un enlace covalente puro, o grafito que cristaliza en el hexagonal y posee un enlace covalente y residual. El origen de ambos es distinto: el diamante es un mineral accesorio en rocas ígneas y el grafito tiene origen metamórfico.

Clase II: Sulfuros y sulfosales

  • El grupo aniónico principal es S-2 combinado con uno o más metales.

  • Es una clase muy numerosa en la que se encuentran muchas menas de interés.

  • Presentan baja dureza.

  • Tienen alta simetría.

  • Sus propiedades físicas están relacionadas con el enlace metálico: opacos a la luz, brillo metálico y buenos conductores de la electricidad.

  • Origen: es común, hidrotermal, formando filones o venas.

  • La asociación BPG (Blenda-Pirita-Galena) se encuentra en La Unión y Mazarrón.

  • Galena: es sulfuro de plomo (PbS), cristaliza en el cúbico, de color gris, brillo metálico, exfoliación cúbica perfecta, alta densidad, es la mena más importante de plomo y por oxidación se convierte en sulfato o carbonato de plomo dando anglesita (PbSO4) o cerusita (PbCO3).

  • Blenda o esfalerita: es sulfuro de zinc (ZnS), cristaliza en el cúbico, de color pardo negruzco aunque hay una variedad llamada acaramelada por su color amarillento, es la mena más importante de zinc y se usa en la galvanización del hierro, obtención de latón (Cu + Zn) y en las baterías eléctricas.

  • Pirita: es sulfuro de hierro (FeS), cristaliza en el cúbico, de color amarillo dorado, con brillo metálico, es el sulfuro más común y estudiado de todos, se encuentra en cualquier tipo de roca, se encuentra en yacimientos hidrotermales asociada a la galena, a la esfalerita o a la calcopirita, no se suele usar como mena de Fe sino para la fabricación de H2SO4 y FeSO4 (caparrosa) usado en tintes y como desinfectante.

  • Pirropina: es un polimorfo de la pirita, cristaliza en el hexagonal y es magnética.

  • Calcopirita: es sulfuro doble de hierro y cobre (CuFeS2), cristaliza en el tetragonal, de color amarillo-latón con irisaciones (colores variados), es la mena más importante de Cu, su origen es hidrotermal y puede aparecer como mineral accesorio en rocas ígneas y metamórficas.

  • Cinabrio: es sulfuro de mercurio (HgS), cristaliza en el trigonal, se presenta de forma masiva, su color es rojo-escarlata, tiene alta densidad, es la mena más importante de mercurio, va asociado a rocas volcánicas recientes y a fuentes termales y el yacimiento más importante del mundo está en Almadén (Ciudad Real).

  • Rejalgar (AsS) y oropimente (As2S3): siempre van juntos, cristalizan en el monoclínico, el color del rejalgar es anaranjado y el del oropimente amarillento, y el rejalgar se usa como pigmento y antiguamente en pirotecnia.

  • Estibina o antimonita: es sulfuro de antimonio (Sb2S3), cristaliza en el rómbico, su color es gris-plomo, tiene un brillo metálico intenso, es frecuente que este con cristales aciculares, es la mena más importante de antimonio y se usa mezclándolo con Pb para las baterías.

Clase III: Haluros

  • Son raros y poco abundantes.

  • De todos los halogenuros, el Cl y el F son los principales constituyentes de los minerales de esta clase, que por regla general presentan enlace iónico y alta simetría.

  • Halita: sal gema o sal común, es cloruro de sodio (NaCl), cristaliza en el cúbico, es incolora o translúcida, tiene sabor salado, con brillo céreo, se usa como condimento, es común en evaporitas, se usa en la obtención de Na metálico, HCl, sosa caústica y Cl2, así como en las carreteras para el deshielo y como herbicida.

  • Silvina: es cloruro de potasio (KCl), cristaliza en el cúbico, su densidad y dureza son bajas, de color rojizo, sabor amargo, es menos frecuente que la halita por su mayor solubilidad y es la principal fuente de productos de K.

  • Carnalita: ClKMg + 6 H2O, de color rojizo, sabor amargo y tiene el poder de absorber agua (delicuescente).

  • Fluorita: es fluoruro de calcio (CaF2), cristaliza en el cúbico, tiene brillo vítreo y es de color variado.

Clase IV: Óxidos e hidróxidos

  • Muy numerosos.

  • Son combinaciones de O con uno o más metales (óxidos) y OH con metales (hidróxidos).

  • Óxidos: duros, densos, refractarios, alta simetría, se encuentran como minerales accesorios de rocas ígneas y metamórficas y al ser resistentes también se encuentran en placeres y sedimentos detríticos.

  • Hidróxidos: son más blandos, menos densos, de baja simetría y se originan por alteración de otros minerales.

  • Estructura AX2:

Rutilo (TiO2)

Casiferita (SnO2)

Pirolusita (MnO2)

Cristaliza en el tetragonal.

Cristaliza en el tetragonal.

Cristaliza en el tetragonal.

Mena más importante de titanio.

Se encuentra formando la macla de codo.

Color negro.

Se encuentra como mineral accesorio en muchas rocas y a veces, incluido en haces fibrosos dentro de cristales de cuarzo.

Color negro.

Aparece en forma dendrítica.

Mena más importante de estaño.

Mena más importante de manganeso.

Junto con Fe se fabrica el acero.

  • Estructura A2X3:

Corindón (Al2O3)

Hematites (Fe2O3)

Cristaliza en el trigonal.

Antiguamente se llamaba Oligisto.

Dureza 9.

Cristaliza en el trigonal.

Aislado tiene forma de barril.

Color negro-rojizo.

Diversamente coloreado.

Brillo metálico.

Variedades de tonos azules y rojos se usan como gemas.

Mena más importante de Fe.

Es azul es el zafiro y el rojo el rubí.

Se encuentra en cualquier tipo de roca.

El negro granuloso es el escueril y se usa como abrasivo.

  • Estructura A2X3-BX:

    • Es el grupo de las espinelas.

    • El mineral más común es la magnetita (Fe3O4), que cristaliza en el cúbico, es de color negro, tiene brillo metálico y es fuertemente magnética.

  • Hidróxidos: goethita (FeO(OH)), manganita (MnO(OH)) y limonita (FeO(OH)· n H2O).

Clase V: Carbonatos

  • Se descomponen en presencia de ácido dando CO2 y H2O lo que produce la efervescencia.

  • Aragonito (CaCO3): es polimorfo, cristaliza en el rómbico y es poco estable.

  • Calcita (CaCO3): es polimorfo, cristaliza en el trigonal, es de color variado aunque a veces es transparente y se le denomina Espato de Islandia, tiene una exfoliación rombódica perfecta, se origina por precipitación química de iones del agua y es el único constituyente de las calizas y forma parte de areniscas y margas.

  • Siderita (FeCO3): cristaliza en el trigonal, es de color castaño, se altera a limonita y es de origen hidrotermal.

  • Dolomita (CaMg(CO3)): cristaliza en el trigonal, tiene exfoliación romboédrica y es el principal constituyente de las rocas dolomías.

  • Azulita (Cu3(CO3)2(OH)2): cristaliza en el monoclínico, de color azul, se usa como piedra semipreciosa y su origen es por alteración de otro minerales de Cu.

  • Malaquita (Cu3CO3(OH)2): cristaliza en el monoclínico, de color verde, se usa como piedra semipreciosa y su origen es por alteración de otro minerales de Cu.

  • Rodocrosita (MnCO3): es de color rosado.

Clase VI: Sulfatos

  • Importantes como minerales petrogenéticos.

  • De dureza media o baja.

  • Baja simetría.

  • Yeso: CaSO4 · 2H2O, cristaliza en el monoclínico, es de color variado, con frecuencia se encuentra en forma de macla en punta de flecha, tiene dureza 2, la variedad masiva de grano fino se usa como ornamental y se llama alabastro. Su origen es evaporítico, siendo uno de los primeros minerales en depositarse y tiene un uso variado, aunque fundamentalmente en construcción.

  • Anhidrita: CaSO4, cristaliza en el rómbico, es de color blanquecino, puede transformarse en yeso al absorber agua.

  • Barita o baritina: BaSO4, cristaliza en el rómbico, color blanco, es denso para ser un mineral no metálico, es la mena más importante de Ba y se usa en pintura, cosmética y radiología.

  • Celestina: SrSO4, cristaliza en el rómbico, de color celeste, menos denso que la barita, es la mena más importante de Sr y se usa en fuegos artificiales.

Clase VII: Fosfatos

  • Apatito: Ca5(PO4)3 (F, Cl, OH). La variedad Esparraguina tiene color verde brillante y sólo se encuentra en Jumilla.

  • Turquesa: CuAl(PO4)4 · 2H2O · (OH)8, tiene color turquesa y se usa como piedra preciosa.

  • Lazulita: Al2FeMg(PO4)2 · (OH)2, tiene color azul intenso y es un mineral accesorio de las rocas metamórficas.

TEMA 3

SILICATOS

INTRODUCCIÓN

  • Son los minerales petrogenéticos por excelencia.

  • Es la clase más numerosa.

  • Representan el 25% de todos los minerales.

  • El grupo aniónico principal es SiO4-4

  • Las razones de su abundancia son:

    • Los elementos que los componen son los más abundantes de la superficie terrestre: O, Si y Al, acompañados de Fe, Mg, Na, Ca y K.

    • La diversidad de su estructura debido al grupo aniónico.

    • Son muy frecuentes las sustituciones isomórficas debido a que se forman a altas temperaturas.

    • El grupo aniónico está constituido por el Si en el centro de un tetraedro unido a 4 O en los vértices.

    • La unión de un Si a 4 O se llama coordinación tetraédrica existiendo otros tipos de coordinación que va en función del radio de los elementos.

    • El enlace entre el Si y el O es bastante fuerte (50% iónico y 50% covalente) y difícil de romper.

    • Los tetraedros pueden polimerizarse dando una gran diversidad de estructuras.

    • A mayor complejidad más baja es su simetría. Casi todos cristalizan en el rómbico, monoclínico y triclínico.

    • La mayoría se forman a altas temperaturas, siendo constituyentes esenciales de las rocas ígneas y metamórficas.

    • Los que son resistentes a la meteorización, se encuentran en los sedimentos.

CLASIFICACIÓN

Es estructural, basada en la ordenación de los tetraedros obteniéndose 6 subclases:

  • Nesosilicatos: son los silicatos no polimerizados formados por tetraedros aislados y unidos entre si por cationes como Fe, Mg, Mn y Ca. La fórmula estructural es SiO4-4 y la relación entre el Si y el O es 1:4.

  • Sorosilicatos: están constituidos por grupos de dos tetraedros que comparten entre sí un O. Su fórmula es (Si2O7)-6 y la relación entre el Si y el O es 2:7.

  • Ciclosilicatos: son tetraedros que comparten dos O, forman anillos o ciclos y son más comunes 3, 4 o 6 tetraedros. Su fórmula es (SinO3n)-2n y la relación del Si y del O es 1:3.

  • Inosilicatos: forman cadenas y se subdividen en 2 subclases.

  • Piroxenos: forman cadenas sencillas, cada tetraedro comparte dos O con los vecinos, su fórmula es (SiO4)n-2n y la relación del Si y del O es 1:3.

  • Anfíboles: los tetraedros comparten dos o tres O, forman cadenas dobles, su fórmula es [(Si4O11)(OH)]-7n y la relación entre el Si y el O es de 4:11.

  • Filosilicatos: son tetraedros que comparten tres O con los vecinos formando láminas, su fórmula es [(Si2O5OH)]n3n y la relación entre el O y el Si es de 2:5.

  • Tectosilicatos: son los más polimerizados y los más ricos en Si. Los tetraedros comparten los cuatro O y forman estructuras tridimensionales. Su fórmula es SiO2 y la relación entre el Si y el O es de 1:2.

  • SILICATOS MÁS IMPORTANTES

    Nesosilicatos: los cationes que unen los tetraedros están en coordinación hectaédrica. Los más frecuentes son Fe, Mg, Mn y Al, Ti, Cr y Zr a veces. Tienen empaquetamiento denso por lo que presentan alta dureza y peso específico. Son pobres en Si y destacan:

    Grupo del olivino, que forma una serie isomórfica entre dos minerales extremos:

      • Forsterita: Mg2SiO4, cristaliza en el rómbico, es de color verde, es esencial de las rocas ígneas básicas y ultrabásicas y se forma a altas temperaturas, por lo que es fácilmente descomponerlo a serpentina.

      • Fayalita: Fe2SiO4, cristaliza en el rómbico, es de color verde, es esencial de las rocas ígneas básicas y ultrabásicas y se forma a altas temperaturas, por lo que es fácilmente descomponerlo a serpentina.

    Grupo de los granates: R2+3 R3+2 (SiO4)3

    • Andracita-marovita: (SiO4)3Ca3 (Cr, Al, Fe)2, cristaliza en el cúbico, siendo frecuentes las formas rombo o pentagonodecaédrico, es característico de rocas metamórficas pero también se puede encontrar en sedimentos.

    • Piropo-almandino: (SiO4)3Al3 (Mg, Fe, Mn)3, cristaliza en el cúbico, siendo frecuentes las formas rombo o pentagonodecaédrico, es característico de rocas metamórficas pero también se puede encontrar en sedimentos.

    Zircón: ZnSiO4, cristaliza en el tetragonal, tiene color pardo-rojizo y se encuentra en cualquier tipo de roca como mineral accesorio.

    Andalucita-Sillimanita-Cianita (Distena)

    • SiO4Al2O

    • Son tres polimorfos

    • Los dos primeros cristalizan en el rómbico y el tercero en el monoclínico.

    • Son minerales metamórficos.

    • Pertenecen a los llamados minerales índice ya que indican unas condiciones determinadas de presión y/o temperatura.

    • Hay una variedad de andalucita que lleva carbón y se llama quiastolita.

    Topacio: SiO4Al2 (F, OH)2, cristaliza en el rómbico, dureza 8, color variado pero es más característico el amarillento, es de origen magmático y suele ir asociado a berilo y turmalina.

    Estamolita: SiO4 · 4 Al2 · 2 FeO · AlOOH, es de color oscuro, de dureza 7, cristaliza en el rómbico y aparece maclado.

    Sorosilicatos:

    Grupo de la epidota: Si2O7/SiO4 (OH) (Al, Fe, Ca), cristalizan en el monoclínico, tienen aspecto prismático o acicular, de color verde y de origen metamórfico.

    Ciclosilicatos

    Berilo Si6O18Al2Be3

    Turmalina Si6O18 (BO3)3 (Na,Ca) (Li, Mg, Al) (Al, Fe, Mn)6

    Cristaliza en el hexagonal.

    Cristaliza en el trigonal.

    Cristales prismáticos diversamente coloreados.

    Color negro es el más común (chorlo).

    Dureza 7-8

    También se presenta en otros colores como el verde que es la esmeralda brasileña.

    Variedades: azur (aguamarina), verde (esmeralda) y rosa (morganita).

    Origen magmático aunque también hay en rocas metamórficas.

    Es la mena más importante de Be que se emplea en una aleación con Cu para endurecerlo.

    Inosilicatos: es el grupo más numeroso e importante de minerales. Pueden formar estructuras de cadenas sencillas (piroxenos) o dobles (anfíboles). Debido a la estructura presentan ciertas analogías:

    • Las cadenas se disponen paralelas al eje cristalográfico Z lo que les confiere una forma alargada, ya sean prismáticos, aciculares o fibrosos.

    • Las cadenas se unen unas a otras por cationes similares, generalmente en coordinación octaédrica.

    • El enlace Si-O es fuerte mientras que la unión del catión con el O es más débil, por lo que la exfoliación del mineral tendrá lugar separando las cadenas, es decir, según la dirección del eje Z. No obstante, presentan una segunda dirección de exfoliación que los diferenciará.

    • Cristalizan en el rómbico y en el monoclínico, dependiendo de los cationes que intervengan. En el rómbico los cationes de tamaño intermedio y radio similar y en el monoclínico los cationes grandes y pequeños.

    • Son muy frecuentes en las series isomórficas.

    Las diferencias más destacables entre ambos grupos son:

    • La segunda dirección de exfoliación: los piroxenos forman 90º con la primera y los anfíboles 120º.

    • La forma de los cristales: los piroxenos son cortos y anchos y los anfíboles alargados y finos.

    • Los anfíboles presentan menor dureza y menor peso específico que los piroxenos debido a la presencia de OH-.

    • Los piroxenos se alteran más fácilmente que los anfíboles ya que se forman a mayor temperatura.

    • Los piroxenos son típicos de rocas ígneas mientras que los anfíboles de rocas metamórficas.

    Piroxenos:

      • Rómbicos: Hiperstena

    Enstatita: MgSiO3.

    Ferrosilita: FeSiO3

      • Monoclínicos: Augita

    Diópsido: CaMg (SiO3)2

    Hedembergita: Ca, Fe (SiO3)2

    Anfíboles:

      • Rómbicos: Antofilita (Fe, Mg)7 (Si4O11(OH))2

      • Monocíclicos:

    Tremolita: Ca2Mg5 (Si4O11(OH))2, aparece en rocas metamórficas.

    Actinolita: Ca2Fe5 (Si4O11(OH))2, aparece en rocas metamórficas.

    Hornblenda: (Si4O11(OH))2 (Ca, Na)2 (Mg, Fe, Al)5 y aparece en rocas ígneas y metamórficas.

    Filosilicatos:

    Tienen un hábito laminar, baja dureza, baja simetría (monoclínico y triclínico), fácil exfoliación laminar, origen secundario por alteración ígnea o metamórfica y dependiendo del orden de las láminas hay dos tipos:

    • Filosilicatos 1:1: tienen una capa tetraédrica y otra octaédrcia con los cationes Al y Mg.

    O compartidos

    Si

    O libres, OH

    Mg, Al

    OH

    O compartidos

    Si

    O libres, OH

    Mg, Al

    OH

    La primera capa es la tetraédrica y la segunda la octaédrica. Los números atómicos crecen en sentido ascendente.

    Serpentina: Si2O5(OH) Mg3(OH)3 } trioctaédrico.

    Caolín: Si2O5(OH) Al2(OH)3 } dioctaédrico.

    • Filosilicatos 2:1: entre dos capas tetraédricas se sitúa una octaédrica. También se llaman de tipo t.o.t.

    O compartidos

    Si

    O libres, OH

    Mg, Al

    O libres, OH

    Si

    O compartidos

    Los números atómicos crecen en sentido ascendente.

    Talco: Si2O5(OH) Mg3(OH) Si2O5 } trioctaédrico.

    Pirofilita: Si2O5(OH) Al2(OH) Si2O5 } dioctaédrico.

    Otro grupo es el de las micas: moscovita (Al), biotita y flogopita (Mg) que se originan por procesos magmáticos y también se encuentran en rocas metamórficas. Fórmula: [Si3AlO10(OH)2Mg3]- K+

    K K K K

    Minerales de la arcilla: grupo numeroso en donde el Si se sustituye por Al. Tienen gran importancia ya que forman la mayor parte de la fracción mineral de suelo. Se origina por alteración de otros silicatos.

    Hita, Monturanllonita, Clorita.

    Tectosilicatos

    Los tetraedros comparen los 4 O con los vecinos y se forman redes o armazones tridimensionales. Son los silicatos más polimerizados. Su componente es la sílice (Si O ). Son los más abundantes, aparecen en todo tipo de rocas, tienen colores claros, son más o menos densos y suelen ser duros debido a que forman armazones bastante resistentes a la meteorización. Relación Si/O = 1/2

    Distinguimos 4 grupos:

    !Grupo de la sílice (SiO ): el cuarzo (trigonal), la tridimita (hexagonal) y la cristobalita (cúbica) que son polimorfos reversibles ya que pueden formarse uno en otro en las dos dimensiones, pueden ser de varios colores y están en cualquier tipo de roca.

    Cuarzo ! Tridimita ! Cristobalita

    El cuarzo es el más común y aceptable. Este cuarzo puede aparecer diversamente coloreado, parecido a las pirámides (violeta-amatista). También pueden aparecer formas criptocristalinas internamente ordenadas pero externamente no aparecen cristales como el ágata, la calcedonia, el órice y el jaspe. Puede ser amorfa y forman el ópalo.

    !Grupo de los feldespatos:

    4 SiO2 Si4O8 Si3AlO8-

    Se forman dos series isomórficas:

    Si3AlO8K (ortosa)................... Si3AlO8Na (albita)} serie isomórfica de los feldespatos alcalinos.

    Si3AlO8Na (albita)...................... Si2Al2O8Ca (anortita)} serie isomórfica de las plagioclasas.

    !Grupo de los feldespatoides: son más pobres en sílice que los feldespatos, hay una unión de tres a dos grupos SiO2 y se puede sustituir un Si por un Al. Son incompatibles con sílice libre ya que darían lugar a feldespatos y se encuentran en rocas ígneas y metamórficas.

    Leucita: 3 SiO2 Si3O6 Si2AlO6 (Si2AlO6)K

    Nefelita: 2 SiO2 Si2O4 SiAlO4 SiAlO4 (K, Na)

    Sodalita: (SiAlO4)3 Na4Cl

    Lazurita: (SiAlO4)3 (Na, Ca)4 (SO4-2, S, Cl)

    !Grupo de las zeolitas: son aluminosilicatos que se forman en las últimas fases de la consolidación magmáticas, es decir a bajas temperaturas. También se encuentran en rocas metamórficas, están hidratados y el más importante es la analcima [(Si2AlO6)Na H2O].

    TEMA 4

    PETROLOGÍA

    INTRODUCCIÓN

    Petrología: es una rama de la geología encargada de estudiar las rocas.

    Roca: material duro y coherente, constituido de materiales de la corteza terrestre y formado, por regla general, por una asociación de minerales. Hay excepciones como el petróleo o el gas natural, que son líquido y gas respectivamente, y también hay rocas constituidas por un mineral o materia amorfa (no mineral). Las rocas tienen una utilidad importante y es que son la materia prima de los materiales de construcción.

    CLASIFICACIÓN GENÉRICA DE LAS ROCAS

    Según su origen:

    • Endógenas: se forman en el interior de la corteza terrestre (energía interna) por los procesos magmáticos (rocas magmáticas) o metamórficos (rocas metamórficas).

    • Exógenas: se originan en la superficie terrestre. Las causas que forman las rocas sedimentarias están en la energía procedente del sol y la fuerza de la gravedad que actúa en los procesos de meteorización.

    Tanto los procesos internos como los externos actúan simultáneamente durante millones de años en una dinámica de transformación de la corteza terrestre.

    Los procesos externos, mediante la meteorización, van desgastando los materiales de la corteza mientras que los internos van creando nuevos materiales.

    Esta dinámica de transformación se puede considerar como un ciclo (ciclo geológico) que puede ser subdividido en 3 etapas:

    • Orogénesis: etapa de formación de nuevos relieves.

    • Gliptogénesis: se descomponen las rocas y se forman los sedimentos.

    • Litogénesis: formación de nuevas rocas.

    Dentro de este ciclo se puede encuadrar la dinámica de transformación de una roca en otra (ciclo litológico o de las rocas).

    PROCESOS MAGMÁTICOS

    Son aquellos que dan lugar a la formación de rocas ígneas, las cuales constituyen la mayor parte de la corteza terrestre que se encuentra recubierta por una delgada capa de rocas sedimentarias.

    Se puede considerar que comienzan con un magma, que se define como una masa de roca parcial o totalmente fundida constituida, en su mayor parte, por silicatos acompañados de una serie de gases disueltos. Su composición química, expresada en % de óxidos es (en orden creciente de abundancia): SiO2, Al2O3, MgO, CaO, FeO, Na2O y K2O.

    El que una roca pueda encontrarse parcialmente fundida depende de:

    • Temperatura: que aumenta con la profundidad aunque no de manera progresiva. En las zonas de subducción se origina, como consecuencia de la fricción de unas rocas sobre otras, un aumento de temperatura anómalo, lo que provoca la formación de magmas.

    • Presión: al disminuir la presión de confinamiento se reduce la temperatura de fusión de las rocas.

    • Presencia de agua en las rocas: hace disminuir la temperatura de fusión. Una roca húmeda, en profundidad tiene una temperatura de fusión menor que una seca bajo la misma presión de confinamiento.

    Las rocas no tienen un punto de fusión fijo, sino que funden a lo largo de un intervalo de temperatura de unos 200º. La temperatura a la que una roca empieza a fundir se le llama punto de esólidus y la temperatura a la que toda la roca está fundida se le conoce como punto de liquidus. La mayoría de las veces, la fusión de la roca no es completa y el proceso se conoce como fusión parcial o anatexia.

    Aunque existen una gran variedad de rocas ígneas, se considera que todas ellas derivan de dos tipos esenciales de magmas:

    • Magma basáltico: se origina por la fusión parcial de loas rocas del manto superior que se cree que está formado por rocas peridotitas (bajo contenido en sílice). La temperatura de fusión es de unos 1000ºC y dicha fusión es frecuentemente consecuencia de una disminución de la presión de confinamiento. Al ser pobre en sílice, es un magma fluido. Si consolida en el interior dará lugar a rocas plutónicas de la familia del gabro, mientras que si llega a ascender a la superficie dará lugar a rocas de la familia del basalto. Dependiendo de la profundidad y de la cantidad de las rocas fundidas, se distinguen dos tipos:

      • Alcalino: rico en elementos alcalinos (K, Na...) y pobre en sílice que procede de la fusión de aproximadamente el 15% de la peridotita a una profundidad de 80 km. Da lugar a una gran parte de las islas volcánicas.

      • Toleítico: es más pobre en elementos alcalinos y algo más rico en sílice. Procede de la fusión del 30% de la peridotita a una profundidad de unos 30 km. Está en relación con las dorsales oceánicas.

    • Magma granítico: procede de la fusión parcial de rocas de la corteza continental a una temperatura de unos 800ºC y entre 25-45 km de profundidad. Se funden rocas ricas en sílice y con contenido en agua elevado, lo que dará lugar a un magma viscoso, por ello, su ascenso hacia la superficie es laborioso y tiende a cristalizar en el interior de la tierra formando rocas plutónicas.

    Los magmas intermedios pueden considerarse mezcla de éstos anteriores o de la asimilación, en un ascenso, de rocas de distinta composición.

    Una vez formado el magma, al ser menos denso que la roca sólida, tiende a ascender hacia zonas de menor presión y se irá enfriando paulatinamente. La velocidad de ascenso depende de: la composición, la viscosidad y en contenido en gases, aunque por regla general, es de un metro por año.

    La consolidación de un magma da lugar a las rocas ígneas que dependiendo del lugar en que se enfríen, originan tres tipos de rocas: plutónicas, volcánicas y filonianas (subvolcánicas).

    CONSOLIDACIÓN MAGMÁTICA

    Los mecanismos mediante los cuales se puede alterar la composición química de un magma son: diferenciación, asimilación y mezcla de magmas.

    En enfriamiento del magma es progresivo y sus constituyentes se irán combinando para formar distintas fases de minerales. A este proceso se le llama cristalización fraccionada.

    A medida que van cristalizando minerales, el magma va cambiando de composición, produciéndose un equilibrio sólido-líquido. Los minerales no cristalizan todos a la vez, ni permanecen intactos durante todo el proceso de diferenciación. A medida que disminuye la temperatura van cristalizando distintos minerales. Los recién formados y estables a una determinada temperatura, pueden dejar de serlo al variarla, cambiando de composición o disolviéndose para recombinar sus iones y formar minerales nuevos. A este cambio se le llama reacción y la serie ordenada de tales cambios, series de reacción.

    Hay dos tipos de series de reacción, partiendo de un mineral ya formado:

    • Continua: un mineral cambia de composición mediante la sustitución de iones sin que le mineral se destruya, como es el caso de las plagioclasas.

    • Discontinua: un mineral estable deja de serlo al disminuir la temperatura y reacciona con el magma formando un mineral de distinta composición al primero, como por ejemplo, el olivino pasa a piroxeno por esto.

    Bowen demostró, en el laboratorio, que partiendo de un magma basáltico, los minerales tienden a cristalizar siguiendo un orden determinado, en función de sus puntos de solidificación. Estudia las dos series de reacción:

    • El primer mineral que cristaliza de la serie continua es la plagioclasa cálcica (anortita).

    • El primer mineral que cristaliza de la discontinua es el olivino.

    Con el descenso de la temperatura, el olivino reacciona con la sílice del magma dando lugar a piroxenos. Sucesivamente, el piroxeno se transforma en anfíbol y éste en biotita al reaccionar con la sílice. Paralelamente, la plagioclasa cálcica se va transformando en sódica.

    Finalmente, cristalizan al mismo tiempo el cuarzo, la moscovita y feldespato potásico.

    Siguiendo las series de Bowen, vemos que a partir de un magma basáltico se origina otro más rico en sílice, o sea, un magma granítico. En esta fase de la consolidación del magma, las rocas se pueden formar de dos maneras:

    • Los minerales que van cristalizando no se separan del resto de la masa fundida, reaccionando con la sílice y dando lugar a otros minerales más estables a esa temperatura hasta que se llega al final de las series de reacción obteniéndose por cristalización fraccionada, un magma granítico.

    • La separación de los minerales recién formados en la cámara magmática del resto fundido silicatado. Generalmente, como consecuencia del escape del magma hacia zonas de menor presión.

    Otra manera de obtener distintos tipos de rocas a partir de un magma, es mediante la mezcla magmática consistente en la unión de dos masas magmáticas.

    La tercera es la asimilación que consiste en la incorporación de parte de la roca encajante al magma.

    A lo largo del enfriamiento del magma, los geólogos han diferenciado 3 fases:

    • Ortomagmática: es la descrita hasta ahora, en la que el magma desciende hasta 500ºC de temperatura y durante ésta se produce la diferenciación.

    • Permatítico-neumatolítica: a una temperatura menor y con un contenido alto en materiales volátiles, el magma tiene mayor presión, penetrando en las fracturas de las rocas circundantes. El enfriamiento es más rápido y su consolidación da lugar a las rocas permatíticas o filonianas. La cristalización en un medio rico en fluidos permite el crecimiento de grandes cristales que son típicos de éstas rocas y la formación de minerales raros formados por elementos volátiles que pueden constituir menas de interés geológico.

    • Hidrotermal: ocurre cuando la temperatura ha descendido a 300ºC, quedando una fase líquida importante y se consolida el magma residual. Se forman minerales de interés económico como los sulfuros. A veces, estas soluciones hidrotermales cargadas de iones se ponen en contacto con las rocas adyacentes originando fenómenos de metasomatismo, o llegan a la superficie a través de fracturas formando geiser o fuentes termales.

    COMPOSICIÓN QUÍMICA Y MINERALÓGICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS

    Los componentes mayoritarios son: O, Si y Al, seguidos de Fe, Mg, Ca, Na y K. Según el contenido en el componente mayoritario (SiO2, 35-70%), las rocas ígneas se clasifican en:

    • Ácidas: + 65%

    • Intermedias: 55-65%

    • Básicas: 45-55%

    • Ultrabásicas: < 45%

    Entre los minerales que las componen se distinguen 3 grupos en función de su abundancia:

    • Los minerales esenciales o petrogenéticos: son aquellos que se encuentran en mayor proporción y que sirven para clasificar la roca.

    • Los minerales accesorios: se encuentran en una pequeña proporción y su presencia o ausencia no modifica la clasificación de la roca.

    • Los minerales secundarios: formados por alteración en una etapa posterior a la formación de la roca.

    Son minerales esenciales la mayoría de los silicatos: olivino, piroxenos, anfíboles, biotita, moscovita, feldespato potásico, plagioclasas, cuarzo y feldespatoides.

    Son accesorios: rutilo, zircón, hematites, apatito, magnetita, espinela...

    Y son secundarios: talco, clorita, serpentinita, calcita , minerales de la arcilla...

    Los minerales ferromagnesianos (olivino, piroxenos, anfíboles y biotita) son se color oscuro y se llaman minerales melanocratos, mientras que los feldespatos, plagioclasas, cuarzo y moscovita son de color claro y reciben el nombre de leucocratos. Los primeros son pobres en sílice y los segundos más ricos. Dentro de las plagioclasas, las cálcicas son más pobres en sílice que las sódicas.

    Por todo ello, se puede establecer una relación entre la composición química, la mineralógica y el color de éstas rocas:

    • Roca ácida (félsica): color claro por tener leucocratos mayoritariamente.

    • Roca básica (máfica): color oscuro por tener melanocratos.

    TEXTURA DE LAS ROCAS ÍGNEAS

    Se entiende por textura al aspecto de la roca en función del tamaño, forma y distribución de los minerales visto al microscopio.

    Si el color de la roca nos permite una aproximación en cuanto a su composición química y mineralógica, la textura nos informará sobre las condiciones de consolidación del magma.

    La textura viene determinada, en gran medida, por la velocidad de enfriamiento del magma. Cuando éste se enfría lentamente, se obtendría una textura en la que la relación de los granos es homogénea y los cristales son grandes. Si el enfriamiento es rápido, se formarán muchos cristales pero de pequeño tamaño. Si es muy rápido no da tiempo a que los iones se dispongan en una red cristalina y se formarán vidrios.

    Se denomina a una roca fanerítica a aquella que está constituida por cristales más o menos grandes y visibles a simple vista. Son rocas plutónicas.

    Una roca afanítica es aquella que está formada por pequeños cristales que no se pueden distinguir a simple vista. Son rocas volcánicas.

    Las texturas más comunes son las siguientes:

    • Granuda u holocristalina: todos los cristales presentan el mismo tamaño, generalmente grandes. Ello indica un enfriamiento lento en el interior de la corteza terrestre. Es típica de rocas plutónicas.

    • Microgranuda o aplíctica: hay veces en el que el enfriamiento es más rápido porque el magma se inyecta a unas grietas formando rocas filonianas. El tamaño del grano es más pequeño.

    • Porfídica: consiste en cristales (fenocristales) visibles a simple vista, inmersos en una masa microcristalina o vítrea porque el enfriamiento lento es interrumpido. Es típica de rocas subvolcánicas o volcánicas.

    • Vítrea: toda la roca está formada por vidrio volcánico. Indica un enfriamiento muy rápido y es típica de las volcánicas.

    • Pegmatítica: se da en rocas plutónicas y filonianas, en la que algunos de sus minerales adquieren tamaños superiores al resto de los demás. Son feldespatos los que suelen crecer más de lo normal, aunque también, el berilo y la turmalina.

    • Ofítica: ocurre en rocas afaníticas, en las que los cristales de plagioclasas aparecen formando un entramado de cristales que engloba cristales de mayor tamaño de piroxenos.

    YACIMIENTOS DE LAS ROCAS ÍGNEAS

    Batolito

    Es un yacimiento de rocas plutónicas.

    Se enfrían en el interior de la corteza.

    No afloran a la superficie a no ser que sea debido a la erosión.

    Cuando la masa aflorante es menor a 100 km2 se llama stock.

    Lacolito

    Es una masa lenticular con forma de domo que como mucho tiene unos pocos km de anchura.

    Lopolito

    Tiene forma de domo invertido.

    Similar al anterior.

    Dique o filón

    Masa tubular discordante con las rocas en las que se inyecta.

    Sill o filón-capa

    Masa tubular que se inyecta a lo largo de la superficie de estratificación de las rocas sedimentarias por lo que se le considera concordante con la estratificación.

    En las rocas volcánicas, la forma de yacer depende de la fluidez del magma. La viscosidad de éste, aumenta con su contenido en sílice y disminuye con el contenido en gases. La salida del magma al exterior se hace a través del cráter de un volcán y la ascensión se ve favorecida por la expulsión de los gases.

    Un magma fluido forma lava que se desliza por las laderas de un volcán formando coladas. Estas lavas pueden adquirir distintas formas al enfriarse. Así tenemos las lavas cordadas, almohadilladas (pillow-lava) y disminución columnar. Las pillow-lavas son típicas del magma que sale al mar por las dorsales.

    El material expulsado en una erupción volcánica recibe el nombre de piroclastos, que van a formar las rocas piroclásticas y se clasifican en función de su tamaño:

    • Bombas: grandes

    • Lapillis: milimétricos

    • Cenizas: polvo

    CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS

    Existen distintos criterios para clasificarlas como son su composición química, su textura...; pero el más usado es el basado en la mineralogía, que se fundamenta en el contenido de 4 minerales: cuarzo, feldespatos alcalinos, plagioclasas y fesdespatoides.

    TEMA 5

     ROCAS SEDIMENTARIAS

    INTRODUCCIÓN

    Las rocas sedimentarias son exógenas, formadas en la superficie terrestre gracias a la acción del sol y de la gravedad. Representan el 5% aproximadamente del volumen total de las rocas aunque cubren el 75% de la superficie terrestre.

    Son importantes porque en ellas se registran la mayor parte de los acontecimientos geológicos producidos a lo largo de la historia de la Tierra y son las únicas que pueden contener fósiles, por lo que también ayudan a reconstruir el pasado.

    Presentan un interesante poder económico ya que se usan en diferentes parcelas de la industria. Las más abundantes son las rocas arcillosas, seguidas de las areniscas y de las carbonatadas.

    Los procesos que dan lugar a la formación de las rocas sedimentarias son: meteorización-erosión, transporte, sedimentación y diagénesis o litificación.

    Dentro del ciclo petrológico, los proceso sedimentarios estarían representados en la gliptogénesis y litogénesis.

    METEORIZACIÓN

    Es la transformación de las rocas preexistente gracias a la acción de los agentes atmosféricos. Podemos distinguir dos tipos:

    • Física: es la desagregación de la roca, la formación de fragmentos más pequeños sin que cambie la composición mineralógica. Los agentes que la producen son:

      • La acción del hielo-deshielo (gelifracción): el agua, cuando se hiela, aumenta de volumen y actúa como una cuña en las grietas de la roca y la rompe. Los sedimentos que produce se llaman canchal o pedriza.

      • Cambios bruscos de temperatura del día y la noche: producen dilataciones y contracciones en la superficie de las rocas y ocurre su descomposición. Es típico de zonas desérticas.

      • Acción del viento (deflacción): las partículas que van suspendidas en el aire chocan contra una roca produciendo su desgaste.

      • Actividad biológica: los animales pequeños y las plantas producen grietas por las cuales, las rocas se ven favorecidas a romperse.

    • Química: consiste en la alteración de algunos minerales que contiene la roca y es típica de climas cálidos y húmedos. El agente de meteorización química más importante es el agua y puede actuar de diversas maneras:

      • Disolución: el agua, por sí sola, puede disolver algunos minerales solubles como es el caso de la halita o del yeso. El mayor poder disolvente del agua proviene de la presencia de pequeñas cantidades de ácido, siendo el más común el carbónico originado por el dióxido de carbono que se mezcla con el agua de la lluvia disolviendo minerales como la calcita que en un principio es insoluble en agua. Éste último proceso se llama carbonatación, porque el ácido carbónico, transforma el carbonato cálcico en bicarbonato cálcico.

      • Hidratación: un mineral captura agua aumentando su volumen y transformándose en otro.

      • Oxidación: la presencia de agua acelera la velocidad de reacción, por lo que algunos elementos aumentan su valencia. Son muchos los minerales que contienen Fe: olivino, piroxenos, anfíboles...; y que mediante reacción de oxidación, se transformarán en hematites o limonita. También, la oxidación puede afectar a los sulfuros como la pirita produciendo ácido sulfúrico y limonita.

      • Hidrólisis: proceso de meteorización más importante y consiste en la reacción del mineral que sea (fundamentalmente un silicato) con el agua para formar otro mineral distinto (generalmente un mineral de la arcilla). Este tipo de hidrólisis va a producir muchos minerales de la arcilla que son los componentes más importantes del suelo.

      • Otros agentes de la meteorización química son algunos organismos: líquenes, musgos y bacterias, que producen ácidos orgánicos como húmicos, amoniaco, dióxido de carbono...; que ayudan a la descomposición de la roca.

    Como respuesta a la meteorización química, se distinguen 2 tipos de minerales:

    • Los resistentes: no se alteran, como el cuarzo.

    • Los alterables: los que se transforman en otros minerales o en iones que pasan a la disolución acuosa.

    De modo general, se puede establecer que los minerales que se han formado a altas temperaturas son más fácilmente alterables que los formados a temperaturas más bajas.

    Los factores que influyen en la meteorización son:

  • Composición química y mineralógica de la roca.

  • Textura de las rocas.

  • Estructura de la roca.

  • Topografía del terreno.

  • Clima: precipitaciones, temperaturas...

  • Tras la meteorización tendremos dos tipos de productos:

  • Los residuales: son aquellos que han resistido la meteorización química por ser minerales no alterables como cuarzo y óxidos. Formarán los sedimentos detríticos.

  • Los de alteración: minerales de la arcilla e iones de disolución.

  • Una parte del material formado por la meteorización dará lugar a la formación del suelo mientras que otra será transportada por la acción de la gravedad y de los agentes de transporte hacia zonas topográficamente más bajas, acumulándose y formando los sedimentos.

    EROSIÓN

    Es la separación física de los materiales meteorizados debido a la acción de la gravedad y a los agentes de transporte. Dependiendo del tamaño de las partículas, éstas se transportan a más o menos distancia.

    El transporte puede ser por:

    • Arrastre: de las partículas de mayor tamaño mediante corrientes de agua, hielo o acción de la gravedad.

    • Suspensión: de partículas de menor tamaño como polvo o sales que son transportados por el viento o el agua.

    • Disolución: los aniones y cationes solubles irán disueltos en el agua.

    SEDIMENTACIÓN

    Los materiales transportados en estado sólido se depositarán cuando disminuya la fuerza del agente de transporte excepto en los glaciares, donde la sedimentación es selectiva.

    Los materiales muy finos o los transportados en suspensión o disolución, se depositan cuando cambian las condiciones físico-químicas del medio produciéndose una precipitación selectiva. Los materiales depositados se llaman sedimentos que pueden ser:

    • Detríticos: transportados en estado sólido.

    • Químicos: transportados disueltos (precipitación).

    Se denomina cuenca sedimentaria a una amplia región donde se produce abundante sedimentación durante mucho tiempo. Está afectada por una importante subsidencia (hundimiento paulatino a medida que llegan nuevos aportes). La mayor parte de ellos son oceánicos y la menor, sedimentos que van a parar al mar, por lo que la mayor parte de sedimentos son de origen marino.

    Dentro de la cuenca de sedimentación, se distinguen unidades de menor entidad llamadas medios sedimentarios, con las características físicas, químicas y biológicas diferentes, a los de otro medio. Hay medios sedimentarios continentales, marinos, costeros o de transición.

    DIAGÉNESIS

    Es un conjunto de cambios físicos y químicos que sufre un sedimento para transformarse en una roca sedimentaria.

    Los cambios pueden ser:

    • Compactación: perdida de porosidad de los materiales como consecuencia del peso de los sedimentos supra-adyacentes, lo que hace reducir volumen y aumentar la coherencia del sedimento.

    • Deshidratación: como consecuencia de la compactación, el sedimento pierde agua que puede circular lateral o verticalmente. Si lleva disuelto algún ión puede producir reacciones con los minerales del sedimento mediante sustituciones iónicas formando nuevos minerales llamados diagenéticos.

    • Cementación: proceso por el que las soluciones que circulen entre granos del sedimento precipitan rellenando los huecos que aun quedaban y uniendo definitivamente los granos, y dando mayor cohesión a la roca. El cemento es de calcita, sílice o de óxidos de hierro.

    En el caso de rocas de precipitación química, el proceso de diagénesis no es el mismo, sino que se forman roca de cristales intercreados a medida que va precipitando el sedimento.

    COMPOSICIÓN QUÍMICA Y MINERALÓGICA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

    La composición química de las rocas está constituida por los mismo elementos mayoritarios de las rocas ígneas si añadimos el C y el H, como consecuencia de la interacción de la biosfera y la atmósfera en los procesos sedimentarios.

    En cuanto a la composición mineralógica de las rocas sedimentarias, los minerales más abundantes son: cuarzo, yeso, mica, feldespatos, minerales de la arcilla, calcita, dolomita y óxidos de hierro.

    TEXTURA Y ESTRUCTURA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

    Rocas detríticas: su textura típica, llamada clástica , está formada por tramo, matriz y cemento (granos minerales, material de tamaño muy pequeño que rellenan los huecos y el cemento une todos los granos).

    Rocas químicas: tienen textura de precipitación, que consiste en una serie de cristales intercrecidos a base de calcita, yeso, halita... (crecimiento uno encima de otro). En rocas carbonatadas se constituyen tres tipos de texturas según el tamaño del cristal que precipita:

    • Micrita: tamaño de una micra.

    • Esparita: tamaño de cristales mayores.

    • Oolitica/pisolítica: arena con carbonatación.

    La estructura son las características observables en una roca sedimentaria, no a nivel microscópico, sino macroscópico. Hay estructuras que se forman durante el depósito y otras que se producen con posterioridad. Existen estructuras masivas de estratificación cruzada, de grano de selección, rizaduras, huellas, grietas de desecación...; que nos dan información sobre el medio.

    CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

  • Detríticas: formadas por partículas transportadas en estado sólido. Dependiendo del tamaño del grano:

    • Ruditas: grano superior a 2 mm. Los cantos pueden ser monogénico o poligénico. Ej: conglomerado y brecha.

    • Arenitas: grano de 2-1/16 mm. Los granos pueden estar sueltos (arena) o compactos (arenisca). Los últimos pueden ser continentales o marinos y se clasifican por el contenido en cuarzo, feldespatos y matriz detrítica:

    Grauvacas:

    Lítica: subgrauvacas (protocuarcitas u ortocuarcitas)

    Feldespatos: arcosas o subarcosas.

    Las partículas son transportadas por el agua en suspensión formando geles. El depósito de éstos se realiza al cambiar las condiciones físico-químicas del agua, por variación del pH, por la concentración de iones, cambios en la salinidad, temperatura...

    El encontrar lutitas indica que se formaron en una zona tranquila (sin apenas corrientes), en ambientes continentales en las llanuras de inundación de los ríos, en las lagunas, en las zonas desérticas formando loess... La mayor parte de las lutitas son marinas, fundamentalmente, formadas en llanuras abisales y suelen tener color rojizo. Cuando se encuentran mezcladas con carbonato forman las margas.

  • De precipitación química: se forman por precipitación de los iones transportados en solución, por lo que tanto su formación no depende de la disminución de la velocidad para su depósito sino que depende de los cambios físico-químicos del medio. Esta precipitación se produce mediante procesos inorgánicos o con la intervención de organismos que son capaces de tomar de las aguas los elementos necesarios para construir parte de su cuerpo. Los carbonatos y la sílice son los componentes minerales más usados. Dentro de éste grupo distinguimos:

  • Rocas carbonatadas: son las más abundantes, formadas por carbonato cálcico en forma de calcita o aragonito dando lugar a las calizas. También puede que estén constituidas por carbonato cálcico magnésico en forma de dolomita, para formar las dolomías.

        • Calizas: esfervecen con ácido, se forman por un proceso inorgánico o bioquímico, son continentales y marinas. El proceso inorgánico consiste en la precipitación del carbonato cálcico existente en el agua. Para que esto ocurra, es necesario que disminuya la concentración de dióxido de carbono, lo que consigue un aumento de la temperatura o una bajada de la presión. El proceso bioquímico se puede realizar gracias a que algunos organismos toman el carbonato cálcico para que forme parte de sus cuerpos.

        • Calizas continentales: son formaciones de poca extensión, vinculadas con relieves kársticos (estalagmitas, estalactitas, tobas y travertinos). Los caliches también son formaciones continentales. El travertino es una caliza continental con estructura estratificada, porosa y formada por precipitación de las aguas superficiales o subaéreas. Hay variedades muy porosas con impresiones de restos vegetales que se llaman tobas calcáreas.

        • Calizas marinas: suelen formarse en aguas tranquilas, sin aportes detríticos, en mares no muy profundos ni fríos ya que a grandes profundidades la presión es más alta y la temperatura más fría, lo que impide la precipitación del carbonato cálcico.

        • Calizas orgánicas: como la lumaquela formada por restos de conchas o la creta, constituida por caparazones de foraminíferos y vegetales unicelulares del grupo de los cocolitofóridos. Es blanda, porosa, blanca y típica del cretácico.

        • Dolomías: constituidas por dolomitas en los mismos ambientes marinos que las calizas. Existen dos tipos: primarias (precipitación directa) y secundarias (formadas por sustitución de parte del Ca de una caliza por Mg “dolomitización”).

  • Rocas silíceas: formadas por la sílice precipitada en forma de ópalo o calcedonia. El proceso de precipitación es de origen inorgánico o bioquímico. El proceso inorgánico forma el silex que puede precipitar en forma de nódulos o estratificada. El proceso bioquímico se realiza gracias a la intervención de organismos que toman sílice del agua para formar parte de su esqueleto, como las diatomeas, radiolarios y los espongiarios, dando lugar a rocas llamadas diatomita, radilarita y espongiolita.

  • Rocas alumino-ferrosas: se forman por precipitación del Al y del Fe en forma de óxidos e hidróxidos por lo que es necesario que éstos elementos se liberen de los minerales en los que están contenidos y pasen a las aguas. La precipitación tendrá lugar cuando cambien las condiciones físico-químicas del medio y en regiones donde se produzca una intensa meteorización química (zonas intertropicales). Ej: Lateritas (hidróxidos de hierro) y bauxitas (hidróxidos de aluminio).

  • Rocas evaporitas: son rocas sedimentarias que se producen por la precipitación química como consecuencia de la evaporación de agua en la que están disueltas las sales y la consiguiente sobresaturación. Los iones que quedan en el agua son cloruros y sulfatos de Ca, Mg, Na y K. Hay muchos minerales evaporíticos, siendo los más comunes el yeso y la anhidrita del grupo de sulfatos y la halita y silvina del grupo de cloruros. La precipitación de éstas sales se produce en orden inverso a su solubilidad. La última en depositarse es la silvina. Otros factores que intervienen son: la temperatura, concentración salina, agua continental o marina... Para que se produzcan evaporíticas se requiere un clima cálido y seco, donde la evaporación predomine sobre la precipitación. Están vinculadas en el tiempo a unas épocas determinadas, así después de las glaciaciones se producen depósitos de evaporitas (pérmico, triásico, oligoceno, mioceno y cuaternario). También se vinculan a etapas post-orogénicas donde se forman mares interiores poco profundos. Pueden salir a la superficie debido a esfuerzos compresivos y a su poca densidad, formando estructuras como los diapiros y los domos.

  • Rocas fosfatadas: son escasas, formadas por fosfatos de calcio (colofana), aparecen estratificadas, se originan por acumulación de restos vertebrados en medios continentales y marinos y lo más importante es el grano (se usa como abono).

  • Organógenas

  • Carbón: se forma por la acumulación de restos vegetales en zonas pantanosas, lagunares o deltaicas. La subsidencia de éstas zonas y el posterior encubrimiento por otros materiales detríticos ayudan a la transformación de la materia vegetal en carbón con la ayuda de un aumento de la presión y la temperatura. Los tipos de carbón son: turba, lignito, hulla y antracita. El carbón se puede formar en dos sitios:

        • Cuencas parálicas: son grandes extensiones de marismas costeras cercanas del mar.

        • Cuencas límnicas: son de dimensiones más reducidas, continentales y vinculadas a los lagos.

  • Hidrocarburos: son el petróleo (líquido), gas natural (gas) y betunes (sólidos). Su origen es orgánico. Está relacionado con el plancton marino. Se acumulan en los fondos hasta formarlos.

  • TEMA 6

    METAMORFISMO.

    ROCAS METAMÓRFICAS.

    INTRODUCCIÓN

    Se define metamorfismo como los cambios estructurales y mineralógicos de una roca en estado sólido bajo unas condiciones de presión y temperatura distintas a los de su formación. Los límites entre los que ocurren los procesos metamórficos son la diagénesis y la anatexia.

    Diagénsis - 200º C 2 kb - Metamorfismo - 800º C 8-10 kb - Anatexia

    Al no producirse cambios en la composición química se dice que se produce un metamorfismo isoquímico, para diferenciarlo de algunos casos raros en los que tiene lugar pérdida o ganancia de material, desprendimiento de dióxido de carbono y adición de agua, en cuyo caso hablamos de un metamorfismo haloquímico. Un caso de éste último es aquel en el que a la roca que se está metamorfizando llegan fluidos hidrotermales que provienen del magma, y se conoce como metasomatismo.

    A la formación de nuevos minerales en el metamorfismo se le llama blastesis.

    FACTORES DEL METAMORFISMO

    Temperatura

    Hacia el interior de la Tierra va aumentando durante los primeros km de corteza a razón de 30º por km. Los materiales que se forman cerca de la superficie, son empujados al interior de la Tierra como consecuencia de la subducción. También, en los bordes de las placas, las rocas son transportadas a grandes profundidades, alcanzando mayores temperaturas.

    Al estar en contacto con una masa magmática, también aumenta la temperatura. La variación de la misma, provoca una aumento de la solubilidad de muchos minerales acompañado de una aumento de la movilidad de las partículas, con lo que se aceleran las reacciones químicas. Las reacciones que pueden tener lugar son: deshidratación, recristalización y reajustes mineralógicos (son reacciones entre distintos componentes de la roca con la formación de nuevos minerales). Ej.

    • CaCO3 + SiO2 CaSiO3 + CO2

    • Calcita + clorita + cuarzo actinolita + CO2 + H2O

    • Dolomita + cuarzo + H2O tremolita + CaCO3 + H2O

    Las rocas resultantes provocadas por un incremento de temperatura son en consecuencia, rocas más cristalinas.

    Presión

    También aumenta al profundizar en el interior de la Tierra. No obstante, hay que diferenciar dos tipos de presión:

    • Litostática o confinamiento: es la causada por los sedimentos que caen encima de la otra roca. El efecto es una mayor compactación y densidad de la roca, tanto mayor cuanto más profunda esté, pero no se produce deformación.

    • Dirigida: resulta de esfuerzos compresivos que produce en la roca cambios texturales. Las más superficiales, al estar frías, sufrirán brechificación (trituración). También puede producir una reorientación de los minerales que se disponen perpendicularmente al esfuerzo, con lo que la roca adquiere una estructura llama foliación o esquistosidad. En profundidad, la roca, al ser más plástica no sufre trituración, sino que se pliega y repliega de manera compleja.

    TIPOS DE METAMORFISMO

    Dependiendo de los factores que intervienen, se distinguen tres tipos:

    Dinámico o dinamometamorfismo

    El factor predominante es la presión direccional o esfuerzo producido por dos bloques a lo largo de planos de fallas, produciendo una brechificación con trituración de las rocas, formando rocas cataclásticas como las brechas tectónicas. Si las fallas tienen mayor profundidad, las rocas se llaman milonitas. Mediante este tipo hay cambios texturales y estructurales.

    Térmico o de contacto

    Es producido por un incremento de temperatura. El caso más general es producido por una inclusión magmática, donde la roca que está en contacto con el magma, sufre un calentamiento que le conduce a sufrir metamorfismo. La zona afectada recibe el nombre de aureola de contacto.

    Se producirán reacciones entre los minerales de la roca, disoluciones, recristalizaciones y blastesis.

    Como no hay incremento de presión, la roca formada no presentará foliación, sino que tiende a ser más cristalina con mayor tamaño del cristal que la roca original. Genéricamente, a las rocas formadas por este tipo de metamorfismo se les llama corneanas (cuarcita y mármol).

    Si durante el enfriamiento de la masa plutónica existen soluciones hidrotermales que circulen por la roca, se pueden producir fenómenos de metasomatismo. Un tipo especial de metamorfismo de contacto es el del fondo oceánico que se produce como consecuencia del calentamiento en los alrededores de las dorsales.

    Regional

    Es aquel en el que intervienen el incremento de temperatura y presión afectando a extensas zonas durante mucho tiempo.

    Ocurre durante los procesos orogénicos, forma la mayor parte de las rocas metamórficas y sus efectos son muy variados: blastesis, foliación, reorganización de minerales...

    La presión es de los dos tipos y debido a que presión y temperatura varían mucho se distinguen 3 tipos de metamorfismo regional:

    • Bajo grado.

    • Medio grado.

    • Alto grado.

    En las zonas de subducción hay metamorfismo de altas presiones y bajas temperaturas y se forman rocas llamadas esquistos azules, debido a la presencia del anfíbol glaucofana.

    Un tipo particular de metamorfismo regional, es el que se da en las zonas profundas, por lo que el factor predominante es la presión litostática sin que halla una correspondencia en el aumento de la temperatura. Se forma una roca muy densa llamada eclogita (piroxeno y granate).

    Cuando las rocas están sometidas a temperaturas que superan los 800º C habrá una parte fundida y otra no, dando una roca con una composición intermedia entre metamórfica e ígnea llamada migmatita.

    COMPOSICIÓN QUÍMICA Y MINERALÓGICA DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS

    La composición química de las rocas metamórficas es similar a la de las rocas ígneas con SiO2 y Al2O3 como más abundantes.

    La composición mineralógica puede encontrarse en la mayoría que componían las rocas ígneas, menos los pobres en sílice como olivino y feldespatos. No obstante, existen una serie de minerales característicos de éstas rocas, que aparecen en unas determinadas condiciones de presión y temperatura. A estos minerales se les llama minerales índice del metamorfismo y son muy importantes ya que su presencia en una roca indica el tipo de metamorfismo que la ha originado. Ej.

    • Wollastonita: bajas temperaturas.

    • Cordierita: cerca de 600ºC de temperatura.

    • Sanidina: cerca de 700ºC de temperatura.

    • Clorita: metamorfismo regional bajo.

    • Biotita, almandino o estaurolita: metamorfismo regional medio.

    • Sillimanita y ortosa: metamorfismo regional alto.

    • Distena, piropo o glaucofana: altas presiones.

    TEXTURA Y ESTRUCTURA DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS

    Las rocas metamórficas son cristalinas y su textura se denomina de forma general cristaloblástica. Dependiendo del tipo de organización de los minerales existen distintos tipos de texturas:

    • Granoblástica: la presentan rocas generadas por metamorfismo de contacto y también la eclogita. Es igual a la granuda de las rocas ígneas.

    • Lepidoblástica: es aquella que se presenta cuando un mineral de la arcilla o micas están dispuestos paralelamente a una dirección preferente.

    • Nematoblástica: la presentan rocas con minerales alargados que se disponen de manera que determinan una alineación preferente.

    • Porfidoblástica: es parecida a la porfídica de las rocas ígneas.

    La estructura más característica es la foliación. Dentro de ella distinguimos:

    • Pizarrosidad: los minerales arcillosos recristalizan en pequeños cristales de mica que se alinean de manera que sus superficies planas quedan casi paralelas de forma que pueden fracturarse fácilmente.

    • Esquistosidad: ocurre al aumentar la presión y la temperatura, lo que hace que los cristales aumenten de tamaño dando a la roca un aspecto escamoso.

    Otra estructura es la gneísica, donde hay una separación de minerales claros y oscuros. Algunas rocas metamórficas no presentan foliación, es decir, se han formado por un metamorfismo de contacto.

    FACIES METAMÓRFICA

    Son rocas formadas bajo el mismo tipo de metamorfismo, es decir, a condiciones de presión y temperatura iguales. Las facies suelen recibir los nombres de las rocas más comunes que se originan en esas condiciones. También se les suele llamar con el nombre de los minerales que contiene.

    ROCAS METAMÓRFICAS

    Pizarra: roca de grano muy fino, mate y generalmente de color oscuro (negro o gris). Minerales esenciales: minerales de la arcilla, cuarzo, mica y clorita.

    Filita: roca de grano muy fino, brillo satinado y diversamente coloreada. Minerales esenciales: minerales de la arcilla, cuarzo, mica y clorita.

    Esquisto: roca de grano medio, exfoliación esquistosa y diversamente coloreada. Minerales esenciales: cuarzo, biotita, moscovita, clorita y otros.

    Micaesquisto: igual que el esquisto pero con más cantidad de moscovita. Suele contener también granate.

    Gneis: roca de grano grueso y bandeado composicional. Minerales esenciales: cuarzo, feldespato, alcalino, plagioclasa y biotita.

    Mármol: roca no esquistosa de grano grueso o medio y color blanco cuando es puro. Mineral esencial: calcita. No raya al vidrio y efervece con HCl.

    Mármol dolomítico: roca no esquistosa de grano medio o grueso y de color grisáceo. Mineral esencial: dolomía. No raya al vidrio.

    Cuarcita: roca no esquistosa, de grano medio a grueso y color claro. Mineral esencial: cuarzo. Raya al vidrio y no efervece con HCl.

    Eclogita: roca no esquistosa de grano grueso. Minerales esenciales: piroxeno (verde) y granate (rojo).

    TEMA 7

    GEODINÁMICA INTERNA DE LA TIERRA

    LA TIERRA: INTRODUCCIÓN

    Forma: su superficie es irregular y se denomina geoide.

    Tamaño: la longitud de la circunferencia es de unos 40.000 km aproximadamente. El radio medio de la Tierra es de 6371 km, siendo 6378 en el Ecuador y 6356 en los polos. El área de su superficie es de 5 · 108 km2 y su masa es de 5'9 · 1024 kg.

    Densidad: la densidad media de la Tierra es de 5'52 gr/cm3. La de las rocas de la corteza es de 2'7 gr/cm3, la del manto está entre 3'3 y 5'5 gr/cm3 y la del núcleo pasa bruscamente a 10 y a 13'6 gr/cm3 en el centro.

    Gravedad terrestre: el valor medio es de 9'8 m/s2. varía en función de la altitud, la latitud, presencia de masas de diferente densidad... La anomalía positiva ocurre en los océanos y se produce cuando el valor real es mayor que el teórico. En cambio, la anomalía negativa tiene lugar en las montañas y es cuando el valor real es menor que el teórico.

    Presión terrestre: aumenta con la profundidad, desde el valor cercano a 1 bar hasta 3700 kilobares.

    Temperatura: aumenta con la profundidad una media de 3ºC por cada 100 m, a esto se le llama gradiente geotérmico. En el núcleo es de unos 6000ºC. Las causas del calor interno de la Tierra son: los restos de calor de formación y la desintegración de isótopos radiactivos.

    Campo magnético: tiene estructura de dipolo (norte y sur magnéticos) y no coincide con el eje terrestre (norte y sur geográficos). El ángulo que forman el polo norte geográfico y el magnético se llama declinación magnética. Los polos magnéticos han ido variando de posición a lo largo de la historia de la Tierra, incluso ha habido inversiones magnéticas entre los polos norte y sur magnéticos. De estudiar esto se encarga el paleomagnetismo.

    ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

    Se realiza por:

    • Estudios geológicos.

    • Estudios geofísicos: gravimétricos, geomagnéticos, paleomagnéticos, térmicos, sísmicos...

    • Estudios astronómicos: basados en la investigación de meteoritos. Según su composición se distinguen:

      • Sideritos: aleación de Fe y Ni en un 98%.

      • Siderolitos: parecidos a las peridotitas.

      • Aerolitos o litometeroritos: silicatos, sobretodo piroxeno y olivino.

    Según estos datos, la Tierra estará formada por tres zonas de distinta composición:

    • Interna (núcleo) ~ sideritos.

    • Intermedia (manto) ~ siderolitos.

    • Externa (corteza) ~ aerolitos.

    Método sísmico

    Está basado en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas, que varía con la composición química o con los cambios estructurales de los materiales que atraviesan. Hay tres tipos de ondas sísmicas:

    • Ondas P, primarias o longitudinales.

    • Ondas S, secundarias o transversales.

    • Ondas L o superficiales.

    Vp < Vs < Vl

    Un seísmo es una fractura o choque entre las placas que libera una fuente de energía manifestada en las ondas sísmicas.

    Las ondas P vibran en la misma dirección que la propagación de la onda.

    4

    k + ———·µ

    3

    Vp = ————————

    d

    El número k es constante y se llama módulo de rigidez del medio,  es una constante que se denomina módulo de incompresibilidad del medio y d es la densidad del medio.

    La velocidad de las ondas S se calcula:

    µ

    Vs =——

    d

    Por tanto, a mayor densidad, la velocidad de las ondas es menor. También, la velocidad es proporcional a  y en el caso de tener un medio fluido, la constante  es cero y la velocidad de las ondas también es cero, es decir, no se propagan por medios fluidos.

    Como en cualquier onda, en las sísmicas se pueden definir rayos (líneas ideales perpendiculares a los frentes de onda) que se propagan cumpliendo la ley de Snell:

    Sen i V1

    =

    Sen r V2

    Si la Tierra fuera un cuerpo homogéneo, las ondas se transmitirían por él en todas direcciones, sin embargo, no ocurre así. En realidad, las ondas sísmicas que llegan a los sismógrafos localizados en los puntos más alejados de un terremoto, viajan a velocidades medias mayores que las que se registran en zonas más próximas al epicentro. Este aumento de la velocidad con la profundidad es una consecuencia del aumento de la presión que potencia las propiedades elásticas de las rocas situadas hacia el interior, por ello, los caminos seguidos por los rayos sísmicos se refractarán.

    Como, en general, la velocidad de las ondas aumenta con la profundidad, los rayos se curvarán hasta reflejarse y volver a la superficie, cosa que ocurre cuando el ángulo de refracción (r) es mayor que el de incidencia (i). No obstante, en el interior de la Tierra, hay dos capas cuya velocidad de propagación de las ondas son menores a las de las capas contiguas, de forma que en ellas el ángulo de refracción es menor que el de incidencia, lo que se traduce en un cambio de la curvatura del rayo sísmico formándose lo que se conoce como una zona de sombra en la superficie. La zona de sombra provocada por la astenosfera se sitúa entre los 30 y 40 grados del epicentro, mientras que la provocada por el núcleo, se localiza entre los 105 y 140 grados.

    Llamamos discontinuidad sísmica a la zona del interior de la Tierra donde la velocidad de las ondas sísmicas varía bruscamente debido al cambio de composición o estructura de la roca que atraviesa. Las discontinuidades más importantes son:

  • Discontinuidad de Mohorovicik: separa la corteza del manto y se localiza a unos 10 km bajo los océanos y a unos 30-40 km bajo los continentes. Las ondas P y S viajan a 8 y 5 km/s respectivamente. Entre los 100 y los 1000 km de profundidad, los aumentos de velocidad no son constantes. De ellas, la más importante se localiza a 650 km. Se interpreta como un cambio en la estructura y no en la composición del los minerales del manto para adaptarse al aumento de presión reinante. Este límite sirve para dividir el manto superior del inferior y antiguamente se conocía como discontinuidad de Repetí.

  • Discontinuidad de Gutenberg: se sitúa a los 2900 km, es la más clara e importante de todas. En ella, la velocidad de las ondas P pasa de 13'5 a 8 km/s y las ondas S dejan de propagarse. Estos dos hechos se interpretan con la hipótesis de que de un manto inferior sólido, se pasa a un núcleo externo fundido, cuya incompresibilidad permite el paso de las ondas P pero no de las S. Antes de llegar a los 2900 km, a los 2700 se observa una ligera disminución de la velocidad que se interpreta como pérdida de rigidez del manto inferior al ponerse en contacto con el núcleo externo. A esta zona (2700-2900 km) se le llama nivel D.

  • Discontinuidad de Wiechert-Lehmann: se localiza a los 5120 km. Allí es donde se produce un aumento repentino de la velocidad de las ondas P que pasa de 10 a 11 km/s, lo que se interpreta como un aumento de la rigidez de la roca, distinguiéndose un núcleo externo fluido y otro interno sólido.

  • CLASIFICACIÓN GEOQUÍMICA DE LA TIERRA

    Corteza

    • Es la capa más superficial y constituye un 1% de su masa y el 3% de su volumen.

    • Su límite interno lo marca la discontinuidad de Mohorovicik.

    • Presenta notables variaciones de espesor: de 6 km en los océanos hasta de 70 en las cordilleras de montaña.

    • De hecho, se trata en dos unidades totalmente diferentes ya que no coinciden ni en densidades ni en el tipo de roca, ni en sus estructuras.

    • Distinguimos:

  • Corteza oceánica: es característica de los fondos abisales, tiene una densidad de 3'2 y presenta un nivel superior de sedimentos, uno intermedio de basaltos y otro inferior de garbos. Este tipo de corteza resulta del enfriamiento de cámaras magmáticas sobre las que se depositan sedimentos que caen al fondo oceánico. La edad máxima media de la corteza oceánica es de 18 m.a. Existen algunas variaciones: en las dorsales no hay capa sedimentaria y las rocas volcánicas tienen un espesor mayor, en los mares interiores la capa de sedimentos está muy desarrollada...

  • Corteza continental: su densidad es de 2'7. Antes se pensaba que estaba dividida en dos capas. Ahora se supone que un conjunto caótico de rocas plutónicas, volcánicas y sedimentarias más o menos metamorfizadas en la que , a veces, la composición de la parte superior es de tipo granítico y la inferior, de tipo gabroide. La corteza de transición se da en las zonas costeras y consiste en una corteza continental adelgazada por estiramiento y deslizamiento gravitacional durante la fragmentación de un continente.

  • Manto

    • Situado entre la corteza y el núcleo.

    • Limite superior: discontinuidad de Mohorovicik.

    • Límite inferior: discontinuidad de Gutenberg.

    • Espesor: 2900 km, representando el 83% del volumen terrestre y el 65% de su masa.

    • Se divide en: superior (hasta los 650 km) e inferior (hasta los 2900 km).

    • Densidad: 5'5.

    • Composición: rocas peridotitas.

    Núcleo

    • Situado entre el manto y el centro terrestre.

    • Límite superior: discontinuidad de Gutenberg.

    • Espesor: 3470 km aproximadamente, representando el 14% del volumen de la Tierra y el 31-32% de su masa.

    • Densidad: al comenzar el núcleo se produce un aumento espectacular de la densidad ya que de 5'5 pasa a 10. Posteriormente, aumenta lentamente hasta 13'5.

    • Composición: el núcleo es esencialmente metálico aunque no al 100%. Un 86% es Fe, un 4% Ni y un 10% S.

    • División: núcleo externo (2900-5120 km) y núcleo interno (5120-3671 km). Las ondas S no atraviesan en externo.

    • Espesor: interno 1250 km y externo 2220 km.

    CLASIFICACIÓN DINÁMICA DE LA TIERRA

    Litosfera: comprende toda la corteza y una pequeña porción del manto, teniendo un espesor de 100 km aproximadamente.

    Astenosfera: se extiende desde los 100 hasta los 650 km. Desde los 100 hasta los 250 km existe una capa que se encuentra fundida y que recibe el nombre de canal de baja velocidad, gracias a la cual se van a poder desplazar más fácilmente los materiales de la litosfera (las placas).

    Mesosfera: ocupa todo el manto inferior (650-2900km).

    Endosfera: es igual al núcleo del modelo geoquímico.

    TEMA 8

    ESTRATIGRAFÍA

    INTRODUCCIÓN

    La estratigrafía es una parte de la geología que estudia e interpreta los procesos registrados en las rocas sedimentarias que permite conocer la naturaleza y disposición de las mismas, su correlación y ordenación temporal correcta. Forma parte esencial de la geología histórica y de la paleontología.

    PRINCIPIOS BÁSICOS DE LA ESTRATIGRAFÍA

  • Principio de la superposición de los estratos (Steno s.XVII)

  • Cualquier capa superpuesta a otra es más moderna que aquella. Este principio tiene algunas excepciones como las terrazas fluviales, los pliegues tumbados, los cabalgamientos, los diapiros y las intrusiones ígneas.

  • Sucesión farmística (Smith s.XIX)

  • Los distintos grupos de fósiles no se distribuyen de manera casual, sino que se reparten en el tiempo en un orden determinado, por lo que los estratos de diferente litología que contengan el mismo fósil, serán de la misma edad.

  • Uniformismo (Hutton s.XVIII)

  • Las leyes y procesos naturales permanecen uniformes a lo largo del tiempo.

  • Actualismo (Lyell)

  • Los fenómenos que hoy están actuando han producido los mismos efectos en el pasado.

  • Simultaneidad de eventos (Hsü 1983)

  • En la naturaleza siempre han ocurrido eventos raros que han coincidido con grandes catástrofes: cambios climáticos, grandes terremotos, impacto de meteoritos...; que quedan reflejados en los estratos y que constituyen un buen criterio de correlación, a veces, a escala mundial.

    Objetivos de la estratigrafía

  • Identificación de los estratos y establecer la serie estratigráfica.

  • Correlacionar distintas series estratigráficas.

  • Reconstrucción de una cuenca sedimentaria en un momento dado (paleogeografía).

  • CONCEPTO DE ESTRATO

    Es un nivel de litología homogénea depositado paralelo a la inclinación del terreno y separado de otro estrato por superficie de erosión, por etapas de no sedimentación o por un cambio brusco en el carácter. Dependiendo del espesor tenemos:

    • Lámina: < 1 cm.

    • Estrato: > 1 cm.

    • Paquete: conjunto de estratos homogéneos.

    • Tramo: conjunto de paquetes.

    • Formación: conjunto de tramos.

    • Serie: conjunto de formaciones. Se representa desde muro (parte inferior) hasta techo (parte superior).

    PARÁMETROS DE UN ESTRATO

    • Potencia: es el espesor o grosor de un estrato medido del techo al muro perpendicularmente.

    • Dirección: es el ángulo que forma una línea horizontal del estrato con la línea Norte-Sur. Se mide en grados y se suele poner dirigido hacia el Este.

    • Buzamiento (inclinación): es el ángulo que forma la línea de máxima pendiente de un estrato con un plano horizontal. Se simboliza con un número que indica la inclinación y una o dos reglas de puntos cardinales. Va desde 0 a 90º.

    Una serie o sección estratigráfica es la representación ordenada en el tiempo de los estratos que aparecen en una zona determinada.

    FACIES ESTRATIGRÁFICAS

    Las facies estratigráficas son un conjunto de características litológicas y paleontológicas que definen a un conjunto de estrato y que permiten diferenciarlos de los demás.

    Ej. Facies calizas con ammonites, facies oxidante/reductora, facies recifal...

    Microfacies: conjunto de características litológicas y paleontológicas de una roca vistas al microscopio.

    Biofacies: conjunto de características paleontológicas que presentan las rocas.

    Litofacies: conjunto de características litológicas de una roca. Los cambios de litofacies se puede producir en la vertical o en la horizontal.

    Horizontal Vertical

    Algunos ejemplos de litofacies son:

    • Facies de capas rojas (red beds) :

      • Areniscas rojas nuevas (new red sandstone) : del Pérmico.

      • Areniscas rojas viejas (old red sandstone): del Devónico.

    • Weald y utrillas: formadas por unas arenas que pueden llevar conglomerados y arcillas. Weald es del Cretático inferior e indica un ambiente deltaico y utrillas es del Cretácico superior e indica un ambiente continental.

    • Keuper: características del Triásico superior y representadas por margas, arcillas y yesos versicolores.

    Tectofacies: conjunto de características tectónicas que definen un grupo de estratos. Ej.

    • Molasa y Flysh: materiales turbidíticos a base de conglomerados, limos y arcillas que se diferencian en que el Flysh es preorogénico por lo tanto es concordante con el resto de los materiales, mientras que la Molasa es postorogénica, entonces es discordante.

    UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS

    No existe un tipo sólo debido a que se usan tres parámetros diferentes que son: litología, fósiles y tiempo.

    Unidades litoestratigráficas

    Se establecen a través de los caracteres litológicos de las rocas y tienen un carácter práctico, siendo su principal limitación su relativa extensión lateral. La unidad litoestratigráfica fundamental es la formación que se define como el conjunto de rocas con unas características determinadas que se pueden dibujar en un mapa de escala 1:25000. varias formaciones forman un grupo.

    Capa < Miembro < Formación < Grupo

    Unidades bioestratigráficas

    Se establecen según las características de la biozona que se define como el conjunto de estratos caracterizados por los fósiles que contienen. Las ventajas que presentan estas unidades respecto a las litoestratigráficas, es que no son repetitivas. El inconveniente es que no todas las rocas presentan fósiles. Una unidad bioestratigráfica puede englobar a varias litoestratigráficas y viceversa.

    Unidades cronoestratigráficas y geocronológicas

    En ambas, el tiempo es el parámetro común pero, mientras que las cronoestratigráficas se refieren a estratos depositados en un tiempo determinado, las geocronológicas son divisiones puramente temporales.

    Cronoestratigráficas

    Geocronológicas

    Eontema

    Eon

    Eratema

    Era

    Sistema

    Periodo

    Serie

    Época

    Piso

    Edad

    Cronozona

    Crono

    TRANSGRESIONES Y REGRESIONES

    Una transgresión hace referencia a una invasión del mar sobre el continente, lo que produce un desplazamiento de la línea de costa hacia tierra. En cambio, en una regresión ocurre que la línea de costa se desplaza hacia el mar.

    Serie transgresiva típica Serie regresiva típica

    Caliza y dolomía Conglomerado

    Marga Arenisca

    Limos y arcillas Limos y arcillas

    Arenisca Marga

    Conglomerado Caliza y dolomía

    CORRELACIÓN ESTRATIGRÁFICA

    Alude a la equivalencia de edad entre distintos materiales. Gracias a ella se podrá realizar un estudio paleogeográfico de una amplia zona. Hay una serie de criterios físicos y biológicos para la correlación. Los biológicos se basan en la presencia de un determinado fósil y los físicos son:

    • Autocorrelación: seguimiento del material hasta que se acabe.

    • Litológico: se basa en las características que presentan las rocas como color, tamaño, textura...

    • Radioisótopos: basado en las dataciones radiométricas.

    DISCONTINUIDADES ESTRATIGRÁFICAS

    Son interrupciones en los depósitos, es decir, faltan materiales en una columna estratigráfica ideal.

    La laguna estratigráfica o hiato es el tiempo geológico que falta en el registro estratigráfico.

    En la interrupción sedimentaria que provoca una discontinuidad de distinguen dos procesos: la propia interrupción de la sedimentación y la posible erosión de los materiales infra-adyacentes que pudiera ocurrir durante la misma. Ello implica que el tiempo que falta en una discontinuidad puede ser de dos tipos: hiato no deposicional (tiempo sin depósito) e hiato erosional (tiempo no representado por haberse erosionado durante la interrupción y que va junto a uno no deposicional).

    Tipos de discontinuidades estratigráficas:

    • Paraconformidad: se mantiene el paralelismo entre los materiales infra y supra-adyacentes y la superficie de discontinuidad es como un plano de estratificación.

    • Disconformidad: los materiales infra y supra-adyacentes mantienen el paralelismo pero la superficie de interrupción se encuentra ondulada por la erosión.

    • Discordancia: los materiales infra-adyacentes presentan un buzamiento distinto al de los supra-adyacentes y entre el plegamiento de los infra y el depósito de los de arriba hubo una etapa erosiva.

    Existen diferentes tipos de discordancias:

    • Intraerosiva: superficie de separación ondulada.

    • Finierosiva: superficie de separación recta.

    • Progresiva: es aquella que se va amortiguando hacia una determinada zona.

    • Litológica o inconformidad: los materiales infra-adyacentes no son sedimentos, sino ígneos o metamórficos.

    TEMA 9

    TECTÓNICA

    INTRODUCCIÓN

    La tectónica es la parte de la geología encargada de estudiar los esfuerzos producidos en las rocas y los efectos resultantes.

    Mecánica de las rocas:

    • Esfuerzo: las rocas de la corteza están sometidas a distintos tipos de esfuerzos que pueden ser compresivos o distensivos. Consideremos en la corteza una pequeña porción de superficie (S) con cualquier orientación que se encuentre rodeando a un punto (M) y sometida a una fuerza (F). Llamamos esfuerzo a:

    d F

     = ———

    d S

    También se puede definir esfuerzo como la cantidad de fuerza que actúa sobre una cantidad de roca cambiando su forma y/o su volumen.

    • Deformación: es el cambio de forma y/o volumen de una unidad de roca provocada por el esfuerzo.

    El esfuerzo puede permanecer constante cualquiera que sea la orientación de éste o puede variar. Cuando no varía, el esfuerzo se llama isótropo y puede ser representado por una esfera de radio . Cuando el esfuerzo varía con la orientación, se obtiene un elipsoide cuyos radios corresponden a los esfuerzos máximo, medio y mínimo (1, 2, 3).

    Relación entre esfuerzo y deformación

    Dicha relación se conoció gracias a experimentos realizados en el laboratorio que consistieron en colocar una probeta de roca sometida a esfuerzos compresivos y distensivos.

    Posteriormente se estudiaron las curvas de esfuerzo-deformación y se comprobó que variaban en función de la roca. El comienzo de la curva se corresponde a una recta de fuerte pendiente, lo que va a indicar que la deformación es poco importante. Esta primera etapa corresponde al llamado dominio elástico, porque si se interrumpe el esfuerzo, la roca recupera su forma.

    Si aumenta el esfuerzo, vemos que la curva aparece más tendida, por lo que la deformación será mayor. Se dice que estamos en el dominio plástico porque si se interrumpe el esfuerzo, la roca no recupera su forma. Si se sigue aumentando el esfuerzo, la roca pasa del dominio plástico a la rotura. Si antes de romperse la deformación ha sido pequeña se le llama competente y si no, incompetente.

    Cada roca tiene su curva de esfuerzo-deformación propia. Hay que tener en cuenta un factor adicional ante la deformación de la roca como es la presión litostática o confinante que es debida al peso de los materiales que una roca tiene encima. Ante un determinado esfuerzo, una roca se pliega o se fractura.

    PLIEGUES

    Son ondulaciones que se producen en las rocas, fundamentalmente en las sedimentarias.

    Elementos de un pliegue:

    • Plano axial o superficie axial: es el plano o superficie que divide al pliegue simétricamente.

    • Eje del pliegue: es la intersección del plano axial con la superficie topográfica. No siempre es rectilíneo.

    • Ángulo de inmersión: lo forma la horizontal con el eje del pliegue.

    • Flancos: cada uno de los lados del pliegue que quedan separados por el plano axial.

    • Charnela: punto de máxima curvatura de un estrato.

    • Línea de charnela: pasa por todas las charnelas de cada estrato que componen el pliegue.

    • Cresta: es el punto más elevado aunque no tiene que coincidir con la charnela.

    • Valle: punto más bajo de un pliegue.

    Conceptos previos:

    • Antiforme: un pliegue antiforme es aquel en el que las superficies plegadas se separan hacia abajo.

    • Sinforme: las superficies plegadas se separan hacia arriba.

    • Anticlinal: es aquel en cuyo núcleo se encuentran los materiales más antiguos. Generalmente, tiene forma antiforme.

    • Sinclinal: en su núcleo se sitúan los materiales más modernos. Generalmente, tiene forma sinforme.

    Los pliegues se pueden clasificar en función de dos puntos de vista:

  • Clasificación geométrica

  • Según el plano axial:

    • Recto: el plano axial es vertical y charnela y cresta coinciden.

    • Inclinado: el plano axial presenta una pequeña inclinación, aunque los flancos buzan en sentido opuesto.

    • Tumbado: los dos flancos buzan en el mismo sentido. Uno se llama normal y al otro invertido cuyo buzamiento es superior a 45º.

    • Volcado: los dos flancos buzan en el mismo sentido. Uno se llama normal y al otro invertido cuyo buzamiento es menor a 45º.

    • Acostado: los dos flancos buzan en el mismo sentido. Uno se llama normal y al otro invertido cuyo buzamiento es igual a 0º entonces su plano axial es horizontal.

    Hay casos extremos en los que podemos obtener pliegues invertidos, de manera que un anticlinal pueda aparecer como un falso sinclinal y viceversa. También se puede expresar como anticlinales sinformes o sinclinales antiformes.

  • Según la potencia de sus flancos:

    • Isopacos: aquel en el que los flancos presentan la misma potencia.

    • Anisópacos: con flancos de distinta potencia. Distinguimos:

    • Estirado: cuando uno de los flancos se estira sin llegar a romperse.

    • Laminado: cuando se estira hasta el punto de romperse por lo menos, un estrato.

    • Pliegue-falla: un flanco se rompe según una superficie de fractura.

    • Cabalgante: un flanco se rompe según una superficie de fractura siendo la separación de los flancos superior al anterior.

    1.3. Según el buzamiento de los flancos:

    • Simétrico: los flancos buzan lo mismo.

    • Asimétrico: los flancos no buzan lo mismo.

  • Según su longitud

    • Anticlinal o sinclinal: cuando la longitud es igual o superior a dos veces la anchura.

    • Braquianticlinal o braquisinclinal: si la longitud está entre la anchura y el doble de la misma.

    • Domo o cubeta: cuando la longitud es sensiblemente igual a la anchura.

  • Otros:

    • Angulares (Cheuron): son aquellos cuyas charnelas son muy agudas.

    • En abanico o en champiñón: los flancos presentan buzamientos opuestos a los normales. En el caso de anticlinales, flancos buzan hacia dentro y en sinclinales hacia fuera.

    • En cofre: tienen los flancos verticales y crestas horizontales.

    • En rodilla o monoclinales: parece que sólo hay un flanco.

  • Clasificación genética

  • 2.1. Origen tectónico

    • De compresión: provocados por esfuerzos horizontales y son los más frecuentes.

    • De distensión.

    • De inclusión magmática.

    2.2. Origen no tectónico

    • De gravedad: provocados por deslizamientos.

    • De reacciones químicas: como cuando se pasa de anhidrita a yeso.

    • Según el comportamiento en profundidad

      • Concéntricos: son aquellos en los que los estratos mantienen el espesor pero no la forma. Son típicos de rocas sedimentarias.

      • Similares: los estratos mantienen la forma pero no el espesor, ya que se adelgaza en los flacos y se engruesa en las charnelas. Son típicos de rocas metamórficas.

      • Supratenuados: los plancos pierden buzamiento hacia la superficie.

      DISARMONÍA: DIAPIROS Y DOMOS SALINOS

      La disarmonía es el plegamiento diferencial de una capa respecto a otra por medio de desplazamientos a lo largo de planos de estratificación. La roca que se pliega de manera desordenada se llama incompetente y a la otra competente. Las rocas incompetentes tienden a plegarse en las charnelas de los anticlinales que se encuentran hinchadas por este motivo. Casos de disarmonía:

      • Diapiros: son estructuras formadas por materiales incompetentes (margas, yesos, arcillas, sales...) susceptibles de perforar las rocas supra-adyacentes, debido a esfuerzos tectónicos.

      • Domos salinos: es un caso similar pero de material salino, y su ascenso se debe a la diferencia de densidad.

      ASOCIACIONES DE PLIEGUES

      Generalmente, los pliegues no están aislados sino que se agrupan formando asociaciones complejas. Los ejemplos más típicos son:

      • Anticlinorio: conjunto de pliegues que dibujan un gran anticlinal.

      • Sinclinorio: conjunto de pliegues que dibujan un sinclinal.

      Anteclisa: anticlinal de grandes dimensiones.

      Sineclisa: sinclinal de grandes dimensiones.

      Isoclinales: aquellos cuyos flancos tienen la misma inclinación, es decir, planos axiales paralelos.

      Eyectivo: anticlinales estrechos separados por amplios sinclinales.

      Deyectivo: sinclinales y anticlinales de las mismas dimensiones.

      FRACTURAS

      Se definen como roturas producidas en las rocas cuando se supra el límite de plasticidad.

      Diaclasas

      Son fracturas sin desplazamiento de las partes afectadas. Pueden tener cualquier posición o tamaño.

      No suelen ir solas, se asocian formando dos familias que dan un ángulo cuya bisectriz menor indica la dirección del esfuerzo.

      • Clasificación geométrica: basada en la posición de la diaclasa respecto a la estratificación.

      • De estratificación: paralela a la estratificación.

      • De rumbo o dirección: paralelas a la dirección de la estratificación.

      • De inclinación: perpendiculares a la dirección de estratificación.

      • Oblicuas: su dirección no tiene relación con la estratificación.

      • Clasificación genética:

      • Tensión: son paralelas a las fuerzas que tienden a separar las rocas. Las grietas de desecación de las arcillas y la disyunción columnar de basaltos son típicos ejemplos.

      • Extensión: son perpendiculares a los ejes de los pliegues.

      • Relajación: son paralelas a los planos axiales de los pliegues.

      Fallas

      Son fracturas con desplazamiento relativo de los bloques fracturados.

      Elementos de una falla:

      • Labios: cada una de las partes separadas una vez que ha actuado la falla. Está el levantado y el hundido.

      • Plano de falla: superficie según la cual se ha producido la fractura y realizado el desplazamiento. Viene definido por su dirección y su buzamiento.

      • Espejo de falla: plano de falla que llega a estar pulido por consecuencia de la fricción.

      • Brechas de falla: a veces, sobre el plano de falla pueden aparecer rocas trituradas por la fricción entre los labios.

      • Estrías: aparecen sobre el plano de falla. Indican la dirección del desplazamiento de los labios. Una estría está caracterizada por el ángulo (raque) que forma con una línea horizontal sobre el plano de falla.

      • Salto de falla: es el desplazamiento real producido tras una falla entre los dos bloques. Se descompone:

        • Salto en dirección: medido según la dirección de la falla.

        • Salto de buzamiento: medido según la línea de máxima pendiente del plano de falla. Éste, se descompone en:

          • Salto transversal: mide el alargamiento o acortamiento de la corteza terrestre según se trate de una falla normal o inversa respectivamente.

          • Salto vertical: mide la diferencia de altura entre los dos labios.

      Tipos de fallas:

      Normal o directa: es aquella cuyo plano de falla buza sobre el labio hundido. El plano de falla suele tener un buzamiento superior a los 45º y se produce en etapas distensivas. El esfuerzo máximo ocurre en la vertical, el medio y el mínimo en la horizontal, estando el medio según la dirección de la falla. El esfuerzo máximo forma, con los dos posibles planos de falla, ángulos inferiores a 45º.

      Inversa: es aquella cuyo plano de falla buza sobre el labio levantado. Son fallas de menos de 45º que se forman en etapas compresivas. El esfuerzo máximo está en la horizontal y perpendicular al plano de falla. El medio también está en la horizontal pero en la dirección del plano de falla, mientras que el mínimo se sitúa en la vertical. El esfuerzo máximo forma con los dos posibles planos de falla ángulos de 30º.

      De desgarre o en dirección: el plano de falla es vertical y el desplazamiento ocurre e la horizontal. El esfuerzo máximo se sitúa en la horizontal según la dirección de la falla y mínimo también en la horizontal pero perpendicular a la dirección. El medio es vertical. Dependiendo en el sentido en el que se produzca el desplazamiento pueden ser de dos tipos:

      Diestras o destrosas Siniestras o sinestrosas

      Un tipo especial de falla de desgarre es la falla transformante, que se da en las dorsales oceánicas que acercan la parte central que se había separado por la expulsión de materiales ígneos.

      Vertical: el plano de falla es vertical, siendo un caso parecido a una falla normal.

      Dependiendo de la disposición de los estratos a los que afectan, las fallas pueden ser:

      • Conforme: los estratos buzan en la misma dirección que el plano de falla.

      • Contraria: los estratos buzan en sentido contrario al plano de falla.

      • Transversal: la dirección de los estratos es perpendicular a la de falla.

      • Direccional: la dirección de los estratos es paralela a la dirección de la falla.

      Fallas rotacionales o en tijera: son aquellas en las que uno de los bloques gira sobre una zona determinada del plano de falla.

      Fallas complejas: son aquellas en las que se asocian desplazamientos verticales y horizontales.

      Se refleja la mezcla de fallas dependiendo del ángulo de raque y se nombran con dos palabras:

      • > 45º: hace referencia a la componente vertical = normal o inversa.

      • < 45: hace referencia a la componente horizontal = destrosa o sinestrosa.

      Asociaciones de fallas

      Las fallas no suelen ir solas, sino asociadas, formando generalmente dos familias que se disponen subperpendiculares. Un juego de fallas se observa mejor que el otro. Las asociaciones más importantes son:

      • Fosa o Graben: es una asociación de fallas normales que limitan una zona hundida.

      • Pilar o Horst: limitan una zona levantada.

      • Fallas antitéticas: falla perpendicular a la sintética.

      • Fallas sintéticas: falla normal paralela a una gran falla.

      CABALGAMIENTOS Y MANTOS DE CORRIMIENTO

      Estos conceptos explican el que sobre unos materiales modernos podían estar situados otros más antiguos. Cuando el desplazamiento de los materiales antiguos es inferior a 5 km de denomina cabalgamiento y si es de mayor envergadura, se llama manto de corrimiento.

      En los cabalgamientos, tanto los materiales cabalgantes como los cabalgados pueden pertenecer al mismo dominio paleogeográfico. En los mantos de cabalgamiento no.

      Al lugar de procedencia del material cabalgante se le llama patria, a los materiales que cabalgan alóctonos y los cabalgados autóctonos.

      Cuando un manto de corrimiento se ve sometido a la erosión pueden aparecer dos estructuras:

      • Ventana tectónica: una porción de autóctono se rodea de alóctono.

      • Isleo tectónico o klippe: cuando una porción de alóctono, se rodea de autóctono.

      ESTILOS TECTÓNICOS

      En la superficie de la Tierra, los pliegues y las fallas no se reparten homogéneamente, sino que hay zonas donde predominan unos u otros obteniéndose así, diferentes estilos tectónicos.

      Zócalo o basamiento: materiales metamorfizados y/o granitizados pertenecientes a ciclos orogénicos antiguos.

      Cobertera: materiales sedimentarios depositados durante el último ciclo orogénico.

      Por ello, entre ambos hay una importante discordancia y su litología hace que tengan comportamientos distintos a esfuerzos: el zócalo tiende a fracturarse y la cobertera a plegarse.

      • Estilo tectónico germánico: materiales del zócalo están afectados por fallas escalonadas que darán lugar a fosas o pilares.

      • Estilo tectónico jurásico: la cobertera se encuentra completamente separada del zócalo y forma una asociación de pliegues más o menos paralelos o simétricos, en la que los anticlinales se corresponden con las cumbres y los sinclinales con los valles.

      • Estilo tectónico sajónico: la cobertera y el zócalo se pliegan conjuntamente viéndose afectados por fallas y pliegues.

      • Estilo tectónico alpino: presencia de mantos de corrimiento debido a que hay una cobertera muy plástica.

      REPRESENTACIONES DE ESTRUCTURAS EN MAPAS GEOLÓGICOS

      Anticlinal

      Anticlinal con ángulo dirigido

      Anticlinal deducido

      Anticlinal tumbado

      Sinclinal

      Sinclinal con ángulo dirigido

      Sinclinal deducido

      Sinclinal tumbado

      Domo

      Cubeta

      Falla normal

      Falla inversa

      Falla de desgarre

      Falla vertical

      Ventana tectónica

      Isleo tectónico

      TEMA 10

      OROGÉNESIS Y TEORÍAS OROGÉNICAS

      INTRODUCCIÓN

      En función de las deformaciones que presentan, en los continentes se pueden distinguir dos zonas:

      • Cratones o escudos: son estables, formados por rocas ígneas y metamórficas de edad precámbrica y sin cobertura sedimentaria. La plataforma es cuando un escudo tiene cobertura sedimentaria.

      • Orógenos: cordilleras de plegamiento que suelen situarse en los bordes de los continentes. Son inestables y la mayor manifestación de energía interna de la Tierra. Éstos no se distribuyen al azar, sino que siguen una serie de normas en el tiempo y en el espacio.

      El tiempo que tarda en formarse una cadena montañosa es lo que se llama ciclo orogénico. A lo largo de dicho ciclo existen unas fases de plegamiento y otras de tranquilidad.

      Los ciclos orogénicos más importantes son:

      • Cadomiense y Huroniano o Careliano en el Precámbrico.

      • Caledoniano y Herciniano en el Paleozoico.

      • Alpino en el Mesozoico y Cenozoico.

      TEORÍAS OROGÉNICAS

      Una teoría orogénica intenta explicar la formación de las montañas y de donde proviene la fuerza. Hay dos grupos de teorías:

      • Fijistas o verticalistas: están en desuso.

      • Movilistas u horizontalistas: destacan la deriva continental, expansión del fondo oceánico y la de las placas tectónicas.

      DERIVA DE LOS CONTINENTES

      Fue enunciada por Alfred Wegener (1910-1920). Partió de la similitud que había entre las costas de África y América del Sur. En su hipótesis, los continentes actuales serían el resultado de la fragmentación de un supercontinente al que llamó Pangea con separación o deriva de los fragmentos resultantes. Aportó una serie de pruebas:

      • Litológicas: las grandes estructuras geológicas se continuaban a ambos lados del Atlántico.

      • Petrológicas.

      • Paleontológicas: fueron contundentes. Encontró un pequeño reptil fluvial a uno y otro lado del Atlántico de la misma edad.

      • Paleoclimáticas: basadas en la presencia de tillitas (sedimentos de origen glaciar) en países que ahora se sitúan en el ecuador o en los trópicos.

      • Geodésicas: Wegener presentó una serie de medidas del posicionamiento de Groenlandia respecto de Europa con lo que pretendió demostrar que ambas masas de tierra estaban separándose a razón de 32 m/año. Posteriormente, pensó que era excesiva y en uno a sus viajes a Groenlandia muere.

      • Geofísicas: basadas en la teoría de la isostasia que supone que el sustrato sobre el que se apoya la corteza está fluido. Wegener sostenía que si los continentes podían moverse en la vertical sobre este sustrato, no había motivo que impidiera hacerlo también horizontalmente, siempre que hubiera una fuerza que los desplazara.

      Wegener define a los continentes y a los océanos como unidades independientes. Posteriormente a Wegener, se aportan otras pruebas para corroborar su teoría como las del interior de la Tierra aportadas por Gutenberg en 1959 que descubrió que la astenosfera pudiera ser el nivel fundido que describe Wegener.

      Entonces, para Wegener existía un solo continente al final del Paleozoico al que se le oponía un único océano llamado Pantalasa. Posteriormente, la Pangea se fragmenta en tres grandes unidades: el continente Noratlántico y el Chinosiberiano que se desplazan al Norte y Godwana, que viaja al Sur. En medió quedó el mar Thetis que todavía persiste y es el Mediterráneo. La explicación a las preguntas claves de cómo se forma la montaña y la fuerza de donde proviene dijo:

      Como motor de la deriva sugirió que los continentes flotaban sobre el fondo marino que era pastoso y permitía su desplazamiento. La fuerza centrífuga de rotación de la Tierra y la atracción del Sol y la Luna, habría bastado para empujar los continentes desde el Este al Oeste. Según él, las cordilleras se producían por el efecto de proa de los continentes en su frente de avance por deriva. Dicho frente se plegaría por efecto de la fricción sobre el fondo oceánico.

      La teoría es válida pero falla en la formación de las montañas y el origen de la fuerza.

      EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO

      En 1960, Hess enuncia esta teoría. Observó que la distribución de los materiales sedimentarios en las zonas oceánicas presentaban irregularidades. Así, en las inmediaciones de las dorsales apenas había sedimentos encontrándose rocas volcánicas. A medida que nos alejábamos de las dorsales hacia los continentes, la cubierta sedimentaria era mayor. Pero también, ocurre que la edad de los sedimentos más antiguos es menor cuanto más o acercamos a la dorsal, es decir, la distribución de los sedimentos indica que antiguamente, la sedimentación era posible en zonas progresivamente más amplias. También, al estudiar las propiedades magnéticas de cerca de las dorsales se encontraron con una distribución de las anomalías del campo magnético muy significativas, la cual eran unas bandas paralelas y simétricas a la dorsal (se obtuvo en magnetitas).

      La ordenación de todos estos datos forman la teoría de Hess, según la cual, las dorsales son zonas de ascenso de material (basalto) del manto que se derrama lateralmente generando litosfera oceánica que ensancha poco a poco, la amplitud del océano, separando los continentes que están a ambos lados de la dorsal. Con esta idea, se explican: la escasez y edad de los sedimentos, las anomalías magnéticas y la coincidencia de las costas. Con todo esto se sabe que el Atlántico empezó a separarse hace 200 m.a.

      TEORÍA TECTÓNICA GLOBAL O DE LAS PLACAS TECTÓNICAS

      Ha sido enunciada por varios científicos donde destacan: Wilson, Morgan, Bird, Mc Kenzie, Dietz y Le Pichon.

      Una placa es cada una de las partes en las que se puede dividir la litosfera siendo como unas losas rígidas de unos 100 km de espesor.

      Los continentes se mueven como bloques rígidos y encajados en materiales sólidos que son empujados lateralmente y no empujados a la deriva como decía Wegener o que flotan en el fondo. Aquí, lo que se mueve es la placa, tenga o no encima continente. Hay siete grandes placas: Pacífica, América del Norte, América del Sur, Africana, Euroasiática, Indoaustraliana y Antártica. Además, hay otras de menor envergadura: Nazca, Cocos, Caribeña, Filipina, Adriática, Egea y Persa. Hay placas continentales, marinas y mixtas. Las dimensiones varían a lo largo del tiempo.

      Hay tres tipos de límites entre placas:

      • Constructivos: se genera corteza oceánica (dorsales).

      • Destructivos: zonas de subducción.

      • Pasivos o conservadores: las placas se deslizan lateralmente a favor de fallas transformantes.

      La corteza continental que viaja en una placa no suele penetrar en la zona de subducción debido a su baja densidad. Suele permanecer en la superficie y cuando llega al borde, se deforma intensamente formando pare de una cordillera montañosa.

      Pruebas a favor de la teoría

      Oceánicas

      • Las que hacen referencia al volumen y a la distribución de sedimentos en las cuencas oceánicas (teoría de la expansión).

      • Edad de la corteza oceánica (teoría de la expansión).

      • Bandeado magnético (teoría de la expansión).

      • Sismicidad: las ondas sísmicas, además de reflejar las propiedades de las rocas por las que pasan, delatan cómo se movió la falla que las produjo, permitiendo reconstruir su mecanismo focal. Así, los mecanismos focales de los terremotos que se dan en las dorsales indican distensión. Los que ocurren en bordes destructivos indican compresión y en las fallas transformantes, indican desplazamiento lateral. Además, la distribución de los seísmos a escala mundial no es aleatoria y viene a coincidir con los límites de placas. La línea más importante de seísmos y erupciones es el cinturón de fuego del Pacífico, donde la placa Pacífica subduce bajo la Americana y la Euroasiática.

      • El flujo térmico en las cuencas oceánicas pone de manifiesto que en las dorsales, el calor llega a ser 50 veces superior al de las llanuras abisales. Por el contrario, en las fosas oceánicas es sólo la mitad de la media.

      Continentales

      • Encajamiento de la Pangea.

      • Paleontológicas, litológicas y paleoclimáticas.

      • Paleomagnetismo.

      • Sismicidad en la zona de subducción: la subducción de una placa se efectúa según planos inclinados que reciben el nombre de planos de Benioff, que en superficie se reflejan por las fosas oceánicas. Esa placa puede llegar a profundidades de 700 km, donde sus materiales son asimilados por el manto. Los focos sísmicos, en el plano de Benioff, se distribuyen a lo largo de dicho plano. La mayor parte de los seísmos son de origen distensivo, debido a la atracción propia de la placa. En profundidad, algunos son compresivos debido a la resistencia que encuentra la placa que subduce. En superficie, se dan de los dos tipos por la acción de fallas normales e inversas.

      Movimiento de las placas

      Dicho movimiento de unos cm al año se hace a partir del llamado polo euleriano. Geométricamente, las placas son sectores esféricos que se mueven sobre la superficie de una esfera. Dos placas separadas por una dorsal comparten un polo de rotación o euleriano.

      Todos los puntos de una placa contienen igual velocidad angular, pero su velocidad lineal aumenta con la distancia al polo de rotación. En conjunto, los límites de placas corresponden a dos lotes: uno que implica crecimiento y otro que induce a la reducción.

      En cuanto al mecanismo del movimiento de las placas se interpreta que tiene lugar por los efectos de salida de material ígneo por las dorsales, lo que produce un empuje lateral divergente a ambos lados de la misma. Se han emitido distintas teorías en cuanto al movimiento de las placas que se agrupan den dos apartados:

      • Teoría de las placas pasivas: se describe la hipótesis clásica de la convección, en la que la litosfera es transportada sobre células convectivas de mayor o menor envergadura. Para algunos autores, son de 700 km de profundidad, por lo que recibe el nombre de teoría de placa pasiva de convección profunda. Para otros, son menos profundas, y se llama teoría de placa pasiva de convección somera o advección.

      • Teoría de placas activas: dice que la placa participa en el movimiento de alguna manera. Hay dos posibilidades:

        • Teoría del empuje: dice que la salida de basalto que se inyecta de forma forzada en las dorsales, obliga a la placa a desplazarse. Dicho desplazamiento es favorecido por plumas convectivas que surgen de puntos calientes y que hacen como de lubricantes en el desplazamiento de la placa.

        • Teoría del arrastre: la densificación del basalto de la placa que subduce crea un peso extra que tira del resto de la placa. Las plumas convectivas, si salen a la superficie, pueden formar islas volcánicas, que tienen una cierta peculiaridad y es que se van alejando del punto caliente a medida que se desplaza la placa. El punto caliente puede originar un rosario de islas cuyas edades serán mayores cuanto más lejos están del punto caliente. No todas las islas volcánicas se forman de la misma manera, como las Canarias, cuyo origen está asociado a grandes fallas. Tampoco todas las islas son volcánicas, porque por ejemplo, las Baleares son continentales. Un punto caliente puede surgir en cualquier sitio.

      Ciclo de Wilson

      Explica los principios básicos de la tectónica de placas. Comienza con la fracturación de una masa continental por zonas de debilidad llamadas zonas de Rift, que tienden a romperlo formando corteza oceánica en medio de las partes. La expansión oceánica, por la actuación de la dorsal, hace que los continentes se separen progresivamente. En los bordes de los mismos, se acumulan gran cantidad de sedimentos cuando en ellos hay subsidencia.

      Una etapa posterior es en la que ocurre la subducción. En primer lugar, y por efecto de los empujes laterales, se forma una falla inversa en la que la corteza continental cabalga sobre la oceánica al ser menos densa. En este momento se forma un límite de placas por el plano de Benioff.

      A partir de ahí, ocurren intensas deformaciones en esa zona de contacto, produciendo orógenos. El proceso evolutivo puede continuar hasta que dos cortezas continentales choquen (fenómeno de obducción) donde ambas quedan soldadas y la corteza oceánica se pierde bajo la unión.

      Bordes destructivos

      Son zonas de convergencia de placas en la que se destruye la que subduce. La que cabalga se le llama borde de placa activo puesto que en ella ocurren deformaciones acompañadas de magmatismo y metamorfismo que formarán un orógeno. También es una zona sísmica. Según el tipo de corteza que corresponda a cada una de las placas que convergen en la zona de subducción se pueden formar distintos tipos de bordes constructivos:

      • Convergen 2 placas oceánicas: se forma un arco de islas como las islas Aleutianas. Un arco de islas es un rosario que se dispone paralelo a un continente en forma arqueada, con el lado cóncavo mirando a tierra. Está formado, fundamentalmente, por rocas volcánicas y se origina por la colisión de ambas cortezas oceánicas.

      • Convergen, una oceánica con otra oceánica pero cerca del continente: también se origina un arco de islas como las del Japón o las Filipinas y un mar interior que delimita el continente y el lado cóncavo del archipiélago. Algunos investigadores japoneses abogan que en el mar interior se produzca una extensión del arco que es una pequeña dorsal.

      • Subducción en el límite y bajo un continente en la que choca corteza oceánica con continental: se produce un orógeno llamado ortotectónico o andino.

      • Chocan 2 continentales: se forma otro orógeno denominado paratectónico o de tipo Himalaya.

      Plano de Benioff

      Su forma se ha conocido gracias a los focos sísmicos que en muchos casos, al conocer simultáneamente la inclinación del plano y la velocidad de subducción, se ha establecido una estrecha dependencia entre esta velocidad y el buzamiento del plano de Benioff.

      Los planos de Benioff muy tendidos se corresponden con velocidades de subducción muy altas, mientras que los que tienen un buzamiento muy grande se deben a velocidades bajas. Cuando están muy buzantes, domina la gravedad sobre los esfuerzos laterales y viceversa.

      Bordes constructivos o dorsales

      Una dorsal es una gran alineación montañosa, de 60.000 km de larga por 1000 km de ancha y entre 1 y 2 km de alta en cuya zona central se localiza una fosa tectónica o rift que separa la dorsal en dos. En dicha zona se distinguen tres partes:

      • Zona neovolcánica: mide 1 km de longitud aproximadamente.

      • Zona de grietas: de hasta de 2 km a ambos lados de la anterior.

      • Zona de graderías tectónicas: a los lados de las grietas.

      Las características más importantes de las dorsales son:

      • Están afectadas por fallas transformantes.

      • La zona neovolcánica presenta una intensa actividad sísmica e ígnea y un elevado gradiente geotérmico, lo que hace suponer que a poca profundidad, debe encontrarse una zona fundida.

      • Escasos sedimentos cerca de la dorsal que van aumentando conforme nos alejamos.

      • Las rocas volcánicas de las dorsales son más modernas que las que están alejadas.

      • El bandeado magnético simétrico respecto de las dorsales.

      Islandia es la dorsal oceánica emergida. Una dorsal incipiente es la zona de los grandes lagos de África, que no llegó a desarrollarse como tal. Esto se observa en la edad de las rocas magmáticas.

      TEMA 11

      EL TIEMPO EN GEOLOGÍA

      INTRODUCCIÓN

      Uno de los objetivos más importantes de la estratigrafía y de la geología histórica es determinar la edad de un suceso geológico y de las rocas que lo registran. La determinación de la edad se puede hacer a dos niveles: absoluto o relativo.

      Geocronología: es una parte de la estratigrafía encargada de determinar la edad de un suceso. La relativa se basa en el principio de la superposición de estratos. La absoluta intenta dar la edad exacta de un acontecimiento de la roca que lo contiene y para ello existen distintos métodos que se agrupan en dos apartados:

    • No radiactivos: son poco fiables y destaca el basado en el espesor de los sedimentos y la velocidad de sedimentación. Otro método es que se basa en las barbas glaciares que son una láminas claras y oscuras que van alternando y que se forman durante la época de hielo y deshielo de un glaciar. La dendrocronología estudia los anillos de crecimiento de los árboles.

    • Radiactivos: son muy fiables. Se basan en que en la naturaleza existen isótopos de muchos elementos, que son inestables y se transforman en otras estructuras de distinto peso atómico pero estables. La velocidad con que ocurre esto es constante e independiente de otras variables físicas o químicas. Se calcula mediante la fórmula:

    • 1 H H: número de átomos del elemento hijo

      t = · ln 1 +

      • P P: número de átomos del elemento padre

       es el periodo de semidesintegración que se define como el tiempo que tarda en reducirse a la mitad la sustancia radiactiva inicial con formación de otras estable.

      Carbono 14: en las altas zonas de la atmósfera, se forman C14 a partir de N14 como consecuencia del bombardeo de neutrones procedente de los rayos cósmicos que sufre éste. El C14 se difunde por el aire y el agua del océano formando C14O2 que pasa a formar parte de los organismos de manera que un individuo tiene siempre una proporción característica de C14 y C12.

      DIVISIÓN DEL TIEMPO GEOLÓGICO

      Tiempo geológico (m.a.)

      Eratema

      Sistema

      Serie

      1'8 - 0

      Cuaternario

      Holoceno

      Pleistoceno

      65 - 1'8

      Cenozoico o Terciario

      Neogeno (22'5 - 1'8 m.a.)

      Plioceno

      Mioceno

      Paleógeno (65 - 22'5 m.a.)

      Oligoceno

      Eoceno

      Paleoceno

      230 - 65

      Mesozoico o Secundario

      Cretácico (141 - 65 m.a.)

      Superior

      Inferior

      Jurásico (195 - 141 m.a.)

      Malm

      Dogger

      Lías

      Triásico (230 - 195 m.a.)

      Superior

      Medio

      Inferior

      570 - 230

      Paleozoico

      Pérmico (280 - 230 m.a.)

      Superior

      Inferior

      Carbonífero (347 - 280 m.a.)

      Superior

      Inferior

      Devónico (395 - 347 m.a.)

      Superior

      Medio

      Inferior

      Silúrico (435 - 395 m.a.)

      Superior

      Inferior

      Ordovícico (500 - 435 m.a.)

      Superior

      Inferior

      Cámbrico (570 - 500 m.a.)

      Superior

      Medio

      Inferior

      4000 - 570

      Precámbrico

      Alonquico (4000 - 2600 m.a.)

      Arcaico (2600 - 570 m.a.)

      TEMA 12

      PALEONTOLOGÍA

      INTRODUCCIÓN

      La paleontología es una ciencia que está a caballo entre la geología y la biología que estudia la vida en el pasado geológico. La herramienta fundamental de estudio son los fósiles. Se considera un fósil a cualquier resto de organismo o de actividad orgánica que se encuentre en el registro geológico: huesos, dientes, conchas, hojas, huellas, madrigueras, defecaciones...

      Suelen encontrarse en yacimientos paleontológicos que casi siempre están en rocas sedimentarias. La mayoría de estas rocas son marinas, aunque también las hay terrestres. Excepcionalmente, puede haber fósiles en rocas metamórficas de bajo grado como pizarras y también en rocas volcánicas.

      Se llama fósil característico o guía a aquel que reúne las siguientes condiciones:

      • Rápida evolución (animal que vive poco tiempo).

      • Extensa área de dispersión.

      • Fácil fosilización.

      Un fósil banal es aquel, que aún cumpliendo las dos últimas condiciones anteriores, no cumple con la primera, es decir, vive mucho tiempo.

      PRINCIPIOS BÁSICOS DE LA PALEONTOLOGÍA

      Actualismo paleontológico

      Los fósiles debieron regirse por las mismas leyes biológicas que los seres vivos actuales.

      Anatomía comparada

      Establece diferencias y analogías entre organismos.

      Correlación orgánica (Cuvier)

      Relaciona diversos órganos de un ser vivo de tal forma que no sólo puede ser reconocido por cualquier parte de su cuerpo, sino que además podemos deducir cómo serán las restantes.

      Cronología relativa

      Es el principio de superposición de estratos.

      PROCESO DE FOSILIZACIÓN

      Después de muerto, un organismo se destruye en un tiempo más o menos corto, por la acción combinada de agentes mecánicos, oxidaciones, bacterias y microorganismos. Para que esto no ocurra debe quedar rápidamente incluido en un material protector que lo preserve de la atmósfera y de los microorganismos pero aún así, es difícil encontrar las partes blandas.

      El verdadero proceso de fosilización supone una serie de transformaciones químicas que reemplacen la materia orgánica por materia mineral, generalmente calcita, sílice o pirita. El que sea uno u otro mineral depende de las condiciones físico-químicas ambientales. Por regla general, sólo fosilizan las partes esqueléticas de los organismos, perdiéndose los órganos blandos por procesos bacterianos.

      TAFONOMÍA

      La palabra tafonomía significa ley de la tumba. Es una rama de la paleontología que estudia cómo se forma el yacimiento paleontológico. La mayoría de las veces, los organismos al morir, sufren un transporte que los desplaza de su sitio de fallecimiento. Tales fósiles se consideran alóctonos, en contraposición de los autóctonos, formados en el mismo sitio donde vivían como son arrecifes de coral, banco de ostras, una turbera, una caliza nummulítica... Por regla general, un yacimiento se forma por la mezcla de fósiles autóctonos y alóctonos.

      Etapas en la formación de un yacimiento

      En una parte de la biosfera existe una fauna viva que constituye una biocenosis. De ahí se pasa a la acumulación de restos formando lo que se llama una tanatocenosis. En este proceso se eliminan las especies raras, poco numerosas por una simple ley de estadística, de manera que una tanatocenosis contendrá un término medio de la biocenosis y por regla general, sólo estarán representadas las formas más abundantes.

      A continuación, a las formas propias de la zona se les unen otras transportadas de lejos, que habrán perdido por el camino las formas grandes, pequeñas, flotantes...; y la suma de todos ellos, una vez enterrados forman la tafocenosis.

      Después ocurre la fosilización en la que se eliminan las formas sin esqueleto, larvarias, con esqueleto cartilaginoso o quitinoso, vegetales poco lignificados... El final es la formación de un yacimiento paleontológico llamado orictocenosis.

      DESCRIPCIÓN DE LOS FÓSILES MÁS IMPORTANTES

      Foraminíferos

      Son protozoos con un núcleo y un protoplasma. Además presentan un aparato pseudopodial y una concha mineralizada en muchos de ellos. Sus dimensiones varían entre menos de un mm y más de 14 cm. La concha presenta distintos tipos de ornamentación como son espinas, tubérculos, costillas... La mayoría son marinos bentónicos y vivían libres sobre el fondo aunque también hay un 3% planctónico.

      Los foraminíferos más importantes son:

      • Fusilínidos: con una concha en forma de melón y el género más conocido es Fusilina que data del Carbonífero y del Pérmico.

      • Orbitolínidos: el género más conocido es Orbitolina del Cretácico y su concha presenta forma de sombrero chino.

      • Alveolínidos: el género más relevante es Alveolina del Cretácico.

      • Nummulítidos: con su género estrella Nummulites del Paleógeno.

      Graptolites o graptolitos

      Son los restos fósiles de organismos marinos coloniales durante el Cámbrico hasta el Carbonífero. Se encuentran en gran abundancia en las pizarras del Paleozoico superior. Algunos formaban colonias ramosas complejas. Su tamaño oscila entre varios mm hasta 1 m. Una colonia estaba formada por numerosos individuos llamados zooides cada uno de los cuales, se alojaba en una cavidad llamada teca. Varias tecas formaban una rama o estipe y varias ramas originan un rabdosoma.

      Dependiendo de su forma de vida se dividen en tres tipos:

      • Planctónicos: eran la mayoría y presentaban modificaciones en sus estructuras que les servían de flotador.

      • Bentónicos: adoptando forma arbustiva.

      • Incrustantes: vivían dentro de la roca.

      Destacan los géneros: Monograptus, Diplograptus, Tetragraptus y Filograptus que dependen de la forma de las ramas.

      Trilobites

      Representan el grupo más importante de los artrópodos fósiles. Su nombre hace referencia a que su esqueleto está formado por tres lóbulos, uno central o raquis y dos laterales o pleuras. Sus dimensiones oscilan entre 0'1 y 70 cm siendo la media 5 cm.

      Poseían un par de antenas y numerosos apéndices similares entre sí, que contenían las branquias y que se situaban en la base. A causa de su crecimiento por mudas, los restos de trilobites son abundantes.

      Vivieron desde el Cámbrico hasta el Pérmico, es decir, toda el Paleozoico. Se conocen 1500 géneros repartidos en 150 familias. En su morfología se diferencian tres partes además de la trilobulación:

      • Cefalón (cabeza): se encuentran las líneas de sutura que es el lugar por donde se abría para la muda. El área comprendida entre las suturas en dirección al centro se llama cranidio. Éste, a su vez, está formado por la parte central sobresaliente llamada glabela y las partes laterales fixígena. Desde la línea de sutura hacia fuera tenemos la librigena. Junto a la sutura se encuentran los ojos que son compuestos. La parte posterior del cefalón puede alargarse formando las espinas genales.

      • Tórax: está formado por un número variable de segmentos torácicos articulados, entre 2 y 61. Cada segmento consta de una zona central (raquis) y dos laterales (pleuras). Estos segmentos, por su parte central presentan los apéndices anteriormente citados y también pueden tener espinas pleurales.

      • Pigidio: es la parte más posterior. Es variable en cuanto a tamaño, forma y segmentación.

      Vivían en medios marinos, bentónicos y de plataforma sobre fondos arenosos o fangosos. Por la forma de su cuerpo, se deduce un hábito reptante. Eran detritívoros y tenían facilidad de enrollarse sobre sí mismos ante una situación de peligro.

      Algunos géneros son: Agnostus (Cámbrico), Paradoxides (Cámbrico), Illaenus (Orodovícico), Calymene (Ordovícico) y Phacops (Devónico).

      Braquiópodos

      Son invertebrados marinos, bentónicos, cuyas partes blandas están cubiertas por una concha bivalvada, calcárea, en la mayoría de las especies. Se han descrito más de 30.000 especies, de las que sólo el 10% vive actualmente. Presentan dos valvas diferentes entre sí de dimensiones desiguales aunque sus mitades son simétricas según un plano perpendicular al plano de unión de ambas valvas.

      La concha de los braquiópodos puede presentar diversos elementos ornamentales como estrías y costillas que se disponen radialmente y también pliegues y líneas de crecimiento que están concéntricamente. También pueden tener tubérculos y gránulos.

      Interiormente, en estos organismos, destaca el lofóforo, que es un órgano complejo que forma el aparato respiratorio y sirve también para capturar el alimento. Dicho lofóforo está sustentado por un soporte calcáreo llamado braquidio. Su morfología es muy variada: forma de lazo, lámina, espiral...

      Otra estructura es el pedúnculo, que es un cuerpo carnoso que sale por la concha por un orificio llamado foramen y que sirve para agarrarse al sustrato. No todos los braquiópodos tienen foramen. Una tercera característica sobre los músculos que tienen, es que les permiten girar la concha en todas las direcciones, y se encuentran insertados en el interior de las valvas. También abren y cierran la valva.

      Algunos géneros importantes son: Atripa, Anathyris y Spirifer del Devónico, Rhynchonella y Terebratula del Mesozoico-Cenozoico y Pygope del Malm-Cretácico inferior.

      Celentéreos o cnidarios

      Son conocidos del Precámbrico hasta nuestros días, habiéndose descrito más de 2800 géneros. Dentro del phyllum hay tres clases con representantes actuales, destacando por su importancia la clase Anthozoa. Estos son marinos, solitarios o coloniales, donde están incluidos la mayoría de los fósiles y de organismos actuales. El número y la simetría de los tabiques es el principal criterio para dividir la clase en numerosos grupos.

      Dentro de este grupo tenemos:

      • Tabulados: son corales coloniales destacando el género Favosites del Devónico.

      • Rugosos o tetracoralarios: son corales solitarios o coloniales en los que los septos principales se insertan en número de cuatro o sus múltiplos. Son del Paleozoico. Los géneros más importantes son: Zaphrentis (Carbonífero), Acervularia (Devónico) y Calceola (Devónico).

      • Hexacoralarios o escreractinios: son solitarios o coloniales, cuyos tabiques se organizan en número de seis o sus múltiplos. Están incluidos todos los corales pospaleozoicos y actuales. Destacan los siguientes géneros del Cretácico: Cyclolithes, Placosmilia y Diplocteium.

      Moluscos

      Para clasificar a los moluscos fósiles recurrimos a las características de su concha. Este phyllum tiene distintas clases de las que las más importantes son los escafópodos, gasterópodos, lamelibranquios y cefalópodos. Todos son del Paleozoico hasta nuestros días.

      Escafópodos: presentan características intermedias entre gasterópodos y lamelibranquios. Poseen una concha externa en forma de tubo cilindrocónico abierta por ambos extremos. Tienen un pie blando en forma de pala que saca por el extremo inferior. Por el superior sacan un doble sifón. Aparecieron en el Ordovícico y llegan hasta nuestros días, siendo el Holoceno su época de máximo desarrollo. El género más conocido es Dentallium que aparece en el Eoceno y llega hasta nuestros días.

      Bivalvos, pelecípodos o lamelibranquios: la única característica común es la presencia de dos valvas en este grupo, que es un esqueleto externo carbonatado. Son marinos y pueden presentar una ornamentación muy variada. La charnela, situada entre las dos valvas, sirve para abrir y cerrar la concha ayudada por músculos internos y reforzados por la presencia de dientes y ligamentos. Los géneros más importantes son:

      • Mesozoico-Actual: Cardium, Mytilus, Pecten, Chlamys y Ostraea.

      • Lías: Gryphaea.

      • Jurásico-Actual: Arca, Trigonia, Spondylus, Venus y Panopaea.

      • Cretácico-Actual: Solen.

      • Mioceno-Actual: Pectunculus.

      Los rudistas son organismos que vivieron durante el Cretácico que presentan dos valvas asimétricas, una grande, gruesa y alargada y otra pequeña que sirve como tapadera. Destacan los géneros Hippurites y Radiolites.

      Gasterópodos: tienen una concha externa enrollada en espiral, asimétrica, siendo su característica común que su masa visceral sufrió un proceso de torsión durante su proceso evolutivo. Es la clase más numerosa, ya que hay más de 150.000 especies distintas. Están adaptados a todos los hábitats. Aparecen en el Cámbrico y llegan hasta nuestros días. Los géneros que más destacan son:

      • Cretácico-Actual: Conus.

      • Terciario-Actual: Patella, Haliotis y Murex.

      • Eoceno-Actual: Cerithium y Turritella.

      • Mioceno-Actual: Cripaea, Strombus, Helix y Planorbis.

      Cefalópodos: su nombre se debe a un número variable de brazos alrededor de la cabeza. Son los moluscos más especializados y de organización más elevada, destacando sus ojos que son igual de complejos que los de vertebrados. Aparecen en el Cámbrico y llegan hasta nuestros días. Sus representantes son: orthoceras, ammonites y belemnites. Algunos cefalópodos tienen concha externa, otros la tienen interna y algunos carecen de ella.

      La concha externa, cuando aparece tiene un doble papel: protección de las partes blandas y aparato hidrostático para la flotación, equilibrio y desplazamiento del animal. Sus dimensiones actuales son muy variadas, desde 2 cm hasta 20 m, de hecho, son los invertebrados de mayor tamaño que existen.

      Por regla general, presentan una concha formada por una sola pieza enrollada o recta y dividida en cámaras o septos, pero conectada por un cordón carnoso llamado sifúnculo que constituye la prolongación del manto del animal y que pasa de una cámara a otra a través de una abertura denominada cuello sifonal.

      La primera cámara se llama protoconcha y corresponde al estado embrionario del cefalópodo. La última cámara formada se llama cámara de habitación, que es lugar donde vive el animal. El resto recibe el nombre de fragmocono.

      Algunos cefalópodos no tienen concha y otros la tienen interna. El éxito evolutivo de los cefalópodos se ha asociado siempre a la flotabilidad de la concha que le permite desplazarse con facilidad. La forma externa de la concha es muy variada, llamándose a las rectilíneas ortoconos y a las enrolladas cirtoconos. Los cirtoconos pueden tener una tendencia evoluta (cuando se ven todas las vueltas) o involuta (cuando la última vuelta cubre a las anteriores), aunque pueden darse casos intermedios (concha convoluta).

      Se llama ombligo a la concavidad central. A la unión de los septos con la pared interna de la concha forma una cicatriz llamada línea de sutura. Los cefalópodos se clasifican en 7 subclases de las que las más importantes son:

      Ortoceráticos: comprenden formas ortogónicas, aparecen en el Cámbrico y llegan hasta el Triásico y su género más representativo es Orthoceras (Silúrico-Triásico).

      Nautiloideos: aparecen en el Ordovícico y llegan hasta hoy. Su género actual es Nautilus donde las líneas de sutura son rectas o ligeramente curvadas.

      Coleoideos: aparecen en el Carbonífero y llegan hasta nuestros días. Pueden presentar concha externa, interna o carecer. Todos los cefalópodos actuales menos Nautilus pertenecen a este grupo y también los extinguidos belemnites. Éstos presentaban una concha interna dividida en tres partes: rostro, fragmocono y prostraco. El rostro es un cilindro macizo, formado por carbonato cálcico con forma de proyectil. Su extremo anterior presenta una cavidad que está ocupada por el fragmocono. El prostraco es una prolongación del fragmocono a modo de lengua. Destacan dos géneros: Belemnites (Mesozoico) y Duvalia (Cretácico).

      Ammonoideos: presentan una concha cirtocónica, planispiralada que puede ser evoluta o involuta y con diferentes ornamentaciones como costillas, tubérculos, espinas, carena...; siendo la línea de sutura un carácter de importancia sistemática porque ya no es sencilla, sino que presenta sillas y lóbulos.

      Se consideran 3 tipos importantes de suturas:

      • Goniatítica: es la menos evolucionada, se da en las formas paleozoicas (Devónico y Carbonífero) y presenta forma ondulada con sillas y lóbulos enteros.

      • Ceratítica: presenta sillas y lóbulos dentados. Es típica de los ammonites del Permo-Triásico.

      • Ammonítica: con lóbulos y sillas dentados. La tendencia es de mayor complejidad de sutura. También se llama “hoja de perejil”.

      El nombre de ammonites ha quedado sólo para las formas mesozoicas. Los géneros más importantes son: Goniatites y Manticoceras (Paleozoico); Ceratites (Permo-Triásico); Dactylioceras, Amaltheus e Hildoceras (Lías); Oppelia (Dogger); Macrocephalites y Perisphinctes (Malm); Calliphylloceras (Jurásico); Lytoceras y Phylloceras (Mesozoico).

      Equinodermos

      Son invertebrados marinos, bentónicos o excepcionalmente pelágicos. Se conocen unas 20.000 especies de las cuales una ¼ parte viven actualmente. En este gran grupo se encuentran las estrellas de mar, los erizos, los pepinos de mar, las ofiuras, los lirios de mar... Dentro del phyllum tenemos:

      • Crinoideos: con un cuerpo pequeño, cubierto de placas que forman el cáliz o teca y un pedúnculo mediante el cual se fijan al sustrato. Del cáliz salen brazos largos adaptados a la captura del alimento. Destaca el género Crinus de Jurásico.

      • Equinoideos: presentan una simetría pentámera radial, que en algunos casos puede pasar a bilateral. Los géneros más importantes son: Cidaris, Micraster, Hemiaster y Heteraster del Cretácico; Clypeaster y Scutella del Mioceno; Encope del Cuaternario; Schizaster y Conoclypeus del Eoceno; y Echinocorys del Cretácico-Eoceno.

      TEMA 13

      LAS ERAS GEOLÓGICAS

      EL PRECÁMBRICO

      • Duración: comprende todo el tiempo anterior al Cámbrico, por lo que presenta una duración de 4030 m.a. (4600-570 m.a.) y es el 87% de todo el tiempo geológico.

      • División: el tiempo se divide en dos grandes eones, el Criptozoico y el Fanerozoico. El precámbrico abarca todo el Criptozoico. Éste se subdivide en: Azoico, Arquezoico y Proterozoico. Los dos primeros abarcan 2000 m.a. y el tercero 2030.

      • Paleogeografía: en el Proterozoico, los materiales no estaban aún totalmente rígidos debido a que todavía no existía una diferenciación entre las distintas capas del planeta y la corteza aún no estaba del todo formada. Cuando esto se consigue, se forman los escudos que en principio fueron 5: escandinavo, siberiano, africano, brasileño y canadiense.

      • Orogenias: se cree que ocurrieron dos limitando al Proterozoico. La inferior es la huroniana (lago hurón) o careliana y la superior es la cadomiense o assintica (separa materiales precámbricos de los cámbricos). En España, hay algunas zonas precámbricas como Cantabria, Galicia, Asturias y los montes de Toledo.

      • Paleontología: lo que caracteriza al Precámbrico es la ausencia de fósiles. Cabe citar algunas bacterias, algas, anélidos, celentéreos..., encontrados en las montañas del Ediácara (Australia).

      PALEOZOICO

      • Duración: abarca 340 m.a. (570-230 m.a.)

      • División: se divide en 6 periodos.

        • Cámbrico.

        • Ordovícico. Inferior

        • Silúrico.

        • Devónico.

        • Carbonífero. Superior

        • Pérmico.

      • Orogenias: a lo largo del Paleozoico ocurren dos orogenias, una en el inferior llamada Caledoniana (su nombre alude a Escocia) y otra en el superior denominada Herciniana (se refiere a los montes del Hertz en Europa Central). Cada una de ellas tiene distintas fases de plegamiento, quedando el Devónico sin actividad. La orogenia Caledoniana afecta a casi toda Europa mientras que en España apenas tuvo relevancia. La Herciniana fue de mayor importancia y afectó a Europa es dos direcciones fundamentalmente: una NO-SE y otra NOR-SO. En España surgen alineaciones tectónicas orientadas de Noroeste a Sudeste en toda la mitad de la península y una notable inflexión de dirección N-NE que forma la llamada rodilla asturiana. También origina los Pirineos, la Meseta Central y la cordillera Cantábrica. Fuera de Europa, la orogenia Herciniana forma los Urales, los Apalaches y en Sudáfrica, el cabo de Buena Esperanza. En el Devónico se produce una importante transgresión y la sedimentación detrítica llamada Old Red Sandton y en el Pérmico, el New Red Sandton. Excepcionalmente, en la parte occidental de América del Norte no afecta ninguna de estas orogenias. El Paleozoico se presenta horizontalmente y discordante frente al Precámbrico.

      • Paleogeografía: en el Paleozoico inferior hay una serie de escudos y dos cinturones orogénicos (Mesogeo y Circunpacífico). En el superior, como consecuencia de la orogenia Caledoniana ocurre la unión de varios escudos de la parte Norte y en el Carbonífero-Pérmico, como consecuencia de la Herciniana se produce la unión de todos los continentes en una única masa llamada Pangea.

      • Paleontología: la característica del Paleozoico es la gran eclosión de especies, tanto marinas, como posteriormente terrestres. A la gran variedad de invertebrados hay que añadir el desarrollo de los peces y la posterior adaptación a la vida aérea (fenómeno conocido como tetrapodia). Por su parte, los vegetales, representados al principio sólo por algas, eclosionan en el Devónico con las plantas palustres (pantanosas) que tendrá su máximo desarrollo en el Carbonífero.

      • Fauna:

        • Protozoos: destaca el grupo de las fusulinas.

        • Celentéreos: están los tetracoralarios.

        • Graptolites: viven durante el Ordovícico y el Silúrico.

        • Braquiópodos: Spirifer, Atripa, Anathyris...

        • Artrópodos: un grupo importante son los Gigantostráceos, que están desaparecidos, eran de vida marina, median 1cm de longitud y recuerdan a los escorpiones. En cuanto a insectos, fueron abundantes en el Carbonífero, destacando el grupo de los Odonatos. Otro grupo son los Trilobites.

        • Moluscos: los más relevantes fueron los cefalópodos que se desarrollan durante el Ordovícico y el Silúrico.

        • Equinodermos: están representados por varios grupos, destacando los Crinoideos.

        • Vertebrados: los primeros parece que eclosionaron en el Ordovícico y derivados de un grupo de equinodermos con simetría bilateral y cuerpo aplastado llamados Carpoideos. De ello proceden los dos primeros grupos de peces:

          • Agnatos (Ostracodermos): no tienen mandíbula.

          • Gnatostomos (Placodermos): poseen mandíbula. De este grupo derivan los Elasmobranquios (tiburones) y los Teleostos (peces con esqueleto óseo).

      Los primeros anfibios aparecen el Devónico superior. Una rama de éstos (Estegocéfalos) dará lugar, en el Carbonífero, a los reptiles, que al final de la era alcanzan dimensiones considerables. De estos primitivos reptiles citaremos dos grupos por su futura importancia evolutiva:

      • Tecodontos: grandes reptiles.

      • Pelicosaurios: que formarán los teromorfos y de ellos los primeros mamíferos.

      • Fauna: está representada por las plantas humedales que se inician en el Silúrico y se desarrollan en el Carbonífero. Las más importantes son los helechos, licopodios y equisetos. Alcanzan un porte arbóreo. Las gimnospermas aparecen en el Carbonífero y su grupo más importante, las Coníferas, lo hacen en el Pérmico.

      MESOZOICO

      • Duración: 165 m.a. (230-65 m.a.)

      • División: Triásico (35 m.a.), Jurásico (Lías, Dogger y Malm = 55 m.a.) y Cretácico (Inferior y Superior = 75 m.a.)

      • Orogenias: durante la era secundaria apenas hubo actividad orogénica. A lo largo de esta era y la terciaria la orogenia que predominó fue la Alpina, pero en el Mesozoico su actividad fue poco importante, sobretodo en Europa. Sin embargo, en América produjo el levantamiento de los Andes y de las Montañas Rocosas.

      • Paleogeografía: viene marcada por la tectónica de placas que tras la Pangea, comienza a separar los continentes y formar nuevos océanos. En un principio había tres grandes continentes: Noraltántico, Angara y Gondwana.

      • Paleontología: el Mesozoico se inicia por un cambio climático muy importante que trae consigo la segunda crisis biótica si consideramos la del Precámbrico como la primera, donde se pasó de una vida anaerobia a otra aerobia. Esta segunda crisis se produjo durante el Triásico. En el Jurásico se estabiliza el clima, produciéndose una gran eclosión de las especies a partir de las que había, sin crearse nuevos phyllums. Desaparecen los Trilobites, tetracoralarios, goniatites, paleogasterópodos..., y aparecen los crustáceos, decápodos, hexacoralarios, ammonites, neogasterópodos... En conjunto, el Mesozoico se caracteriza por el neto predominio de los moluscos, sobretodo de cefalópodos, ammonites y belemnites. Le siguen por importancia, braquiópodos, equínidos y hexacoralarios. Dentro de los vertebrados, los grandes reptiles.

      • Fauna:

        • Protozoos: Orbitolinas (Cretácico).

        • Celentéreos: hexacoralarios como Diploctenium, Cyclolithes y Placolmilia.

        • Braquiópodos: Spirifer, Rhynchonella, Anathyris, Terebratula, Zeilleria, Pygope, Atripa...

        • Moluscos: ammonites y belemnites.

        • Equinodermos: Cidaris, Micraster, Hemiaster, Heteraster, Echinocorys...

        • Vertebrados: reptiles, aves y mamíferos. Los peces teleósteos se desarrollan a lo largo de la era y en el Cretácico encontramos las actuales sardinas. Mientras, los anfibios han quedado reducidos a tamaños inferiores apareciendo urodelos y haluros.

      Las aves y mamíferos se consideran descendientes de los decodontos, aunándose en un grupo, en el de los samópsidos del que luego se separarán. Las primeras aves tuvieron evidentes caracteres reptilianos (garras y dientes). En cuando a los reptiles, destaca el grupo de los dinosaurios por sus grandes dimensiones que pueblan casi todos los ambientes. Los primeros mamíferos aparecen en el Triásico con formas no placentadas. Los auténticos mamíferos aparecen en el Cretácico, siendo equivalentes a los que hoy son insectívoros.

      • Flora: lo más destacado es la aparición del ciclo estacional que se refleja en el tronco de las coníferas, con anillos anuales de crecimiento. Hay un neto predominio de las gimnospermas que comprenden grupos exclusivos de la época: Bennetitales y Cicadales. Se inicia el desarrollo a gran escala de las coníferas: Sequoia, Ginkgo y Arancaria. No obstante, persisten las criptógamas vasculares como helechos y equisetos. Al principio del Cretácico aparecen las angiospermas, concretamente las dicotiledóneas (magnolia, lauros, populus...). En el terciario aparecerán las monocotiledóneas mediante las palmeras. Al final del Cretácico, las angiospermas dominan sobre las gimnospermas y es también cuando se produce la tercera crisis biótica.

      CENOZOICO

      • Duración: 65 m.a.

      • División:

      Oligoceno

      Paleógeno (40 m.a.) Eoceno

      Paleoceno

      Plioceno

      Neógeno (25 m.a.)

      Mioceno

      • Orogenias: la más importante es la Alpina, responsable de la mayoría de los relieves actuales de Europa y Asia. Comienza en el Eoceno y termina en el Mioceno medio, dando lugar al plegamiento de las cordilleras que bordean el Mediterráneo y también al Himalaya.

      • Paleogeografía: se parece a la actual.

      • Paleontología: eclosión del gran desarrollo de los mamíferos, además de desaparecer numerosos grupos como ammonites, belemnites, reptiles, rudistas...

      • Fauna:

        • Protozoos: nummulites, alveolinas.

        • Moluscos: hay mucha variedad como los Escafópodos: Dentallium; Bivalvos: Solen, Gryphaea, Pectunculus; Gasterópodos: Conus, Murex, Helix, Planorbis...

        • Equinodermos: Clypeaster, Scutella, Schizaster, Conoclypeus...

        • Mamíferos: es la gran eclosión de este grupo que seguirá teniendo dimensiones pequeñas hasta el Neógeno.

      • Flora: se asemeja a la actual. Aparecen las monocotiledóneas que dan a los herbívoros su alimentación básica.

      CUATERNARIO

      Se divide en Holoceno y Pleistoceno y tiene una duración de 2 m.a.

      TEMA 14

      LA HIDROSFERA

      GEODINÁMICA EXTERNA

      Estudia los procesos geológicos externos utilizando la energía del Sol y la fuerza de la gravedad.

      Se define hidrosfera como una capa discontinua que aparece en la superficie de la Tierra y que comprende océanos, mares, lagos, ríos, glaciares, aguas atmosféricas y subterráneas. Puede encontrarse en estado sólido, líquido o gaseoso.

      Los océanos cubren el 70'5% de la superficie de la Tierra y representan más del 97% de la masa de la hidrosfera, siguiéndole los glaciares y el agua subterránea. Lo más importante de la hidrosfera es que el agua está en continuo movimiento, siendo el mayor flujo de una sustancia en la naturaleza. Esta circulación constituye el llamado ciclo hidrológico que está impulsado por la energía del Sol. El agua (P) procedente de las precipitaciones se reparte de la siguiente manera:

      • Escorrentía superficial (Es).

      • Infiltración (I).

      • Evapotranspiración (Ev).

      La evaporación en los océanos es de 320.000 km3 al año. La de la litosfera es de 60.000 km3 al año dando una evaporación total de 380.000 km3. Las precipitaciones son por igual en los océanos y en los continentes quedando en circulación unos 36.000 km3 al año, que va a producir la erosión de la litosfera y finalmente llegará al mar. En esta circulación, la atmósfera representa el nexo vital entre océanos y continentes. En todo proceso cíclico tiene que haber una igualdad entre pérdidas y ganancias.

      P = Es + I + Ev

      La relación entre la escorrentía, la infiltración y la evapotranspiración depende de varios factores: condiciones climáticas, tipo de roca, tipo de suelo, la pendiente del terreno, la vegetación...

      Los factores de infiltración y escorrentía, aunque dependen de las mismas variables, lo hacen en razón inversa.

      Los 4 términos se pueden conocer:

      • P: se mide con los pluviómetros.

      • Es: mediante el aforo de las corrientes superficiales que permite conocer la cantidad de agua de sus cauces por una cantidad de tiempo.

      • Ev: mediante fórmulas y por evaporímetros.

      • I: se calcula por diferencia a partir de los datos anteriores.

      La capacidad de una corriente de agua para erosionar y transportar materiales está relacionada con su velocidad, siendo los factores que la determinan el caudal, la forma, el tamaño y gradiente del mismo.

      TORRENTES

      Son cursos de agua con escasa longitud y fuerte pendiente. La mayor parte del tiempo no llevan agua. Las partes de un torrente son:

      • Cuenca de recepción: con forma de abanico y formada por una serie de barrancos que alimentan al torrente.

      • Canal de estiage: es el cauce principal del torrente.

      • Cono de deyección: lugar donde se depositan los materiales arrastrados.

      La acción de un torrente es erosiva y la forma del barranco es de “V”.

      Tipos de torrentes:

      • Alpinos o nivales: se alimentan de las zonas glaciares.

      • Pirenaicos o niduo-pluviales: con dos avenidas, una fluvial en la época de lluvia y otra por consecuencia del deshielo.

      • Pluviales: relacionados con las lluvias.

      • Ramblas: torrentes especiales porque su canal de estiage es más ancho de lo normal.

      RÍOS

      Se definen como corrientes continuas de agua con una pendiente media inferior al 3%. En todo río se distinguen tres partes:

      • Curso alto: es donde mayor pendiente hay y el agente predominante es la erosión.

      • Curso medio: predomina el transporte, el cual puede ser por suspensión, saltación, arrastre, flotación o disolución.

      • Curso bajo: donde la acción predominante es la sedimentación de los materiales transportados.

      Todo río presenta un perfil longitudinal que va desde su nacimiento hasta la desembocadura y en el que la pendiente va disminuyendo a medida que nos alejamos de su nacimiento. El punto más bajo se llama nivel de base que puede ser absoluto (si es el nivel del mar) o intermedio (si es a un afluente, a un lago o a otro río).

      El cauce del río es modificado lentamente por efectos de la erosión y el transporte de los materiales que tienden a suavizar la pendiente.

      Se llama perfil de equilibrio a un perfil ideal que representa hasta donde podría profundizar el río en su cauce si no erosionara ni transportara materiales. La curva que lo representa es tangente en su extremo inferior al nivel de base y cuando éste se altera, repercute en todo el curso del río, haciendo que se encaje más en el terreno.

      El perfil longitudinal y el de equilibrio nunca llegan a coincidir debido a las variaciones del nivel de base, el cual puede variar por diversas causas: movimientos orogénicos, tectónicos o variaciones climáticas.

      En el curso alto, el perfil transversal adopta una forma de “V” cerrada que se va abriendo a medida que el río avanza en su curso. Esta abertura depende de la litología. En el curso medio, el valle se ensancha bastante, adoptando forma de artesa en la cual se puede distinguir una llanura de inundación en las épocas de crecida. En el curso bajo, el río pierde su acción erosiva y discurre por amplios valles que en momentos de venidas, inundan las llanuras donde depositan materiales limosos formando la vega.

      En la parte superior de un curso de agua, la acción erosiva es intensa y a medida que se profundiza, el cauce se desplaza hacia detrás (sentido opuesto a la corriente) fenómeno llamado erosión remontante. Como consecuencia, las líneas divisorias de agua son inestables y cambian con el tiempo de manera que un río o torrente, puede capturar a otro por este motivo. Otra manera de captura es por derrame. Esto ocurre cuando el curso de agua recibe gran cantidad de agua y su potencia es tal que obliga a depositar los materiales. Su lecho se eleva de tal modo que rebasa una de sus orillas y vierte sus aguas a un río que circula topográficamente por debajo.

      Accidentes de un río

      Cascadas: es un salto brusco del cauce del río. Su efecto geológico más importante es la erosión remontante y los desplomes originados al erosionar la base del escalón. Cuando la cascada es de grandes dimensiones se llama catarata, la cual evoluciona perdiendo pendiente y originando los rápidos. Las cascadas, suelen darse en curso alto y medio y pueden deberse a fracturas, diferencias litológicas y también a cambios en el nivel de base.

      Meandro: curvas que describe el río en su tramo medio o bajo, producidas por alguna barrera u obstáculo en el cauce que desvíe la corriente de agua como un resalte rocoso, un accidente tectónico... Pueden ser libres o encajados. Los primeros se producen cuando las sinuosidades se producen a la altura del terreno mientras que los segundos van más profundos que la superficie topográfica. La velocidad de la corriente es máxima en la parte cóncava y mínima en la convexa, lo que se traduce en una erosión en la primera y una sedimentación en la segunda. Todo ello lleva a un desplazamiento de la curvatura hacia fuera y en dirección de la corriente produciendo meandros divagantes. El proceso erosivo puede continuar hasta producir el estrangulamiento del meandro y la rectificación del curso del río, que da lugar a los meandros abandonados.

      Terrazas fluviales: son depósitos escalonados de aluviones que se presentan a diferentes alturas a ambos lados del cauce del río y que corresponden a épocas de gran capacidad de sedimentos seguidas de etapas erosivas. Las más elevadas y alejadas del río son más antiguas que las que están abajo y cerca. El origen parece vincularse a cambios climáticos como los producidos en el cuaternario con glaciaciones y periodos interglaciares. En estos últimos, se producen importantes avenidas que depositan gran cantidad de aluviones en los valles mientas que en la época glaciar baja el nivel de base lo que hace que el río se encaje y erosione quedando encajado en los aluviones anteriormente depositados.

      Deltas: son depósitos de materiales detríticos medios y finos depositados por un río en su desembocadura. La sedimentación deltaica se caracteriza porque los depósitos formados adoptan estratificación cruzada. Los inferiores tienden a una posición horizontal sobre los cuales se depositan otros inclinados y finalmente otros subhorizontales. La forma típica de un delta es triangular con la base mirando hacia el mar aunque no siempre es así. A medida que el delta va creciendo, el gradiente de la corriente fluvial disminuye lo que provoca la obstrucción del cauce por medio de sedimentos. En consecuencia, el río busca un nuevo camino, lo que hace que el cauce principal se divida en otros más pequeños llamados distribuidores, lo que en conjunto le va a conferir la forma triangular. También hay deltas lobulados, redondeados, digitados... Cuando la desembocadura de un río se ve sometida a las corrientes marinas no se produce sedimentación, ya que dichas corrientes llevan los sedimentos mar adentro. Éste es el caso de un estuario.

      Ciclo fluvial

      La red fluvial se modifica con el tiempo adaptándose a la topografía y a las estructuras geológicas pero a su vez, va modificando el relieve y el paisaje. Se considera que un río pasa por tres etapas a lo largo de su historia:

    • Juventud: donde predomina la acción erosiva vertical.

    • Madurez: donde la principal acción es la erosión pareal (lateral), los valles se ensanchan, se forman las vegas y aparecen los meandros.

    • Vejez: es río está próximo al perfil de equilibrio.

    • El estado final de equilibrio en todo relieve constituye la penillanura.

      LAGOS

      Son depresiones continentales ocupadas por agua de forma permanente. Dependiendo de su origen se clasifican en:

      • Tectónicos: formados por fallas, plegamientos...

      • De barrera: producidos por el taponamiento de un valle a causa de una morrena, una colada volcánica, movimientos de ladera, sedimentación fluvial...

      • De erosión: originados por procesos erosivos como erosión glaciar, meandros abandonados, disolución y hundimiento de calizas...

      • Volcánicos: formados en la caldera de un volcán.

      • Cuencas endorreicas: son depresiones topográficas donde concurren corrientes. También pueden ser provocados por la salida a la superficie del nivel freático de un acuífero.

      Los lagos tienden a desaparecer con el tiempo. Los aportes de agua proceden de precipitaciones, manantiales, afluentes, niveles freáticos...

      Pueden perder agua por: porque de allí nazca un río, evaporación, infiltración subterránea o por acción antrópica.

      El lago puede desaparecer por procesos erosivos del emisario, cuencas endorreicas (evaporación, aumento de salinidad...), colmatación por parte de sedimentos...

      Los sedimentos que llegan al lago proceden fundamentalmente, de ríos y serán gravas, arenas, limos, arcillas..., en general, material detrítico. También es frecuente la presencia de cienos orgánicos de color negro que se depositan en invierno mientras que en verano lo hacen unas arenas claras. En otros lagos puede predominar la precipitación química, como carbonatos, sulfatos y cloruros.

      TEMA 15

      EL MEDIO MARINO

      INTRODUCCIÓN

      El medio marino puede considerarse como un medio de transporte, sedimentación y síntesis de mineral. El transporte lo realizan las olas y las corrientes, la sedimentación se produce cuando la fuerza de las corrientes no es suficiente como para transportar y la síntesis de mineral ocurre por la concentración relativa y absoluta de iones (cloruros, carbonatos, sulfatos...) disueltos en el agua del mar que pueden precipitar formando minerales.

      FISIOGRAFÍA DE LOS OCÉANOS

      En la topografía marina se distinguen:

      • Zona litoral: es la zona de contacto entre el mar y el continente, incluyendo en ella una gran variedad de medios sedimentarios: deltas, playas, estuarios, acantilados, dunas, albuferas... Presenta diversos tipos de corrientes de intensidades variables.

      • Plataforma continental: junto con el talud, constituyen la llamada terraza continental que es estructural, estratificada y petrológicamente una continuación del continente. Constituye un 10% de la superficie del globo terrestre. Sus dimensiones son variables, desde casi inexistente en algunos continentes hasta extenderse mar adentro unos 1500 km en otros. Como media, se le suele dar 80 km de ancho y 180 m de profundidad, 0'2% de pendiente. Presenta una gran importancia económica y política, ya que puede contener depósitos minerales, petróleo, gas natural, arenas y grava, bancos de peces... Las estructuras más importantes de la plataforma continental son largos valles que discurren desde la línea de costa hacia mar adentro. Parece que son las prolongaciones de los ríos. Pudieron ser excavados en el Pleistoceno, durante la época glacial, donde hubo una regresión de la línea de costa lo que dejó al descubierto la plataforma continental.

      • Talud continental: su pendiente media es del 4%. Suele estar cubierto por sedimentos no consolidados procedentes del continente. La ruptura de pendiente viene acompañada por un cambio de régimen de las corrientes. El talud constituye un auténtico límite de la corteza oceánica. En estas zonas son frecuentes los cañones submarinos, los cuales, aparentemente, no tienen ninguna relación con las redes fluviales continentales. En ellos es posible distinguir una zona de sedimentos, un canal de desagüe y una zona de deyección que llega hasta el glacis continental.

      • Fosa o trinchera oceánica: son surcos profundos que se sitúan al pie del talud en algunas costas donde hay subducción. En ellas están los puntos más profundos de los océanos con una media de 30-100 km de anchura y 300-500 km de longitud. La más larga es la fosa de Perú-Chile con 5900 km. La pendiente llega a ser del 45% y las profundidades son superiores a 6000 m, llegando hasta los 10.000 m. Las fosas están estrechamente vinculadas a los orógenos ortotectónicos y dotadas de actividad sísmica y un bajo flujo calorífico.

      • Glacis o pendiente continental: zona de pequeña inclinación situada al pie del talud continental. Es difícil de reconocer y a veces suele estar ausente. El límite con el talud se reconoce fácilmente por la diferencia de pendiente, mientras que con las llanuras abisales, al tener una pendiente similar, es más difícil. Es un área de distribución de materiales al pie del talud en la que suelen aparecer conos de deyección en la base de los cañones submarinos que cortan al talud.

      • Llanuras abisales: ocupan grandes extensiones. Representan la tercera parte del Atlántico y del Índico, y las ¾ partes del Pacífico. Su pendiente es muy pequeña, 0'1% y se localiza entre 4000 y 5000 m de profundidad. De estas llanuras surgen elevaciones de origen volcánico que pueden llegar a emerger y formar archipiélagos. En ocasiones, se observan colinas sumergidas de forma troncopólica que se llaman guyots. Su origen parece ser que está relacionado con una etapa previa de emersión. Las estructuras más importantes que hay en las llanuras abisales son las dorsales.

      EROSIÓN Y TRANSPORTE LITORAL

    • Erosión

    • Olas

      Son ondulaciones de la superficie del agua que obtienen su energía y movimiento gracias al viento. En una ola se pueden distinguir:

      • Cresta: parte superior.

      • Valle: parte inferior.

      • Altura: distancia en la vertical entre la cresta y el valle.

      • Longitud de onda () : distancia horizontal que separa dos crestas sucesivas.

      • Periodo: intervalo de tiempo entre el paso de dos crestas sucesivas por un punto estacionario.

      Las tres últimas están relacionadas con la velocidad del viento. Existen dos tipos de olas:

      • De oscilación: se producen en los mares abiertos.

      • De traslación: se dan cerca de la playa.

      En un mar abierto es la energía de la ola la que se mueve hacia delante, no la propia ola. Esto se comprueba viendo que cuando la ola pasa, una partícula de agua se queda donde estaba. Cuando el agua forma parte de la cresta, se mueve en la misma dirección en la que se forma la ola que avanza, mientras que en el valle se mueve en dirección opuesta. Si la ola se acerca a la costa, el agua se hace más somera (menos profunda), lo que influye en el comportamiento de la ola, la cual empieza a “sentir el fondo” a una profundidad igual a la mitad de su longitud de onda, lo que hace ralentizar su avance, reducir su longitud de onda, aumenta su altura y se inclina hacia delante, rompiéndose el frente de la ola y transformándose en una ola de traslación.

      El agua turbulenta creada por las olas rompientes se llama surf. En la zona tierra adentro de la zona de surf, la lámina de agua de la ola rompiente se llama batida, que asciende lentamente por la playa. Cuando la energía de la batida se acaba, el agua vuelve a la zona de surf y se llama resaca.

      La erosión causada por las olas es de dos tipos:

    • Por impacto: es muy grande dada su violencia, pudiendo llegar a ejercer una presión de 10.000 kg/m2 en algunos casos.

    • Por abrasión: es la costera, provocada por el roce de partículas transportadas por las olas.

    • Se entiende por refracción a una acción diferencial de las olas en una costa irregular. Frente a los cabos, las olas empiezan a sufrir rozamiento contra el fondo antes que en las bahías, o sea, los frente de ola avanzarán más lentamente. El resultado final es que los frentes de olas tratan de adaptarse al contorno de la costa y a romper paralelamente. Otra consecuencia es que las olas en los cabos, romperán con mayor energía que en las bahías, debido a que en los primeros convergen mientras que en las bahías divergen. Esta es una de las causas de que en los cabos domine la erosión y en las bahías la sedimentación.

      Mareas

      Son oscilaciones del nivel del mar como consecuencia de la atracción de la Luna y en menor medida del Sol. Las mareas pasan por un momento en la que el agua penetra hacia el continente y otras en las que se retira del mismo (flujo y reflujo).

      A lo largo del día se producen dos pleamares y dos bajamares, aunque no exactamente porque la salida de la Luna se va retrasando 50 minutos cada día. Después de 29 días, el ciclo se completa y comienza de nuevo.

      La acción erosiva y transportadora de las mareas es mucho menor que la de las olas. Las zonas afectadas por las corrientes mareales se llaman llanuras mareales, que pueden ocupar dimensiones variables.

    • Transporte

    • Los materiales continentales que llegan al mar por las corrientes fluviales son distribuidos por las corrientes litorales y de plataforma. La deriva litoral es fundamental para explicar el transporte de los materiales. Ésta se produce cuando el viento y con él las olas, chocan oblicuamente contra la costa. Las partículas avanzan en sentido oblicuo en la barrida y caen perpendicularmente en la resaca, lo que con la repetición del fenómeno, supone un desplazamiento importante en un sentido determinado, lo que da lugar a la formación de playas, flechas y tómbolos.

      CARACTERÍSTICAS DE LAS LÍNEAS DE COSTA

      Éstas varían dependiendo de la litología, de las corrientes, de la intensidad de las olas y si la costa es de emersión o inmersión. Las primeras forman acantilados y las segundas playas.

      Acantilados

      Se originan por la acción erosiva del oleaje contra la base del terreno. Cuando la roca es dura, el oleaje tiende a socavar la base, produciendo con el tiempo, el desplome de la parte superior. Este acantilado se va desplazando hacia el interior y delante de él, se formará una zona llamada plataforma de abrasión, que tiene fragmentos de roca de desplomes anteriores y que formarán otros nuevos.

      En la forma del acantilado influye el tipo de roca y la disposición de los estratos en relación a la línea costa. Así, una estratificación vertical, con la dirección de los estratos paralela a la costa o con un buzamiento en sentido contrario a la misma, originan acantilados verticales. La estratificación horizontal, también favorece a la formación de acantilados verticales, sin embargo, cuando está buzando hacia el mar, tendremos costas suaves.

      La erosión de los acantilados puede desarrollar cuevas. Cuando éstas se unen forman arcos naturales. Al fina, el arco puede hundirse dejando un resto aislado, llamado chimenea litoral, en la plataforma de abrasión.

      Playas

      Se definen como acumulaciones de sedimentos sin consolidar en la línea de costa. Bajo un punto de vista sedimentológico, la playa queda limitada por la acción del oleaje. El límite superior lo forma la línea marcada por la ola durante los temporales y el inferior está mar adentro, donde el oleaje no tiene acción directa sobre el fondo.

      Dentro de una playa ideal se pueden distinguir las siguientes partes:

      • Backshore: es la más cercana al continente que limita con el cordón de dunas. Su límite inferior lo marca el nivel de la marea alta, por lo tanto es un área que forma parte de la playa sólo en temporales. En ella, es típica la existencia de pequeños escalones llamados bermas. Los materiales que se depositan son fundamentalmente, arenosos pero de grano grueso.

      • Foreshore o zona intermareal: sus límites inferior y superior lo marcan la marea baja y alta respectivamente. Los materiales que se depositan son arenosos aunque de menor tamaño de grano que en la anterior.

      • Shoreface: situada bajo las aguas. Está limitada por la bajamar y el punto por donde el oleaje deja de tener influencia. Desde un punto de vista sedimentológico, se límite se podría establecer en el límite arena-limo.

      • Offshore: zona fuera de la playa constituida por materiales de plataforma.

      En función de la disposición de las playas con los frentes de las olas se distinguen:

      • Las alineadas con los frentes de las olas: se alinean paralelas a las olas dominantes. Su forma típica es cóncava hacia el mar, debido a la refracción de las olas teniendo poco movimiento de material paralelo a la línea de costa.

      • Las que tienen deriva litoral: forman cierto ángulo con los frentes de las olas dominantes por lo que el material sufre un desplazamiento paralelo a la costa. La deriva es más efectiva cuando el ángulo de dirección entre la proximidad de las olas y la línea de costa es de 40-45º. Si el ángulo es menor, el transporte de material no es posible y se forman barras de arena a partir del punto de cambio de dirección. En el sitio en el que la deriva y corrientes litorales sean muy activas, se pueden desarrollar más estructuras sedimentológicas como son las flechas (acumulación de arena de forma alargada que se proyecta desde la tierra a la desembocadura de una bahía adyacente). A veces, el extremo superior de la flecha se inflexiona hacia tierra en respuesta a las corrientes generadas por las olas. El cordón litoral o barra de bahía es una barrera de arena que atraviesa por completo a una bahía cerrándola al mar abierto excepto por algunos pasos llamados golas. La zona que queda cerrada forma una laguna costera, albufera o lagoom. Cuando un curso de agua importante desemboca en al albufera, se produce un gran acumulo de sedimentos, rellenando o incluso colmatando dicha albufera, transformándola en una llanura mareal.

      Marismas: son las zonas más altas de las llanuras mareales, pantanosas, relacionadas con los canales fluviales y con una abundante vegetación serófila. A veces, una barra arenosa puede unir una isla cercana con la costa formando un tómbolo.

      Dunas costeras: deben su origen a la abundante acumulación de arena, al viento dominante del mar hacia el continente y a la ausencia de vegetación.

      Arrecifes: es el resultado de la actividad de organismos coloniales cuyos esqueletos carbonatados forman una auténtica roca. Se presentan fundamentalmente en la plataforma continental, formando los arrecifes de barrera y alrededor de una isla volcánica dando lugar a los atolones. Las condiciones de formación de un arrecife son: presencia de luz solar, una temperatura de 20-25ºC, aguas limpias sin arenas pero muy oxigenadas...

      Islas barrera: son crestas de arena paralelas a la costa (3-30km), tienen una anchura entre 1-5km y una longitud de 15-30km. Su origen puede ser variado: flechas que se alejaron del continente, alineaciones de dunas que después de una trasgresión quedaron alejadas de la costa...

      EVOLUCIÓN DE LA COSTA

      Por regla general, una costa empieza siendo irregular para posteriormente acabar de manera rectilínea.

      Sedimentación litoral

      Dependerá de la intensidad de las corrientes. Los flujos marinos no están canalizados como las aguas dulces del continente aunque en la topografía submarina pueden reconocerse valles y cañones submarinos.

      Sedimentación en la plataforma continental

      Es una plataforma de abrasión donde se produce erosión moderada por el oleaje y cubierta por sedimentos. La sedimentación en esta zona va a estar influida por las trasgresiones y las regresiones sufridas. Se diferencian dos tipos:

      • Plataformas siliciclásticas: donde predominan sedimentos detríticos. Son acumulaciones de limos, arenas y arcillas procedentes de los ríos que posteriormente las corrientes reparten a uno y otro lado de la costa.

      • Plataformas carbonatadas: donde predominan sedimentos carbonatados. Dan lugar a depósitos de minerales de carbonato cálcico (calcita, aragonito) y carbonato cálcico magnésico (dolomita). Aunque hay varios procesos que contribuyen a la precipitación de carbonatos, la mayoría están influidos por los seres vivos a través del siguiente equilibrio:

      CaCO3 + CO2 + H2O Ca(HCO3)2

      Ya todo proceso biológico que consuma dióxido de carbono desequilibrará el sistema debiendo descomponerse bicarbonato cálcico para que el equilibrio quede restablecido, con lo cual precipita el carbonato cálcico.

      Las algas, al ser vegetales marinos abundantes, son responsables del depósito de calizas. Junto a ellas, todos lo animales de esqueleto calcáreo dotados de una enzima llamada anhidrasa carbónica, con la que asimilan dióxido de carbono ocasionan el mismo efecto que las algas.

      Los corales se encuentran en una situación especial, ya que viven simbióticamente con el alga Zooxantella sp. que se alimenta del nitrógeno de las excreciones del coral al tiempo que fija dióxido de carbono y libera oxígeno en su trabajo fotosintético. Finalmente, también hay carbonatos precipitados por procesos físico-químicos regulados por la presión y la temperatura.

      Sedimentación en el talud

      El talud es una zona de sedimentación limitada de partículas detríticas. La pendiente relativamente fuerte, provoca inestabilidad en los sedimentos formando corrientes de turbidez. El talud está surcado por cañones submarinos. Como consecuencia de esta inestabilidad, las partículas se desplazan hacia zonas más profundas y con el tiempo, el talud se desplaza mar adentro diciéndose que se produce en propagación.

      Sedimentación oceánica

      A grandes profundidades, los mecanismos de depósito suelen ser por flujos turbulentos o por simple gravedad. El primer caso, da lugar a la formación de turbiritas definidas como sedimentos depositados por corrientes de turbidez consistente en una masa de lodo que se desplaza a gran velocidad y con una capacidad de transporte. Estas corrientes inician su movimiento en el margen continental como consecuencia de una inestabilidad, de manera que transfieren partículas de la plataforma al talud, y de éste a zonas más profundas. Estos depósitos se caracterizan por una estratificación rítmica de los granos (conglomerados + arenas + limos + arcillas + conglomerados + arenas + limos + arcillas...).

      Los sedimentos que se depositan por gravedad son partículas pequeñas que suelen ser características las arcillas rojas abisales. Están formadas por minerales de la arcilla, cuarzo, cenizas volcánicas y sedimentos de origen orgánico. Dentro de los minerales de la arcilla destacan: caolinita (es continental) y clorita (es heredada o de neoformación). El cuarzo es de origen continental y dentro de los sedimentos orgánicos tenemos fangos silíceos (diatomitas que indican aguas frías o radiolaritas que indican aguas cálidas) y el sapropel.

      TEMA 16

      MORFOLOGÍA LITOLÓGICA Y ESTRUCTURAL

      INTRODUCCIÓN

      La geomorfología es una parte de la geología que estudia las formas de los agentes geológicos externos. Hay tres factores que condicionan el paisaje: litología, estructura y clima.

      MORFOLOGÍA LITOLÓGICA

      La resistencia de una roca a erosionarse depende de tres factores: cohesión, permeabilidad y alterabilidad.

      Cuanto mayor sea la cohesión, mayor será la resistencia a la erosión. Las rocas permeables presentan menos posibilidad de erosionarse que las impermeables.

      La morfología litológica puede ser una morfología diferencial cuando aparecen rocas que se comportan de manera distinta a la erosión, pudiendo dar zonas deprimidas y resaltos.

      MORFOLOGÍA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

      Dependiendo del tamaño del grano y del grado de compactación tenemos diferentes tipos de morfología:

      • La de arcillas y margas: debido a su impermeabilidad, su resistencia a la erosión es escasa, siendo fácilmente erosionables por la escorrentía superficial. Cuando las precipitaciones son intensas y la vegetación escasa, se forman cárcavas que ejercen una fuente de erosión lineal encajándose y formando una red de drenaje muy densa llamada detrítica. A estas formas topográficas accidentadas que ocupan las partes bajas de los paisajes se les llama tierras malas o bad-lands, que son terrenos incultivables, intransitables y en ellos ocurren los fenómenos de solifluxión que dan lugar a coladas de barro. La arcilla empapada de agua se comporta como un líquido y se desplaza de forma viscosa. También, cuando ha habido una acción antrópica, resulta que el agua penetra con más facilidad en algunos puntos, llega a la roca madre que es impermeable y se desplaza horizontalmente, creando una fuerte erosión. Este fenómeno se llama pipping.

      • La de arenas: los terrenos arenosos no cementados están sometidos a una escorrentía superficial menos intensa que en las arcillas porque la roca es más permeable y su erosión es más lenta, dando unos relieves más redondeados y elevados que los margosos.

      • La de sedimentos heterométricos sueltos: a la hora de producirse intensas precipitaciones, se forman también cárcavas, en las que pueden aislarse algunas zonas a modo de chimeneas que quedan protegidas porque en la parte superior tienen un gran bloque. Esto se llama dames coiffées.

      • La de conglomerados: si están fuertemente cementados pueden dar escarpes verticales.

      • La de areniscas: si están afectadas por un sistema diaclasado subperpendicular, la erosión progresa a partir de estos planos pudiendo delimitar diversos cuerpos rocosos de forma tabular y anchura variable, dando lugar a ventanas y arcos naturales.

      • La de calizas: son rocas muy impermeables pero es frecuente que aparezcan diaclasadas y entonces el agua empieza a hacer una acción de disolución. En los macizos calizos, la circulación superficial es escasa y hay una interna. El modelado que forman las calizas se llama modelado kárstico. Todo esto da lugar a formas de disolución o exokárticas y a formas de precipitación o endokársticas.

        • Exokársticas: la disolución es debido a que el carbonato cálcico con el agua y el dióxido de carbono forma bicarbonato cálcico. La abundancia de dióxido de carbono depende de la presión y la temperatura.

          • Lapiaz o lenar: son cárcavas muy pequeñas que se producen por la circulación de las aguas por las diaclasas.

          • Simas: son aberturas que tienen forma de embudo. Esto comunica el interior del macizo con su superficie. Se forman en las diaclasas subverticales y en las horizontales se originan galerías.

          • Dolinas: depresión cerrada, de tamaño variable (m2-km2), con paredes más o menos descarpadas y el fondo está cubierto por arcillas de descalcificación. Cuando hay próximos dos o más dolinas, pueden unirse formando uvalas.

          • Poljé: es una llanura kárstica cerrada que puede ser una gran dolina, o una depresión tectónica que se caracteriza por tener el fondo con arcillas de descalcificación y porque suelen aparecer en zonas donde el agua penetra al interior por zonas que reciben el nombre de sumideros kársticos o ponors. También pueden aparecer cerros calizos llamados Hums.

          • Cañones: son valles casi verticales que son el resultado de una erosión intensa. Por su fondo circula un río que puede ser una surgencia.

        • Endokársticas: al conjunto se les llama espeleotemas.

          • Estalactitas: se forman en el techo.

          • Estalagmitas: se forman en el suelo.

      El agua va penetrando por las diaclasas y se van formando galerías y una serie de conductos. Se pueden distinguir diferentes zonas:

            • Vadosa: el agua circula por gravedad.

            • Freática: el agua circula por presión, lo que es posible que pueda salir al exterior formando surgencia. Cuando hay poco agua, las surgencias son intermedias y se llaman fuentes vanclusianas.

            • Epi-freática: es intermedia. A veces lleva agua y otras no.

      Para que se desarrolle bien un macizo kárstico es necesario que debajo exista un sustrato impermeable. También, el fenómeno kárstico puede darse en rocas evaporíticas y salinas.

      Etapas en la evolución de un relieve kárstico

        • Erosión y disolución superficial para la formación de simas.

        • Sustitución del agua superficial por interna.

        • La circulación interna del agua ha sustituido por completo a la externa.

        • Desplomes de simas.

        • Se forman extensas galerías.

        • Formación de relieve endokárstico.

        • Ya no hay circulación en la zona vadosa y se producen grandes desplomes.

        • En otros casos, la caliza externamente se va erosionando quedando algunas estructuras internas.

        • Suelen ser modelados más reducidos porque son más solubles y menos estables. Ocurren hundimientos...

      MORFOLOGÍA DE LAS ROCAS ÍGNEAS

      Plutónicas: granitos.

      Dan unas formas más o menos redondeadas (piedra caballera), homogéneas, a veces parecen bolos, es frecuente que aparezcan unos encima de otros...

      El origen es también por diaclasas más o menos circulares que hacen que la erosión aparezca con forma redondeada. Se llaman berrocal. El drenaje que forman se llama pinza.

      Volcánicas

      Se es un vulcanismo reciente y en activo, las formas características son los conos volcánicos. En cambio, si es antiguo e inactivo, la erosión puede ir desmantelándolo y al final queda la parte central o chimenea. Si el enfriamiento es muy rápido, aparece la disyunción columnar. Otras veces, aparecen túneles porque la lava circula por el interior ya que la parte externa se ha solidificado.

      MORFOLOGÍA DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS

      Son, por regla general, compactas, por lo que su mayor o menor alterabilidad dependerá de su composición mineralógica.

        • Pizarras y filitas: tienden a formar zonas deprimidas con pequeñas lomas alineadas y uniformes atravesadas por pequeños barrancos dando al paisaje un aspecto monótono.

        • Esquistos: al tener un mayor grado de metamorfismo, son rocas más duras, por lo que darán un relieve con resaltes importantes.

        • Goethitas: forman fuertes relieves.

        • Gneis: se forma similar al paisaje granítico.

      MORFOLOGÍA ESTRUCTURAL

      En ella se tienen en cuenta la disposición de los estratos (pliegues, fallas...) y la presencia de una alternancia entre roca blanda y roca dura, que van a dar lugar a una morfología diferencial.

    • Relieve de estructuras tabulares

    • Las estructuras tabulares se producen en zonas donde los estratos no están plegados. La forma elemental de este relieve es la cuesta, tratándose de un relieve asimétrico constituido por un talud de perfil cóncavo llamado frente que está modelado en sentido contrario al buzamiento de los estratos. La otra parte es una plataforma suave inclinada en el mismo sentido del buzamiento de los estratos llamada reverso. Este tipo de relieve se da gracias a la presencia de rocas con distinta consistencia a la erosión. Las características de las cuestas dependen del espesor relativo de las capas resistentes y menos resistentes y del buzamiento de los estratos. Cuanto mayor es el buzamiento más próximas se encuentran las cuestas y menores serán sus reversos. La red de drenaje que se desarrolla sobre este tipo de relieve con capas duras y blandas alternado, adquiere una disposición geométrica diferenciándose los siguientes tipos:

      • Cauces consecuentes: aquellos que se disponen en el mismo sentido del buzamiento de las capas.

      • Cauces subsecuentes: fluyen en la dirección de los estratos.

      • Cauces obsecuentes: se disponen en sentido contrario a los consecuentes, yendo a desembocar a al red subsecuente.

      Cuando los estratos aparecen en posición horizontal, las capas duras protegen a las blandas de la erosión y generan páramos, las mesetas, las muelas y los cerros testigos.

    • Relieve de zonas con fallas

    • Los relieves que dan las fallas suelen ser resaltes más o menos rectilíneos en direcciones del plano de falla que en principio, producen las llamadas facetas trapezoidales y posteriormente, por la erosión, se convierten en facetas triangulares. Cuando el proceso erosivo continua, el escarpe y las facetas tienden a atenuarse o a desaparecer. Se puede llegar hasta una inversión del relieve, donde el labio hundido se quede más elevado que el levantado.

    • Relieve de zonas con pliegues

    • Puede ocurrir que si las montañas coincidan con los anticlinales y los valles con los sinclinales, hablando de un relieve conforme, pero puede ocurrir lo contrario, teniendo un relieve invertido.

      TEMA 17

      MORFOLOGÍA CLIMÁTICA

      INTRODUCCIÓN

      Las temperaturas y las precipitaciones están en función de la cantidad de radiación solar recibida en una zona determinada de la Tierra y de los movimientos de masas de aire y de la humedad que se origina como consecuencia de la desigualdad del reparto de la radiación solar. Esta distribución también, esta relacionada con el ángulo de incidencia de la luz solar, de las horas de duración del día de la noche, y de las variaciones estacionarias.

      En definitiva, la latitud es el parámetro fundamental que de una forma global controla la distribución de los principales factores climáticos y por tanto de os climas, existiendo bandas climáticas que hacen que en la Tierra se puedan distinguir en zonas climáticas latitudinales. Así se han distinguido:

      Zona polar

      Se sitúa entre los 60 y 90º de latitud, su temperatura media es de 0ºC, altas presiones y precipitaciones débiles. Dentro de ella se diferencian:

      • Dominio glaciar: precipitaciones sólidas y agua helada todo el año.

      • Dominio periglaciar: en alguna etapa del año existe deshielo.

      Zona templada

      Se sitúa entre los 60 y 40º de latitud, su temperatura media es de 10ºC, bajas presiones y precipitaciones sobre los 1000 mm. Existen 3 dominios:

      • Oceánico: inviernos y veranos suaves con lluvias todo el año.

      • Continental: estaciones más extremas y llueve menos en verano.

      • Mediterráneo: verano seco y lluvias en primavera y otoño.

      Zona tropical

      Se sitúa entre los 40 y 20º de latitud, altas presiones y precipitaciones débiles. Hay tres dominios:

      • Desértico: vegetación escasa o nula.

      • Subdesértico: vegetación discontinua.

      • Estepa: vegetación continua.

      Zona ecuatorial

      Se sitúa entre los 20 y 0º de latitud, su temperatura media es de 25ºC, bajas presiones y precipitaciones de 2000 mm. Hay tres dominios:

      • Sabana: vegetación poco densa y es una zona lluviosa.

      • Selva: vegetación densa sin estación seca.

      • Monzónico: estación muy húmeda dominada por los vientos monzónicos y una vegetación media.

      SISTEMA MORFOLÓGICO ÁRIDO Y SEMIÁRIDO

      El clima árido es aquel en el que se unen la sequía y el calor. Las regiones verdaderamente áridas reciben menos de 200 mm de lluvia por año.

      Existen también regiones semiáridas, como las del Mediterráneo meridional y las estepas del borde norte del Sahara. Presentan una vegetación casi nula o con grandes claros, lo que hace que el suelo esté poco protegido ante la erosión.

      La mayor parte de la zona árida es arreica, es decir, que no tiene escorrentía permanente ni red hidráulica organizada. Las etapas del borde del desierto es endo o exorreica. De todas formas, los cursos de agua tienen un régimen de escorrentía espasmódico y reciben el nombre de uad o uadis en los desiertos o rambla en el sudeste de España.

      Uadis: amplios cauces generalmente secos cuyo fondo está lleno de aluviones. A veces, pueden presentar terrazas.

      Ramblas: es el sinónimo de uadis pero de las regiones mediterráneas meridionales. Son cauces anchos y planos, en regiones donde hay precipitaciones violentas. Su periodo de recurrencia es relativamente corto.

      Otros fenómenos de escorrentía ocasionales y que transportan materiales o detritus desde la zona montañosa hasta las llanuras son los llamados conos de deyección o piedemonte. Están formados por materiales heterométricos más o menos cementados que en superficie pueden tener una capa de encostramiento calizo (caliche). Suele formarse por la coalescencia de varios torrentes.

      Otra figura parecida son los glacis, que están formados por material detrítico heterométrico al pie de la montaña, presenta una pendiente que oscila entre el 8 y el 1%. Su génesis está ligada a fenómenos de arroyada difusa, capaz de movilizar lateralmente, materiales de distinto tamaño, que también suelen tener una costra caliza en su superficie. Estos glacis se encuentran bien desarrollados en las cordilleras béticas. A veces, el caliche de los glacis se erosiona dando lugar a bad-lands. Cuando el glacis comienza en una superficie abrupta, prácticamente vertical, a esa zona de ruptura de pendiente se le llama knick.

      Parecido al glacis pero de menor inclinación tenemos la pedillanura. Puede unirse al glacis pero también puede hacerlo a la falda de la montaña. Litológicamente, es igual al glacis. La zona elevada sobre la que se asientan los glacis y la pedillanura recibe el nombre de inselberg. Cuando éste está formado a base de una roca granítica y desarrollado en países tropicales, recibe el nombre de pan de azúcar.

      El glacis puede desembocar en una rambla o en una pedillanura. Otras veces, lo hace en zonas endurecidas sin red de drenaje definida, donde las aguas se estancan, forman lagunas temporales que posteriormente desaparecen por evaporación dejando en la superficie arcillas y sales. A esas lagunas se les llama sebkras, sebjas o playas.

      AGENTES DE EROSIÓN EN LAS REGIONES ÁRIDAS Y SEMIÁRIDAS

      Erosión hídrica

      El factor fundamental es la lluvia aunque existen otros como la naturaleza del suelo que condiciona la permeabilidad o impermeabilidad; la pendiente que cuanto mayor sea, mayor velocidad tendrán las aguas de escorrentía; a mayor vegetación menor erosión; la acción del hombre acelera los procesos erosivos por eliminación de la cubierta vegetal, deforestación, arado siguiendo la línea de máxima pendiente, pastoreo excesivo, incendios provocados...

      El arrastre de suelos en superficie se puede producir de tres formas:

      • Erosión laminar: resulta del arranque y disgregación de las partículas del suelo por el impacto de las gotas de lluvia y su posterior circulación superficial. El agua, con las partículas, discurre a lo largo de las pendientes como una lámina y el suelo se va erosionando por capas sucesivas. Son arrastradas, fundamentalmente, partículas finas. La pérdida de 1 cm de suelo supone una pérdida anual superior a las 2 toneladas por hectárea de terreno.

      • Erosión en surcos: es el arrastre de partículas del suelo al correr el agua por su superficie y ocasionando pequeños surcos más o menos perpendiculares a las curvas de nivel. La formación de los surcos ocurre cuando el agua discurre concentrada por unas zonas determinadas que van profundizando cada vez más.

      • Erosión en cárcavas: es similar a la anterior pero de mayor profundidad. Las cárcavas se pueden ver favorecidas por una litología favorable como arcillas, margas... El paisaje que forma son los bad-lands.

      Erosión eólica

      Se ejerce por dos procesos:

      • Deflacción: es el arranque y movilización de partículas de las rocas sueltas y de los suelos transportados por el viento. Es típico de las regiones sin vegetación. Este fenómeno puede llegar a producir el llamado pavimento desértico, con el que finaliza dicha deflacción. También puede originarse las cuencas de deflacción, que son pequeñas depresiones de poca profundidad y menos de 1 km de longitud y la manera de luchar contra esto es instalando vegetación.

      • Abrasión: es producida por el impacto de las partículas transportadas por el viento sobre las rocas, lo que provoca su desgaste progresivo. Dicha abrasión, puede ser mayor en unas zonas determinadas dependiendo de la altura y de la heterogeneidad de la roca. El efecto puede ser más intenso en un sitio que en otro dando lugar a la erosión alveolar.

      El material arrastrado por el viento será transportado en función de su tamaño. Las partículas finas ascienden y son arrastradas en suspensión cientos o miles de km. Las más gruesas se desplazan por saltación o por reptación.

      La sedimentación eólica ocurre cuando la fuerza del viento disminuye. Se depositan limos que forman los loess y arenas que originan las dunas.

      Una duna es una acumulación de arena con dos partes: una de poca pendiente (barlovento) y otra con mayor pendiente (sotavento). Cuando la duna tiene forma arqueada recibe el nombre de barjan. En los depósitos de arenas es frecuente la estratificación cruzada, que indica en cambio de dirección del viento.

      En función de la movilidad de las dunas distinguimos:

      • Dunas activas o vivas: se desplazan en sentido barlovento-sotavento debido a que la velocidad del viento es mayor en el primero que en el segundo.

      • Dunas inactivas o fijas: en un principio eran móviles, pero que ya no se desplazan debido a que sobre ellas se ha instalado una cubierta vegetal.

      MORFOLOGÍA ACTUAL Y MORFOLOGÍA ANTIGUA

      Cada clima origina determinados procesos externos que modelan la superficie terrestre y dan lugar a formas erosivas características, pero el clima actual de la zona no tiene que ser el mismo que tuvo en el pasado. Así, en una zona pueden detectarse algunos relieves que indican climas anteriores diferentes como por ejemplo, la presencia de terrazas fluviales indican que en España hubo un clima glaciar.

      TEMA 18

      EDAFOLOGÍA

      INTRODUCCIÓN

      Ya sabemos que la Tierra es un sistema dinámico en el que interactúan la litosfera, la hidrosfera, la biosfera y la atmósfera. El límite común o de interfase donde confluyen éstos es lo que se llama edafosfera (capa delgada que recubre la mayor parte de la superficie terrestre en la que se asienta la vida vegetal y que constituye lo que se denomina suelo).

      El suelo se desarrolla en respuesta a la influencia de diversos factores ambientales y biológicos y va evolucionando hasta alcanzar un equilibrio con el entorno. La ciencia que estudia los suelos se llama edafología.

      COMPOSICIÓN DEL SUELO

      El suelo resulta de la meteorización de las rocas superficiales y de la descomposición de restos vegetales y animales. Por lo tanto, es una combinación de materia mineral y materia orgánica (humus) con espacios porosos entre las partículas por donde circula aire y agua. El humus es una fuente importante de nutrientes vegetales y además aumenta la capacidad de retención de agua por el suelo. Esta agua lleva disueltos muchos elementos que servirán de nutrientes para plantas y también proporciona la humedad necesaria para que ocurran reacciones químicas. El aire es la fuente de oxígeno y dióxido de carbono necesarios para las plantas y los microorganismos.

      FACTORES DE FORMACIÓN DEL SUELO

      Los factores que condicionan los cambios en los materiales originales hasta formar el suelo son:

      Roca madre

      Aporta los minerales que constituyen la materia mineral del suelo. Los aspectos de ésta que más influyen en la formación del suelo son:

      • Su composición mineralógica: minerales más o menos alterables.

      • Permeabilidad de la roca: más permeable, menos meteorización.

      • Granulometría de la roca: menor tamaño, más meteorización.

      La influencia de la roca madre es más marcada en suelos jóvenes y menos importante a medida que avanza el tiempo.

      Clima

      Condiciona el tipo de meteorización. Es el factor más importante en la edafogénesis, siendo la temperatura y las precipitaciones los elementos que ejercen una acción más determinante. Las precipitaciones influirán en la intensidad del lavado o lixiviación afectando a su fertilidad porque serán arrastrados muchos cationes. Las condiciones climáticas influyen sobre la vegetación y la vida animal, y por lo tanto, sobre la cantidad de humus que tenga el suelo.

      Relieve

      Los elementos del relieve que más importancia tienen son la pendiente y la orientación. La primera condiciona la erosión y la cantidad de agua retenida por el suelo. Las condiciones más óptimas se darían en una superficie plana en zonas altas ya que tendrán un buen drenaje, una mínima erosión y una buena infiltración. La orientación influirá en la cantidad de radiación solar que se recibe y por tanto en la temperatura y humedad del suelo.

      Organismos

      Ejercen tres funciones importantes:

      • Constituyen la fuente de materia principal del humus.

      • Ejercen importantes acciones de alteración de los materiales del suelo.

      • Producen una intensa mezcla de los materiales del suelo como consecuencia de su actividad biológica.

      La fuente principal de materia orgánica son las plantas, aunque también contribuyen animales y un gran número de microorganismos.

      La fertilidad de un suelo está relacionada con la cantidad de materia orgánica que presenta. Asimismo, la materia orgánica tiene gran capacidad de retención de agua. Por otra parte, la descomposición de los restos animales y vegetales, producen unos ácidos orgánicos llamados ácidos húmicos capaces de acelerar los procesos de meteorización transformando los constituyentes inorgánicos y extrayendo los nutrientes necesarios para el desarrollo de la planta.

      La actividad de animales excavadores favorece la mezcla de la fracción mineral y orgánica del suelo, así como su aireación, permitiendo el paso de agua y aire a través de él. Los microorganismos son decisivos para transformar la materia animal y vegetal y formar el humus.

      Tiempo

      Es importante porque el suelo se origina mediante una serie de procesos, cada uno de los cuales se desarrolla a una velocidad diferente.

      Los suelos se desarrollan más fácilmente sobre materiales sueltos que forman los suelos transportados que sobre roca dura forman suelos residuales. De manera general, se puede decir que cuanto más tiempo ha estado formándose un suelo, mayor será su espesor y menor semejanza con la roca madre. Paralelamente, las propiedades del mismo suelo irán cambiando con el tiempo hasta llegar un momento en que no experimentes variaciones. Llegado este momentos se dice que el suelo ha alcanzado un periodo estacionario o climax.

      El suelo puede considerarse como una combinación de estos factores y puede representarse como:

      S = f (Cl, t, o, p, r...)

      Las propiedades que presenta el suelo están determinadas por la combinación de éstos factores que son independientes entre sí.

      ESQUEMA GENERAL DE LA FORMACIÓN DEL SUELO

      La acción combinada de los diferentes factores de formación del suelo da lugar a determinados procesos edafogenéticos cuyo resultado es la edafogénesis.

      Los constituyentes inorgánicos del suelo proceden de la meteorización física y química de la roca madre, quedando un residuo de minerales poco o nada alterados que forman las fracciones de arena y limos del suelo y una fracción más fina (arcilla) formada por los minerales de la arcilla, procedentes de la meteorización de otros silicatos existentes. Estos minerales de la arcilla tienen la capacidad de formar coloides y pueden unirse a la materia orgánica formando un complejo llamada arcilla-humus.

      Los elementos más solubles como K, Na, Ca, Mg, cloruros, sulfatos o carbonatos; pasan a la solución del suelo y pueden ser asimilados por las plantas, absorbidos por los minerales de la arcilla o eliminados del suelo por lixiviación.

      Los constituyentes orgánicos proceden de los vegetales y animales mediante un doble proceso:

      • Mineralización de los restos orgánicos que forman: dióxido de carbono, agua, amoníaco, NO3-, PO4-3, K+, Mg+2, Ca+2, Na+...; que se incorporan a la solución del suelo o a su atmósfera.

      • Humificación que da lugar a compuestos únicos que pueden formar coloides (arcilla-humus).

      DIFERENCIACIONES DEL PERFIL: HORIZONTES DEL SUELO

      A causa de los distintos factores de la edafogénesis, en la roca se producen una serie de transformaciones de manera que se pasa de un material homogéneo a otro heterogéneo estratificado en capas diferentes que es el suelo. Estas capas se llaman horizontes. Al conjunto de horizontes se le denomina perfil de un suelo.

      Los horizontes son capas más o menos paralelas a la superficie del suelo y se establecen en función de los cambios de las propiedades y constituyentes con respecto a las capas inmediatas. Además de diferenciarlo visualmente en el campo, un horizonte necesita el aporte de unos datos analíticos obtenidos en el laboratorio para poder definirlo correctamente. Para distinguir los horizontes se usan letra y números.

      Los principales horizontes que pueden observarse en un suelo son:

      • Horizonte H: es orgánico, formado por acumulación de materia orgánica sin descomponer, saturado de agua durante periodos prolongados y es típico de las turberas.

      • Horizonte O: es también orgánico, constituido por la acumulación de hojarasca pero sin saturar de agua. Es frecuente en áreas boscosas. Además de plantas, contiene abundante vida microscópica: algas, hongos, bacterias...; y también insectos.

      • Horizonte A: está formado en superficie por materia orgánica humificada íntimamente asociada con la fracción mineral. Su color, generalmente es oscuro.

      • Horizonte E: es fuertemente lavado que presenta una textura arenosa y un color claro con poca materia orgánica. Ha perdido arcilla, óxidos de hierro y materia orgánica mediante infiltración. Este lavado se llama eluviación y al empobrecimiento de materia de esta zona se le denomina lixiviación.

      • Horizonte B: es mineral que se caracteriza por su concentración de arcilla, óxidos de hierro y materia orgánica (iluvial) y por la alteración del material original con formación de arcilla y/o liberación de óxidos.

      Al conjunto de las capas O, A, E y B se le llama solum o suelo verdadero.

      • Horizonte C: formado por materia original parcialmente alterada que no ha sufrido procesos edafogenéticos.

      • Horizonte R: es la roca madre.

      A veces, el límite entre dos horizontes no es muy claro, indicándose entonces por la combinación de dos letras: AB, BC...

      Un horizonte puede subdividirse en función de la característica que se simboliza con letra minúscula o un número.

      ZONALIDAD DE LOS SUELOS

      Según el tipo de clima se formará un suelo u otro. Se pueden destacar 3 grandes grupos de suelos:

      Zonales

      Son aquellos que dependen de la temperatura y las precipitaciones, los cuales influyen a su vez en el tipo de vegetación. Ej.: podsol (con horizonte eluvial de color blanco debajo del cual aparece un iluvial rojo), lateríticos, terra rosa (con horizonte superior de arcillas y óxidos de hierro y debajo uno claro de carbonatos.

      Azonales

      Están poco evolucionados, con características parecidas a la roca madre que deben su escaso desarrollo a procesos erosivos o a que el factor tiempo no ha actuado suficientemente. Pueden aparecer en cualquier latitud.

      • Litosoles: se forman con pendientes acusadas.

      • Fluvisoles: se forman por depósitos de ramblas.

      • Regosoles: sobre materiales sueltos como arenas o margas.

      Intrazonales

      Formados gracias a unos factores diferentes a los climáticos. Han sufrido una evolución gracias a unas características físicas o químicas particulares, como la hidromorfía, alta concentración de sales...

      • Andosoles: se desarrollan sobre cenizas volcánicas en un clima húmedo.

      • Halomorfos: formados por un material rico en sales y en climas áridos donde las sales suben depositándose en la superficie.