Geología II.- Procesos.

Tema 1- Introducción a los procesos geológicos.

Proceso Significa un fenómeno que implica un cambio, de modo que lleva implícita la idea de movimiento. Necesita una causa de transformación que en geología es producida por la energía. Así que estudiaremos que tipo de energía que funcionan en la Tierra. Son de diversos tipos:

Campo magnético Produce el magnetismo y la magnetización de las

rocas paramagnéticas.

Campo gravitatorioExisten dos tipos:

Campo gravitatorio terrestre("9.8 m/s2 en superficie)

Produce la forma de la Tierra, la isostasia y el transporte de masas en la superficie.

Campo gravitatorio lunar solar(2 x 10-6 m/s2)

Produce las mareas.

Energía solar(3.3 x 102 cal/m2s) Produce la zonación climática y por tanto los procesos meteorológicos (viento, oleaje, meteorización mecánica)

Energía químicaproduce la meteorización y sedimentación químicas.

Energía interna(1.4 x 10-2 cal/m2s) Transforma la energía térmica en mecánica. Produce el flujo térmico, magmatismo, metamorfismo, sismicidad y deformación de rocas.

La geología de los procesos, por tanto, es compleja ya que une todos esos procesos.

Ciclo geológico:

El calor interno de la Tierra produce la fusión de las rocas y produce el magma, este sale a la superficie (volcán) o mediante intrusiones magmáticas en los estratos, se meteorizan y se sedimentan en cuencas, que mediante diagénesis forma rocas sedimentarias, etc.

Para facilitar el estudio de estos procesos se dividen en:

Endógenos: que son aquellos que tienen lugar en el interior de la Tierra. (Tectónicos y Volcánicos)

Tectónicos procesos ligados ala deformación de las rocas como consecuencia de un movimiento de placas. (estudiaremos la tectónica de placas y la deformación de rocas (sismicidad))

Volcánicos son procesos muy complejos que origina otra serie de procesos.

Exógenos: aquellos que tienen lugar en la superficie terrestre. Son mucho más numerosos, pues los vemos mejor al ser superficiales.

Procesos en laderas constituyen el área donde se concentran.

Procesos fluviales agua en movimiento (canalizada)

Procesos glaciares movimiento de agua en estado sólido.

Procesos periglaciares ligados a los cambios de temperatura en los suelos en ambientes fríos.

Procesos desérticos zonas áridas.

Procesos lacustres aquellos que suceden en lagos.

Procesos litorales ocurren en la costa.

Procesos marinos ocurren en las cuencas oceánicas.

Proceso general de meteorización incluye a todos los anteriores.

En todos estos procesos tenemos erosión y sedimentación de partículas.

No todos los procesos ocurren con la misma velocidad. En la superficie ocurren todos a la vez. La geología es una ciencia histórica, pues se estudian procesos actuales y anteriores. Un desprendimiento llega a ser rápido, y la formación de rocas es un proceso lento (un millón de años) o la subida del mar (0'1 mm al año)

Para eso los geólogos han dividido el tiempo de la tierra en épocas. (pagina 1 detrás)

Los procesos geológicos que mejor han quedado registrados son los actuales, ya que estos han tapado los anteriores. Queda muy poco registro sedimentario antiguo debido a que se han fundido, sufrido metamorfismo, etc. Hay que tener en cuenta una época donde no había vida que duró 4000 m. a. (precámbrico) y otra donde apareció la vida que duró 500 m. a. aproximadamente (fanerozoico) Esta última se divide en: Paleozoico (época de vida antigua - 250 m. a.; seres vivos marinos), mesozoico (época intermedia o evolucionada - 200 m. a.), cenozoico (época de vida moderna - 65 m. a.; nacimiento de los primeros mamíferos)

Hace 2 m. a. aparece el hombre, poco tiempo a escala geológica. Es la época, geológicamente hablando, donde más restos quedan. El homo erectus aparece hace 500.000 años.

El cuaternario se divide en Holoceno y Pleistoceno.

El holoceno es el que llega hasta hoy, y que va desde hace 10.000 años hasta nuestros días.

Para conocer esta escala, se han utilizado métodos para datar las distintas rocas. Los fósiles son buenos criterios de datación relativa. Pero hay otros métodos como los métodos radiactivos que son más fiables. Mediante este método sabemos la edad exacta de una roca (C-14)

Demuestra como interaccionan los procesos geológicos (las subidas y bajadas del nivel del mar son debidas a procesos meteorológicos)

Los campos fundamentales de la geología son: los materiales (cristalografía y mineralogía; petrología y geoquímica), procesos (geodinámica: externa [geomorfismo e hidrología] e interna [tectónica y volcanología]) y registro (estratigrafía y paleontología)

La geología en CC Ambientales tiene como objeto de estudio la interacción de los procesos naturales y el hombre.

Ciencias no estrictamente geológicas:

Edafología (el estudio de los suelos), geotecnia (propiedades mecánicas y constructivas), geografía física (estudio del relieve), oceanografía, climatología.

Tema 2- procesos endógenos: tectónica de placas.

La Tierra se divide en tres grandes capas:

Núcleo (se divide a su vez en dos: núcleo interno y núcleo externo)

Se piensa que el núcleo interno está en estado sólido y el externo en estado liquido. El movimiento de la tierra produce unas corrientes en el núcleo externo y son responsables del campo magnético (originan el campo magnético)

Manto que esta formado por rocas básicas (peridotitas o eclogitas) Está en estado sólido.

La parte superior de la Tierra es la mas conocida, puesto que es la más cercana al hombre.

Corteza, es la capa delgada diferenciada del manto (canal de baja velocidad)

Astenosfera parte donde el material esta seudo fundido.

Litosfera parte donde el material es sólido.

La corteza es la parte más superficial de la litosfera.

Conrad dedujo que habría que diferenciar dos capas en la corteza. Supuso que la superficie tendría unos elementos diferentes, por tanto la corteza se divide en: sial (silicatos alumínicos y cuarzo) y sima (silicatos magnésicos)

La corteza continental está homogeneizada (división corteza continental) Tiene unos espesos de unos 25-70 Kms., hasta llegar a la discontinuidad de Mohorovicic, que separa la litosfera del manto.

En la Astenosfera existe una zona donde la temperatura es elevada al igual que la presión, las rocas se acercan al punto de solidus, así que se funden algunos de sus componentes. Se llega a ese punto más rápidamente en aumento de temperatura que en aumento de presión. Lo que hace que las rocas se comporten de una forma plástica.

Pasando esta zona, pasa lo contrario por lo que la roca vuelve a estar sólida.

La corteza oceánica ([Si] < 50%) es más densa que la corteza continental. También es más delgada ya que sólo tiene 6 o 7 Kms. de espesor. La corteza oceánica si está estratificada, y está compuesta de varias capas.

Sedimentos pueden llegar a 500 m de espesor.

Capa 2 de origen volcánico, espesor de hasta 2 Kms. (pillow lavas...)

Capa 3 está formada por rocas plutónicas básicas (garbos y rocas ricas en olivino)

Después de la discontinuidad de Mohorovicic encontramos el manto.

Isostasia (Airy [1855], Prat [1856], Dutton [1890])

Los bloques de la corteza están en equilibrio hidrostático a una determinada profundidad (profundidad de compensación)

Teoría de Airy.

Los materiales se encuentran en un nivel basal de compensación, y la altura de cada bloque está en relación con su densidad, de manera que el peso sea siempre el mismo.

Esta teoría se ha comprobado mediante procesos sísmicos.

TA x c = Z x w + (TA - Z - a) c + aM => a = [(c - w)÷(M - c)] x 2 =>

=> a = 273 Z

Teoría de Prat

Las coordenadas tienen una densidad distinta que la corteza oceánica. Dividió la corteza terrestre en carios trozos, de manera que los trozos más altos tenían menos densidad, y los más bajos tenían más densidad.

Se ha comprobado que las dos hipótesis son ciertas, ya que establecen raíces profundas pero también es cierto lo de distintas densidades.

La hipótesis de Airy se cumple en el 63% de los casos mientras que la de Prat se cumple en el 37%.

Consecuencias de la teoría de Airy: ajuste isostático (al quitar masa a los bloques isostáticos, estos se elevan. Esto sucede en las cordilleras. El material se sedimenta en las cuencas sedimentarias, por tanto estas se hunden.

La isostasia demuestra la existencia de una capa plástica bajo la litosfera llamada Astenosfera (nivel de compensación isostático)

Pellegrini observó que los límites entre los continentes africano y americano coincidían.

Alfred Wegner (1912-1930) expuso a finales de los años 20 su teoría de que los continentes se movían, que estaban a la deriva como balsas (deriva continental), basándose en varios criterios: la perfecta coincidencia entre los bordes continentales de África y América (criterio morfológico) a través de la línea de costa excepto algunas zonas posteriores a la apertura del océano Atlántico; se fijó en una cordillera antigua y desgastada (cadena caledoniana) con materiales muy parecidos a los de Canadá y EEUU, que coincidían si se cerraba el Atlántico Norte, sería la continuación de los Apalaches; un criterio paleoclimático (clima antiguo) es la extensión de los depósitos carboníferos de glaciares, y reconstruyó un megacontinente donde todos estaban unidos: los criterios paleontológicos, comparando fósiles, vieron que había especies muy parecidas durante un tiempo entre Sudamérica y África, y luego dejaban de haberlas, estudiaron la distribución de los seres vivos actuales, Wallace ya había estudiado esto, y Australia (archipiélago de Indonesia) estaba más alejada de Indochina, no como ahora, ya que los bloques continentales han ido acercándose. Los continentes estaban unidos y se habían ido separando. Escribió “La deriva de los continentes”.

Treinta años más tarde (durante la 2ª Guerra Mundial) aparecieron equipos para hacer mediciones de tipo científico: Magnetización de las rocas, no todas las rocas se magnetiza con el campo magnético terrestre, cuando la roca se forma sus minerales, se magnetiza o se orienta según la magnitud del campo magnético en esa zona, así se mide el ángulo entre las líneas de fuerza cuando se formo la roca y al ángulo del campo magnético actual. El campo magnético terrestre esta orientado Norte-Sur, cuya inclinación de las líneas de fuerza depende de la latitud; los minerales magnetizables están orientados paralelamente a las líneas de fuerza del campo magnético que había cuando se formó el sedimento. El polo Norte magnético tampoco es estático, sino que va migrando (deriva polar) Esto confirmó que había existido la deriva continental. (transparencia)

Los continentes estuvieron unidos en el Paleozoico en un gran continente llamado Pangea donde Existía un gran oceánico llamado Pantalasa, y una gran bahía llamada mar de Tethys. Los continentes se separaron en el Triásico hasta la actualidad (Transparencia) La deriva continental permite hablar de bloques que se desplazan, esto dio lugar a la tectónica de placas en los años sesenta. La posibilidad de hacer mapas del fondo oceánico por el SONAR (transparencia) y se descubrió que había cordilleras submarinas como las espinas dorsales de los océanos (de ahí su nombre “dorsal oceánica”), y zonas profundas próximas a continentes; las dorsales oceánicas estaban desplazadas lateralmente por grandes fracturas o fallas. Encima de las dorsales había sismicidad, y también en las fosas oceánicas, las cuales permitían dividir la superficie terrestre en bloques o placas; las placas están en movimiento, se separan entre sí y el hueco es rellenado por el ascenso de material fundido que se adosa a las placas cuando solidifica, son zonas de gran vulcanismo. Las fosas son zonas de subducción de placas (una debajo de otra), que es convergencia entre dos placas. Las fallas transformantes o laterales se mueven una con respecto a otra (transparencia) La causa principal del movimiento de continentes o placas es la difusión de calor desde el núcleo hasta la superficie terrestre: radiación, fricción y convección, donde la masa caliente asciende y baja cuando se enfría, este proceso es muy lento, el material se mueve pocos al año, pero las corrientes funcionan continuamente (transparencia) Holmes dedujo la existencia de corrientes de convección en el manto en los años 30, aunque no se comprobó hasta varios años después; estas corrientes son la causa principal del movimiento o desplazamiento de la litosfera. Esto hace que el planeta Tierra sea geológicamente vivo.

En la actualidad se conocen varios métodos para medir la velocidad con la que se mueven las placas, lo más fácil es desde los satélites (Geos), que es de varios mm al año. En el Atlántico las placas se separan 0'2 cm al año, hay otras que se separan 16 cm al año, otras 185 cm al año, etc. Esto refleja el grado de actividad tectónica de las placas.

El movimiento entre dos placas puede ser convergente, divergente y transformante, aunque también hay varios movimientos. Son los siguientes:

- Bordes divergentesSe asocian a dorsales, pero su origen está en la rotura de un continente. Se parte de una placa continental debajo de la cual las corrientes de convección se vuelven divergentes, asciende el material caliente lo que hace que la Astenosfera se caliente y se produzca un abombamiento importante llamado “doming” (proceso de formación de un domo), se dilata la litosfera y colapsa cuando no puede soportar ese abombamiento, este hundimiento supone una rotura de la litosfera, por la parte más alta del abombamiento, son fallas que producen el hundimiento de la zona central que ahora es un valle. Este abombamiento supone una elevación de la topografía, su extensión es de cientos de Km. Y sube 200 ó 300 metros, se denomina “valle de rift” o “rift” (rift valley), tienen una anchura de pocos Kms. (8, 10 ó 20), es un proceso lento de modo que ocupa varios m. a. (2, 3,...)Es una zona de intenso vulcanismo porque la Astenosfera fundida está muy cerca de la litosfera o superficie, lo que permite el fácil acceso del material fundido y la formación de volcanes. Si las corrientes divergentes continúan, se produce un empuje separando las placas procedentes de la placa que se rompió ( ) de modo que el rift se hace cada vez más ancho. Por ejemplo: en la zona del centro de África ocurre un fenómeno de divergencia que puede conllevar a la separación de la placa africana; en la zona de los grandes lagos de África hay un rift que puede desembocar en la formación de un océano porque será inundada por el agua. El que una corteza continental se transforme en corteza oceánica es consecuencia del rift. Por ejemplo: el Mar Rojo es un valle de rift inundado por el agua del océano Indico, el río Nilo no desemboca en el Mar Rojo por muy cerca que lo tenga porque el Mar Rojo es un domo. El tránsito entre corteza continental y corteza oceánica no coincide con el borde de placas. Un limite de placas es el límite que separa dos placas en movimiento. Los bordes continentales pasivos reciben un acúmulo continuo de sedimentos que por isostasia se mantiene con la misma profundidad (no coinciden con el limite de placas) porque el continente se hunde y puede recibir cada vez más sedimentos.

Una dorsal es una zona con corteza oceánica de poco espesos, tiene el material magmático muy cerca y sale por la dorsal, dependiendo del tiempo que tarden en enfriarse dará un tipo de roca u otro; son sistemas montañosos sumergidos, tienen una altitud de varios miles de metros, dan lugar a volcanes sumergidos, con zonas sísmicas de poca intensidad con roturas pequeñas pero continuas, forman pequeños rifts en la cresta (zona más elevada) que se produce por el hundimiento de esta zona. Las dorsales de expansión lenta tienen mucha altura y son estrechas. Por ejemplo: la dorsal Atlántica, y hay muchas otras que tienen un perfil más suavizado que son de expansión rápida. Por ejemplo. La dorsal del Pacifico; y no da lugar a vulcanismo. Así se expanden los océanos. Las rocas volcánicas que forman la corteza oceánica estaban fundidas y sus minerales se imantaron indicando la situación del polo Norte magnético que coincide con el polo Sur geográfico. Hay una distribución simétrica de bandas magnéticas de los materiales que salen por la dorsal, que su anchura depende del tiempo y la velocidad de la expansión. El fondo de los océanos está magnetizado. Podemos saber la edad del fondo oceánico por el tipo de polaridad magnética que tiene y por la anchura de cada banda magnética, lo cual es un buen método que utiliza el magnetómetro: rojo (material muy reciente al lado de las dorsales), pardo-oscuro (bordes de los océanos, materiales antiguos), así se reconstruye la expansión de los fondos oceánicos por las dorsales.

Si se continuara siempre así, la Tierra crecería en diámetro, si no fuera porque hay muchas estructuras donde se destruye corteza oceánica y continental. La expansión de los fondos oceánicos se puede medir también por “los montes marinos”, que son puntos anómalos donde hay vulcanismo activo (puntos calientes estáticos que nacen del manto inferior), aunque la litosfera se mueve, el volcán se extingue, se genera otra y tiene lugar un conjunto de volcanes extinguidos de los cuales sólo es activo el que esta justo encima del punto caliente. Por ejemplo: Hawai es un conjunto de volcanes encima de un punto caliente. Las alineaciones submarinas volcánicas no tienen porque coincidir con dorsales. Los guyots son volcanes que dejaron de crecer y se sometieron a procesos erosivos por el alejamiento de las placas, tales como el oleaje que lo deja rasada hasta el nivel del mar, pero como el fondo oceánico es más profundo, se hunde y no le afectará el oleaje; son volcanes planos achatados que se desplazan y al cabo del tiempo se hundirá hacia fosas oceánicas o bordes de subducción. El vulcanismo oceánico da lugar a procesos de hidrotermalismo, y aporta elementos al océano. Por ejemplo: el río alemán Rin está canalizado en un rift que se ha extendido hasta España.

Cuando un continente se fractura, en algunos puntos se forman fracturas triples que dan lugar al abombamiento y a tres ramas de rifts: son los llamados puntos triples, cuyos ramales no progresan a medida que pasa el tiempo aunque se haya formado el océano incipiente. Sería depresiones de rifts perpendiculares al plano de rotura del continente: esto es interesante porque se denominan aulacógenos y son formas del relieve de ciertas dimensiones aprovechados por la red fluvial para formar grandes ríos y desembocar en aulacógenos. Por ejemplo: Mississippi (USA.), Nigger (Nigeria), Amazonas (Sudamérica) Las fallas suelen ser rectilíneas, de modo que en la fractura en el continente, la dorsal se articula mediante fallas que se curvan dependiendo de la curvatura de la rotura: son fallas transformantes y se forman en el mismo momento en que se rompe el continente (Transparencia), son placas que se mueven lateralmente:

Falla direccional

de salto en dirección, transcurrente, (desplaza dos elementos)

- Los bordes convergentes o bordes de subducción en ellos la placa que subduce es la oceánica porque es la más densa, puede subducir debajo de una placa continental u oceánica. Si son dos placas oceánicas las que convergen, estas zonas dan lugar a áreas muy profundas, coinciden con las fosas oceánicas, con más profundas que las llanuras abisales. Por ejemplo: la fosa de las Marianas tiene mas de 11 Kms de profundidad, se forman áreas de islas, la placa que subduce fricciona con la que cabalga y produce una fusión parcial del material que provoca cámaras magmáticas que ascienden para dar volcanes que forman islas volcánicas si ascienden a la superficie: son arcos porque tienen forma arqueada, los magmas que se van formando se van diferenciando (basáltico, intermedio o riolítico) dependiendo del lugar donde se produzca la fricción entre las placas que convergen: a mayor distancia que tenga que recorrer el magma, mayor acidez tendrá y mayor diferenciación. En esta subducción, justo en la zona donde subducen las placas se forma una especie de arruga o relieve de gran deformación tectónica denominado complejo tectónico donde hay sedimentos marinos apilados como cuñas (también llamado arco externo o cuña de acreción); la depresión entre el complejo tectónico y la isla volcánica se llama cuenca de antearco, está bajo agua y delante del arco de islas, y la que está detrás se llama cuenca de retroarco. Por ejemplo: en el archipiélago japonés subducen las placas pacíficas, forma un arco de islas.

La fricción continua entre placas produce sismicidad, de modo que los bordes de subducción son zonas más sísmicas, y los hipocentros de los terremotos se disponen a lo largo de las placas que subducen y cabalgan, el plano de Venios es el plano de contacto entre dos placas.

Si la placa oceánica subduce bajo la placa continental, que tiende a flotar, se produce fricción entre dos placas que genera fusión parcial del material, los magmas ascienden y afloran a la superficie dando volcanes. En el plano de Benioff se localizan los hipocentros de los terremotos y por debajo de 400 km no hay terremotos, porque sólo se localizan en el tomo al arco de islas, aunque también depende de la inclinación de la placa que subduce. Las placas que subducen lentamente tienen un ángulo de inclinación mayor que las placas que subducen rápidamente. Las fosas más profundas están asociadas a fenómenos de arcos de islas, donde la placa subduce rápidamente. Cuando la placa cabalgante es continental se dan los bordes de subducción andinos: hay un aporte continuo de material magmático, del cual una parte se convierte en volcanes y otra parte genera rocas plutónicas. La cordillera de los Andes está formada por rocas plutónicas y volcánicas asociadas a un borde de subducción, que continua por Centroamérica. En los bordes continentales abundan las andesitas. Por ejemplo: colisión de la India con la placa europea; dos placas colisionan cuando entran en contacto con dos placas continentales formándose una cordillera, cerrando el océano que había entre ellas.

La epirogénesis (elevación isostática) es un proceso lento que comienza durante la orogénesis y que luego continua cuando cesa dicha orogénesis. Con el tiempo geológico se desarrollan corrientes convectivas divergentes debajo del continente, que se puede fracturar por las líneas de debilidad y volver a abrirse los continentes.

Ciclo de Wilson: Cordilleras antiguas procedentes de un movimiento orogénico anterior, son ciclos lentos y ocupan cientos de millones de años.

Isostasia y frecuencia continental: indican la altura de los continentes (acúmulos verticales)

Tema 3 - Deformación de rocas: procesos tectónicos.

La tectónica estudia la deformación de las rocas y su estructura, la cual obtiene después de su deformación.

Deformación y esfuerzo

En lugar de utilizar fuerza se usa esfuerzo, que es la fuerza aplicada a una superficie (stress), es la fuerza responsable de la deformación de las placas. La deformación (strain) es la transformación que sufre la roca por la actuación del esfuerzo. La ciencia física que estudia el comportamiento molecular de las rocas ante las deformaciones y los esfuerzos se denomina reología: respuesta de una roca ante una deformación (comportamiento reológico), en función de sus características moleculares:

Comportamiento elástico: es aquel comportamiento en el que la deformación no depende del tiempo (graficas transparencias) Cuando se deja de ejercer el esfuerzo la deformación desaparece.

Comportamiento plástico: aquel en el que empieza la deformación a partir de un nivel mínimo de esfuerzo, aunque aumentemos o disminuyamos el esfuerzo, la deformación es siempre la misma. No es reversible, debe llegarse a un determinado umbral para que la deformación se mantenga.

Comportamiento viscoso: aquel que ejerce muy poca resistencia a la deformación con la diferencia que cuando termina el esfuerzo, se mantiene la deformación.

Hay muchos tipos de comportamientos: elástico-plástico, viscoso-elástico-plástico, etc.

Siempre hay una componente elástica al principio de cada deformación que aumenta con el tiempo aunque no se aumente el esfuerzo, y la roca se rompe, siendo r el punto de rotura de la roca; el tiempo es relativo, es decir, al cabo de u n tiempo la roca se rompe.

Las rocas que tienen una cierta componente plástica tiene un comportamiento dúctil (cuando el campo plástico es superior al 5%) En este caso la deformación permanente. También hay otras rocas con comportamiento frágil cuya rotura se produce en el campo de comportamiento elástico, no tiene deformación permanente: son los extremos de un comportamiento continuo.

Las rocas frágiles se deforman poco y se rompen pronto (rocas competentes)

El comportamiento reológico de las rocas es distinto en la superficie y en el interior de la Tierra, de modo que una misma roca se comporta de forma distinta; el aumento de la presión confinante hace que aumente la componente elástica de la roca, lo mismo ocurre con la temperatura, la roca se deforma con mayor facilidad pero se rompe antes. Aumenta su comportamiento plástico pero también aumenta su fragilidad.

Deformaciones o estructuras dúctiles.

Son los pliegues. Sus constituyentes son: eje, línea que une los puntos de máxima curvatura; plano axial o bisector, se divide al pliegue en dos partes iguales; (A veces el eje se sumerge en la tierra ya que está inclinado con respecto a la horizontal. El ángulo que guarda la horizontal con el eje del pliegue se denomina plano de inmersión); flancos, cada una de las dos mitades del pliegue separados por el plano axial; y los estratos plegados.

El núcleo del pliegue sinclinal es más reciente que los flancos, y el núcleo del anticlinal es más antiguo que los flancos. En los pliegues tumbados siempre hay una secuencia donde los planos están invertidos y la secuencia está al revés. Todos los pliegues tienen inmersión, sino no terminarían nunca, así que terminan en una terminación periclinal (inclinado hacia la periferia, hacia todas las direcciones) Los pliegues anticlinales tienen estructuras en domo y los pliegues sinclinales tienen estructura en cubeta (basin)

Por erosión de los materiales plegados, podemos encontrar las siguientes morfologías:

- en cuesta la zona poco inclinada (estrato duro) es el dorso de la cuesta, y la más escarpada (estrato blando) es el frente de la cuesta. Esto da lugar a redes fluviales subsecuentes, resecuentes, consecuentes, etc. El término hogback determina a cuestas con estratos de frente muy inclinados. Todo pliegue está formado por dos flancos y una chamela. Clases de pliegues: simétricos, asimétricos, tumbados, etc. Cheurins: indican hacia donde buza la serie de pliegues, indica una ladera formada por estratos inclinados, y al disminuir arroyos por ella adquieren forma de uve invertida o de triángulo.

La relación red fluvial-plegamiento es la siguiente: un río discurre por un terremoto estático que sufre una compresión, se pliega, y el río se excava conforme se va plegando el terreno (antecedencia: río anterior al plegamiento); o si el terreno está plegado y luego se adaptan los ríos a la estructura (sobreimposición)

La dirección, rumbo o azimut es la recta intersección entre el plano del estrato y el plano horizontal imaginario; se mide con la brújula entre el norte magnético y la dirección del estrato del norte al este entre 0 y 180º. También hay que medir con el dinómetro los grados de inclinación del estrato con respecto a la horizontal y nos da su inclinación o buzamiento; la línea de máxima inclinación es perpendicular a la dirección. Por ejemplo: N25E/30E ó 30W.

Estructuras o deformaciones frágiles.

La estructura se rompe y se forma una grieta, cuyos planos de rotura se denominan diaclasas; ésta puede ir acompañada de desplazamientos entre bloques, constituyendo una falla. Hay tres tipos de fallas: direccionales (de salto en dirección, transcurrentes, de desgarre, etc.), normales e inversas.

Las fallas normales tienen planos muy inclinados pero no verticales del todo, uno de los dos bloques se hunde a favor de la inclinación del plano dando lugar a un bloque hundido y un bloque elevado; son típicas de zonas sometidas a tensión, por distensión de los materiales, provocan hundimientos. Una falla es joven si se ha movido hace poco, y es vieja si el bloque hundido ha sido rellenado por sedimentos o si no se ha movido en un tiempo considerable.

Las fallas inversas tienen un plano de falla inclinado, donde el bloque que se eleva lo hace a contrapendiente, son típicas de zonas sometidas a compresión. El cabalgamiento viene dado por un pliegue que cabalga sobre el bloque hundido de una falla (overthrust), pero hay algunos que afectan a amplias zonas y se denominan mantos de corrimiento. Por ejemplo: Pirineos, donde el bloque que cabalga se llama alóctono y el de debajo es el autóctono.

Los relieves a los que dan lugar las fallas son escarpes, zonas hundidas, facetas (parecidas a los cheurons), relieve en “horst” y “graben” (fallas normales y zonas hundidas) siendo “graben” una fosa tectónica.

Las fallas direccionales son distintas de las normales y de las inversas, su plano es siempre vertical, se forman por compresión o distensión, su movimiento es horizontal o lateral, pueden desplazar lateralmente cualquier estructura, se pueden mover a favor de las agujas del reloj (destral: ) o en contra de las agujas del reloj ( sinestral: ) Dan lugar a desplazamientos de ríos, cadenas montañosas, etc.

Las estrías de falla marcan el desplazamiento que hubo entre los dos bloques.

Los diapiros son estructuras asociadas a materiales muy plásticos y muy ligeros, que fluyen y tienden a ascender deformando a otros materiales cuando se ven sometidos a cargas.

Las diaclasas son planos de rotura sin desplazamiento, algunas llegan a desarrollar fallas y otras no, tienen orientaciones muy paralelas.

Las grietas son separaciones de rocas que pueden rellenarse por otros materiales.

El estilolito se forma en rocas solubles, son típicos de las calizas, son superficies muy irregulares donde la compresión actúa y la disolución también. Por ejemplo: Amontes, Belemnites, etc.

La esquistosidad caracteriza a rocas con comportamiento muy dúctil y a veces se asocian a los pliegues; es una estructura que presenta planos de fractura muy densos. Es una deformación a escala de granos minerales a causa de una compresión, reorientándose los granos en una dirección determinada. Esta estructura es típica de los pliegues, y los planos de esquistosidad son paralelos al plano axial del pliegue al cual van asociados. Es una estructura que se presenta en ambientes muy profundos y de gran plasticidad, es útil en rocas plutónicas masivas que han sufrido una deformación dúctil.

Podemos encontrar asociaciones de estructuras: si una zona sufre una compresión, aparecen estructuras como pliegues (anticlinal, sinclinal) cuyos ejes son perpendiculares al eje de compresión, esquistosidad cuya orientación es paralela al eje de compresión, fallas inversas y cabalgamientos cuya orientación es perpendicular al eje de compresión, y estilolitos aunque éste es tan pequeño que no se representa en los mapas; si una zona sufre una distensión, aparecen estructuras como grietas, diaclasas, fallas normales. También puede ocurrir que haya compresión en un sentido y distensión en otro, de modo que el movimiento de estas fallas direccionales es conjugado, tanto destral como sinestral:

La bisectriz de los ángulos agudos coincide con la orientación del eje de compresión.

Hay tres grandes tipos de regímenes de esfuerzo o regímenes tectónicos para los cuales se definen tres tipos de esfuerzo: máximo compresivo (1), máximo distensivo (3) y un tercero es el eje intermedio entre 1 y 3 que se llama 2:

Los regímenes tectónicos son: distensivo (3 horizontal y 1 vertical), compresivo (1 horizontal y 3 vertical) y desgarre (1 y 3 horizontales y 2 vertical) Situaciones:

Los estilolitos aparecen en cualquier régimen tectónico.

Zonación de estructuras. Aplastamiento, pliegues y cizallas

Niveles estructurales: superior (característico de fallas, pocos Kms de extensión), medio (pliegues) e inferior (pliegues)

Orogenia y fase tectónica.

La orogenia es un proceso de colisión de placas que afecta a una parte importante de la Tierra de forma que da lugar a la génesis de cordilleras mas o menos simultaneas en toda la Tierra; las más recientes son la Orogenia Heránica y la Orogenia Alpina: la primera tuvo su momento álgido a final del Paleozoico, su cordillera continua en el Sur de Canadá al otro lado del Atlántico, la segunda aún persiste actualmente. Las orogenias son procesos lentos, y dentro de ellas se encuentran momentos de mayor intensidad o deformación (fases tectónicas: deformaciones intensas que duran poco tiempo) y momentos de menor intensidad; las orogenias se componen de varias fases tectónicas. Por ejemplo: para saber que una fase tectónica tuvo lugar a finales del Jurásico lo comprobamos con los fósiles y restos de material orgánico, y para saber que no continuó en el Cretácico lo comprobamos por los estratos deformados con fósiles distintos del Cretácico: esta superficie de discontinuidad entre unos estratos y otros se llama discordancia, así sabemos cuando tuvo lugar una fase tectónica.

Sismicidad.

Es un proceso de origen tectónico asociado a la actividad tectónica, de modo que un terremoto es un proceso de aceleración del suelo ligado a procesos tectónicos (paso de ondas sísmicas) durante breves momentos, como consecuencia destruye estructuras. Por ejemplo: en España, los terremotos más destructivos han sido: Olot (Gerona, 800 muertos), Carmona (Sevilla, 5040 muertos), Málaga (1680, 80 muertos), Lisboa (1755, 50 muertos), Torrevieja (Alicante, 1829, 400 muertos) y Arenas del Rey (Granada 1884, 800 víctimas)

Un terremoto se asocia a la actividad o movimiento de fallas (los pliegues no los generan), este proceso sigue la teoría del rebote elástico, que dice que en una zona donde se generará o ya existe una falla que se va a mover se acumulan esfuerzos tectónicos, y durante un tiempo las zonas próximas se distorsionan y se deforman elásticamente, hasta el punto en que se liberará la energía al acumular esfuerzos, y los bloques se desplazan por el plano de rotura. Este temblor origina ondas sísmicas P (sólidos y líquidos compresibles) y S (sólidos únicamente, más lentas que las P), que se reflejan en los sismógrafos de ondas P y ondas S; y por último las .

La diferencia de velocidad de las P y de las S permite calcular la distancia del epicentro del lugar del terremoto; para localizar el epicentro se necesitan tres sismógrafos desde tres puntos. Las estaciones sismográficas más importantes de España son las de Granada, San Fernando, etc.

Richter a principios de siglo creó un ábaco con tres escalas: amplitud, magnitud y distancia entre ondas P y S, estas escalas son logarítmicas. No hay que confundir magnitud con intensidad, cuya escala fue propuesta por Mercalli (I-XII) donde se estiman los daños que el terremoto pueda causar, pero hoy día esta escala ha sido sustituida por la escala MSK.

La mayoría de los terremotos se localizan (sus hipocentros) a profundidad no superior a 5 Kms, pero hay algunos cuya profundidad son 200 ó 300 Kms ya que puede ser causado por la superficie de fricción entre dos placas (bordes de subducción); la mayoría de los terremotos que tienen lugar en España se registran en las cordilleras Béticas y en los Pirineos.

Tema 4 - Procesos volcánicos.

La geometría de los cuerpos ígneos es una cámara magmática, que se inyecta en grietas que asciende hacia la superficie dando lugar a rocas ígneas, mediante estructuras volcánicas.

Las rocas ígneas afloran en forma de lacolitos (pequeños, graníticos, llamados “lanchas” o “lanchares”, forma redondeada), dique (pared), volcán (chimenea volcánica, esqueleto volcánico), plutones (todo el plutón aflora en superficie en forma de granito, sus cuerpos principales son los domos de exhumación) Dentro de una cordillera los granitos se encuentran en las zonas más profundas (Galicia, Zamora, Salamanca, Huelva, Córdoba...)

Los procesos activos de origen volcánico se localizan en bordes de subducción, dorsales y puntos calientes (placas divergentes, rifts, bordes convergentes) El tamaño de los aparatos volcánicos son variados: grandes dimensiones (basaltos, poca altitud, gran extensión volcanes en escudo), intermedio (pequeño monte de 3 ó 5 Kms de altura conos volcánicos), pequeños (cientos de metros o menos conos o cráteres pequeños) El magma contiene sólidos, líquidos y gases, pero las erupciones dependen de la abundancia de cada elemento: explosivas (gas), extrusivas (sólidos), efusivas (líquidos)y de tipo mixto (una mezcla de los tres elementos)

Los aparatos volcánicos dependen de la viscosidad o fluidez de los magmas, de modo que hay magmas muy fluidos, intermedios y muy viscosos que provocan explosiones:

• Volcanes hawaianos o islándicos lavas basálticas muy fluidas, por grietas asciende el magma, son erupciones fisurales, originan grandes llanuras de lava, flujos concéntricos, pendientes suaves.

• Volcanes estrombdianos, vulcanianos o vesubianos

• Volcanes peleanos, cracatóanos y plinianos

El volcán piroclástico produce su emisión de materiales en zonas llenas de agua, son erupciones freáticas llamadas mahares: son explosiones violentas pero breves, y cuando el volcán deja de tener actividad dan lugar a lagos. Los volcanes mixtos se llaman estratovolcanes, donde las capas de piroclastos (capas claras) alternan con las de lava (capas oscuras); por ejemplo: Teide (España) y Fujiyama (Japón) Los volcanes submarinos son inofensivos y tranquilos, aunque hay explosiones si están cerca del nivel del mar; cuando el volcán deja de ser activo es erosionado por el oleaje achatándolo por la parte superior y quedando plano, luego pueden hundirse (isostasia) o ser transportados por las placas oceánicas, lo cual se denomina guyots. Los humeros negros son zonas de temperatura muy elevada.

Los conos adventicios están situados en las proximidades del volcán principal, son de vida muy breve.

Los materiales que emiten los volcanes se dividen en gases, líquidos y sólidos. Los gases que emiten los volcanes son CO2, SH2, etc.; se habla de tres tipos de emisiones de gases: fumarolas (gases a muy altas temperaturas, entre 1000 y 2000 ºC), sulfataras (gases a bajas temperaturas, menos de 200 ºC) y mofetas (emisiones de gas carbónico, CO, tóxico y denso); a veces los gases aparecen en lagos o zonas encharcadas, lo que provoca que el agua se acidifique; la emisión de agua se asocia a un vulcanismo residual ácido a punto de extinguirse, donde el agua sale en forma de surtidores cuando se calienta el agua, dichos surtidores se denominan géiseres, que contienen agua con sílice en disolución, precipitando y formando rocas en los alrededores llamadas geiseritas. Las emisiones de líquidos son lavas, formadas por material totalmente fundido, aunque no todas tienen la misma fluidez (rápidas) o viscosidad (lentas), lo cual depende de la composición mineralógica del material emitida: las lavas ácidas son lentas y viscosos (15 m/sg, forman coladas que se comportan igual que un río, cuando solidifican se llaman “lavas cordadas” o “pahoehoe” (término hawaiano) Los lagos de lava se agrietan cuando solidifican. Los jameos son accesos de lava que circulan por debajo de lava endurecida, los hornitos son minúsculas erupciones que coinciden con el burbujeo de una colada de lava, las lavas básicas se denominan lavas escoriáceas, avanzan 1 ó 2 m al día pero provocan la destrucción de estructuras, no tienen una temperatura tan alta como las lavas ácidas, después de la erupción quedan unas estructuras abruptas y angulosas llamadas “malpaises” y ese terreno no puede utilizarse para nada ni siquiera para caminar sobre el; las lavas submarinas están sometidas a la presión hidrostática y confinante adoptando una morfología esférica y curva denominadas “lavas almohadilladas” o “pillow lavas”. Las emisiones sólidas son los piroclastos, que se clasifican en: bloques y bombas (diámetro mayor a 32mm), lapillis (diámetro entre 4 y 32 mm), cenizas (diámetro menor a 4 mm) y tobas volcánicas (diámetro inferior a 2 mm), cuyo conjunto se denomina taphra; las bombas de gran tamaño se denominan huevos, las cenizas llegan a formar grandes campos de color oscuro. Una emisión mixta son nubes ardientes, son masas de gases incandescentes con material sólido fino, que alcanza grandes velocidades, a mas de 1000 ºC de temperatura, cuyo depósito se denomina ignimbrita. Los lahares son coladas de barro (agua mezclada con cenizas) muy destructivas.

Cuando el volcán deja de ser activo, puede dar lugar a distintas morfologías. Las coladas de lavas más pequeñas se comportan como un río viscoso y se cuelan en el fondo de un valle pudiendo desembocar en un río o lago, o se consolida por el camino, quedando materiales más resistentes que los que había antes. Por acción de la erosión se puede invertir el relieve en coladas lávicas. Cuando el volcán se extingue es atacado por las aguas de escorrentía que excavan pequeños valles por las laderas del volcán según sea la solidez del material y siempre en forma radial, quedando fragmentos sin erosionar de capas más duras y resultan estructuras triangulares en planta denominados planezes, por el acúmulo de piroclastos y cenizas. A veces los esqueletos volcánicos o los conos aguantan tanto la erosión que no se forman planezes, sino que la red fluvial excavan la chimenea resultando una estructura denominada varillaje de sombrillas. Disyunción columnar.

Tema 5 - procesos denudacionales

La interacción entre procesos endógenos que forman relieve y los exógenos que lo erosionan da lugar a diversos paisajes (William M Dauls) Relieve maduro, fase senil y fase juvenil (erosión fluvial): fases del ciclo de erosión normal, que vuelve a comenzar por un movimiento tectónico de elevación. Esto sucede exactamente así actualmente, ya que no hay zonas donde la erosión fluvial no es importante, porque hay lugares donde los agentes eólicos, glaciares, etc., tienen más relevancia que los fluviales. Por ejemplo: cordillera Caledónica (antigua), cordillera Heránica (madura) y cordillera alpina (juvenil)

Los agentes que dan lugar al transporte, erosión y sedimentación son: hielo, agua y viento, así se habla del ciclo del agua o ciclo hidrológico que funciona continuamente. El agua se infiltra a través del suelo, se retiene en la roca por un nivel impermeable y forma un nivel de roca empapada en agua denominada acuífero cuyo nivel superior se llama freático, que separa la zona o capa de aireación (capa superior no saturada de agua) y la zona de saturación, y supone un recurso hídrico fundamental pero no se explotan. A través del agua subterránea se transmiten contaminantes mediante pasos.

El primer proceso que sufren las rocas de la superficie es una alteración denominada meteorización o intemperismo, de modo que la roca se desmantela y se erosiona. La meteorización comprende varios procesos que se engloban en tres tipos: físicos, químicos y biológicos.

Los procesos físicos están influenciados por el tipo de clima (como temperaturas extremas). Mientras que los químicos están condicionados por el agua y por las altas temperaturas que indican distintos tipos de clima (tropicales: predomina la meteorización química; polares: predomina la meteorización física): sistemas clima-proceso (transparencia)

Meteorización física o mecánica.

Genera productos o disgrega la roca, y genera fisuras y grietas reduciendo a la roca en fragmentos más pequeños, lo cual acelera los procesos de meteorización química, de modo que es fácil meteorizar una roca por vía química que ya ha sido meteorizada por vías físicas.

Los procesos físicos fundamentales de meteorización son los siguientes: lajamiento (sheeting), crecimiento de cristales, cambio de volumen, insolación, hinchamiento por humedad, humectación y secado (slaking) y abrasión.

El lajamiento es típico de rocas plutónicas (granitos), consiste en que después de la litificación de estas rocas plutónicas a una cierta profundidad, cuando aflora a la superficie, la roca se descomprime y se agrieta o fractura, y estas grietas (lajas) son paralelas a la superficie topográfica.

El crecimiento de cristales se refiere a que determinados elementos o compuestos cristalizan en los poros de la roca aumentándola de volumen lo cual supone una presión sobre las paredes de la grieta o de los granos que forman el poro, estas presiones son suficientes para romper la roca en un proceso llamado orioclástica cuando es el agua la que pasa de estado líquido a sólido y ejerce la presión sobre la roca: gelifracción, produciendo pequeños clastos angulosos llamados orioclastos o gelifractos porque proceden de la rotura de la roca. También hay sales que producen la rotura de la roca (sal gema o halita) en un proceso llamado haloclastismo, típico de sales muy solubles, y característico de ambientes desérticos, aunque esto es un problema para las construcciones de piedra. Por ejemplo: los egipcios cubrieron las pirámides de arenisca con placas de caliza.

El cambio de volumen se refiere a compuestos que aumentan y reducen su volumen absorbiendo agua, son transformaciones de un mineral en otro. Por ejemplo: la anhidrita se transforma en yeso cuando absorbe agua (CaSO4 CaSO4 . 2H2O) y aumenta de volumen rápidamente aunque este proceso es reversible y la roca se rompe por deshidratación en un proceso llamado hidroclastismo.

La insolación son cambios de temperatura del día a la noche que produce dilataciones y contracciones en la roca, separándose los granos (desagregación), esto predomina en climas desérticos.

El hinchamiento por humedad consiste en la dilatación de un mineral cuando están húmedos y contracción cuando están secos.

Los procesos de humectación y secado continuos producen la disgregación de la parte más superficial de la roca (slaking) y se rompe en capas concéntricas en un proceso llamado descamación.

La abrasión se refiere al impacto de partículas sobre la superficie de una roca transportadas por el viento o por el agua. Estos procesos desagregan a las rocas, caen las partículas y se forman morfologías pequeñas en la superficie de la roca (micromorfologías), llamadas grammas o vasques o pocetas de meteorización, que son pequeñas depresiones en la superficie horizontal de la roca, mientras que en las paredes verticales las oquedades (pequeñas) se llaman tafonis, que si son más pequeños y numerosos se llaman alvéolos, y a veces se encuentran alvéolos dentro de los tafonis.

Meteorización química

Son los siguientes procesos principales: hidrólisis, oxidación-reducción, disolución, carbonatación y quelación.

La hidrólisis a veces viene acompañada por intercambio iónico, consiste en la reacción de un compuesto o mineral con el agua, pero no todos reaccionan igual ya que algunos son estables y otros inestables dependiendo de las condiciones de presión y temperatura. La resistencia de los minerales a ser alterados por el agua es variable, Goldich ordeno los minerales según su resistencia a la alteración coincidiendo con las series de cristalización de Bowen; estos minerales se alteran (se transforman en otros minerales) por el agua haciéndole perder cationes (lixiviación) y emprobeciéndolo en sílice, si la lixiviación no es muy intensa los silicatos de la arcilla se transforman en anortitas, si es moderada en esmectitas, y si es intensa en caolinitas (transparencia) y si es muy intensa en óxidos e hidróxidos de Fe y Al (minerales muy estables) Estas rocas no son reversibles, son unidireccionales, en un solo sentido, que se transforman unos en otros pero nunca en el anterior. Se pueden deducir cambios climáticos de húmedo a seco, pero no de seco a húmedo, de forma que el clima es un factor importante. La bauxita se forma en zonas tropicales y es un mineral rico en Al y Fe, y algunos países la utilizan para explotarla.

La oxidación-reducción consiste en la oxidación o reducción de los cationes de los minerales produciéndose una transformación mineral. Se utilizan diagramas, donde el potencial redox es importante y el pH.

Disolución (curvas de solubilidad: transparencia), determinan los procesos Kársticos. Carboratación

La quelación es a formación de complejos organometálicos, coloides que se forman en el suelo por actividad orgánica generada por las raíces de las plantas; es un proceso más biológico que químico, más bien bioquímico.

Meteorización biológica

Se refiere a la transformación de rocas y minerales por la acción de los seres vivos, pueden ser procesos tanto físicos como químicos.

La arena procedente de la meteorización del granito se llama lem, y el material suelto es fácilmente disgregable resultado de la meteorización de una roca se llama regolito o saprolito, cuya eliminación da un acúmulo de bolas o formas redondeadas por donde penetra el agua y continúa la meteorización. Superficies grabadas (etch plains) o de alteración, características de ambientes tropicales; sobre ellas pueden aflorar pequeños trozos de rocas dando lugar a un perfil irregular de la llanura llamados inselbergs (montes aislados) que pueden ser muy irregulares llamados tors o más suavizados o redondeados llamados bornhardt debidas a que los afloramientos de la roca están muy meteorizados. Estas llanuras son diferentes del ciclo de erosión normal (ríos)ya que estas se denominan penillanura, típica de ambientes templados por erosión fluvial.

Morfologías

Los anillos de Liese-gang son tinciones concéntricas que aparecen en la superficie de la roca; y las dendritas son típicas de rocas meteorizadas químicamente. La descamación en capas concéntricas (como capas de cebolla) es otro proceso de meteorización química; en una roca granuda se meteorizan por grietas y fracturas por donde penetran los fluidos dando lugar a formas suavizadas y bolas características esféricos. Por ejemplo: la Pedriza de Manzanares (Madrid); algunos quedan aislados y adoptan formas en equilibrio sobre una punta. En cuanto a meteorización biológica, los líquenes son eficaces a la hora de disgregar la roca granuda o porosa, hongos, plantas superiores con raíces, etc.

La meteorización se paraliza cuando se llega a un ambiente tropical. Los montes islas se forman por el retroceso de los escarpes que son separados por un tío, en un proceso de extensión de valles llamado pediplanación que origina una pedillanura, características del ambiente árido, compuestos por pedimentos o glacis por retroceso de las laderas, no porque el río excave.

Suelos.

Es difícil definir suelo: corresponde al espesor entre la superficie del terreno hasta la roca fresca, está formado por material que no ha sido transportado, sino meteorizado y transformado en el mismo lugar. En él, el agua circula por el material poroso arrastrando algunos elementos diferenciando en capas llamadas horizontes edáficos:

Horizonte 0 resto de material orgánico vegetal.

Horizonte A material inorgánico rico en humus, el agua circula en la vertical y puede arrastras partículas, es el horizonte de lixiviación o iluviación.

Horizonte B horizonte de iluviación.

Los más dinámicos son el A y el B, y si se distinguen fácilmente el suelo está bien desarrollado. Hay un horizonte C que da paso a la roca fresca, es el horizonte de roca meteorizada.

La calidad de un suelo da su fertilidad. Son sistemas muy complejos. Tienen muchas características:

Estructura partículas que lo componen: laminar, prismática, etc.

Textura granulometría: arcilla, arena y limo.

Pendiente topografía suave: buen espesor, al aumentar el relieve el suelo disminuye, a menor planitud menor desarrollo del suelo.

Los procesos de lixiviación son importantes, y los suelos se dividen en pedocal (suelos con iones Ca+, precipitación<600 mm) y pedalfer (ricos en Al y Fe, precipitación>600 mm, climas tropicales) Hay muchos tipos de suelo: podsol (color gris oscuro, ambientes fríos, bastante espesor, húmedo, rico en materia orgánica o humus), laterita (suelo tropical, color rojo intenso, pocos cationes, enriquecido en óxidos de Fe y Al, mucho lavado, suelo poco fértiles que no valen para el cultivo, al perder los cationes se enriquece en óxidos insolubles), gley(suelos excesivamente húmedos con mal drenaje y poco aireados, ambiente reductor, color gris claro azulado, contiene Fe reducido, tienen vetas de color verdoso, sufren hidromorfismo, alto contenido en H2O), salinos (muy ricos en sal, ambiente desérticos) y cálcicos (suelos mediterráneos, también llamados rendzinas, muy fértiles)

En algunos tipos de suelo se forman niveles endurecidos (normalmente tienen aspecto esponjoso), que se denominan costras formados dentro del suelo tanto en ambientes tropicales o semiáridos (secos) pero no templados. El agua lava óxidos de Fe y Al del horizonte A y llegan al B donde se cementan en costras denominadas ferricreta o alcreta, en ambientes ácidos y tropicales. El agua disuelve cal y sales en contacto con la roca, por evaporación sube a la superficie por bombeo capilar durante épocas cálidas y secas, y precipita en superficie en el horizonte A, formándose calcretas (caliche, costras ricas en sal) y gipcretas (costras ricas en yeso) En ambientes intermedios se forman costras ricas en sílice llamadas silcretas (silex) Las costras son importantes porque se asocian al agua, y se erosionará, más fácilmente la zona donde no hay costra y esa costra será la zona elevada: relieve invertido o inversión del relieve. Los niveles encostrados de un suelo se denominan hardpan (término británico) Los suelos desarrollan mayor o menor espesor en función de la pendiente. La rubefacción es el proceso de enrojecimiento de un suelo, rico en óxidos de Fe

Procesos de disolución.

Estos procesos entran en los Karst, disolución de rocas mediante ríos, arroyos, etc., que da lugar a morfologías espectaculares. Los procesos Kársticos se dan en rocas solubles evaporíticas (yesos, etc.) y en carbonatos (cálcico, magnésicos, etc.) que no son tan solubles pero se disuelven en medio ácido (bicarbonato cálcico: soluble); para que tengan lugar estos procesos, los factores más importantes para el aumento de la presión de CO2 son: pH (ácido favorece la concentración de CO2 en el agua disolviendo la caliza, neutro o básico la disolución es más lenta), temperatura (a menor temperatura, mayor disolución de CaCO3), agua (en ambientes húmedos se favorece la Karstificación, en ambientes cálidos no se da y en ambientes glaciares se favorece poco), clima (en ambientes templados están los Karsts más espectaculares), precipitación (el impacto de agua de lluvia sobre la roca y la escorrentía disuelve la roca y da lugar a lapiaces o lenares, formas pequeñas o microformas de disolución superficial de la roca: Kamenitza oquedad desarrollada en superficies horizontales; lapiaz en requeros o rillenkarren presenta estriaciones en la superficie de la roca de varios centímetros de anchura a causa de las aguas de escorrentía; lapiaz oqueroso o tubular oquedades profundas hohlkamen; lapiaz estructural o kluftkamen se desarrolla en rocas ya fracturadas; los 2 primeros son formas de lapiaz libre sin cobertera edáfica encima, y los otros dos son lapiaces cubiertos que presentan suelo encima de ellos)

Cuando el agua se infiltra en la caliza y la disuelve a una cierta profundidad, da lugar a unas estructuras denominadas dolinas, donde el agua no tiene salida; hay varios tipos de dolina: dolina en cubeta o artesa (de subsidencia lenta, mucho diámetro y poca profundidad), dolina de colapso o en ventana (hundimiento brusco, formación de una caverna, columnas verticales, diámetro inferior a la altura), dolina de embudo (caso intermedio, forma de embudo) o torcas.

Los suelos arcillosos de color rojizo reciben el nombre de terra rossa, que es un suelo residual rico en minerales de Fe. Asociado a temperaturas frías, aparece el Karst nival. Los poljes (campos de cultivo) son depresiones de grandes dimensiones kilométricas (de 0'5 km a varios km), que no se forman por colapso sino por corrosión o disolución en la superficie bajo un suelo, denominándose a esta corrosión criptokárstica, tienen fondo plano, pendientes escarpadas en los bordes limitados por fallas a veces; puede haber dos o tres dolinas en cubeta con fondo plano que crecen y contactan entre sí que se denominan uvalas, porque pueden confundirse con los poljes, y en el fondo del polje circula una red fluvial y penetra en el interior del macizo hacia cavidades subterráneas que son simas o sumideros denominados ponor, erosionando la terra rossa. Los estavelles son poljes con un punto de entrada al sistema de grutas. El complejo de grutas y cavernas en medio Karst se denomina endokarst: estalactitas, lagos subterráneos, estalagmitas (no son huecas como las estalactitas), columnas (unión de estalactitas y estalagmitas), etc.; todas estas morfologías carbonatadas se denominan espeleotemas. El agua que circula en el interior de las grutas sale en una serie de turgencias manantiales, zonas de rezume, etc., dejando un precipitado de CaCO3 formando una roca (espeleotema) llamada travertino o toba calcárea, que se forman en superficie por pérdida de presión del CO2, y si hay plantas el CaCO3 precipita alrededor de ellas formando un sustrato al cual se anclan. Cuando un río pasa a alimentar con su caudal el sistema endokárstico se denomina río ciego. En ambientes tropicales no muy cálidos pero si muy lluviosos se acentúa la Karstificación originando paisajes con relieves cónicos como residuos de dolinas, y se llama kegelkarst, cuyas depresiones entre elevaciones se llaman cockpit y las dolinas kegel; si en un lugar de conos hay torres se llama turmkast.

La denudación es la rebajación superficial de un área por procesos de meteorización, y la disección es la erosión lineal de un paisaje concreto. Estos se dan en ambientes distintos: laderas, ríos, agua en estado sólido (glaciares), viento (en ambientes desérticos), áreas lacustres, procesos litorales, etc.

El levantamiento por la helada consiste en que el agua se congela en ambientes fríos por la noche y hace que la ladera se hinche paralelamente a sí misma, y las partículas se van deslizando ladera abajo cuando se produce el deshielo; este movimiento del suelo es lento y se denomina gelifluxión (el suelo fluye por acción del hielo)

El deslizamiento de masas no se comporta igual en todos los puntos. En un deslizamiento rotacional, el punto de arranque se denomina cicatriz, la parte basal (lengua) tiene un comportamiento dúctil porque el agua fluye con mayor facilidad. Los movimientos de masas constituyen un riesgo natural y pérdida de suelo (erosión)

Las laderas se describen mediante perfiles característicos de los procesos que experimenta la ladera. Por ejemplo: perfiles topográficos, etc. Los perfiles no son estáticos porque la parte alta puede ir rebajándose al ser meteorizada (perfil suavizado característico de climas húmedos): ladera regularizada, que evoluciona muy lentamente. Los procesos de meteorización mecánica son más importantes que los de erosión en climas fríos, donde se alcanzan perfiles regularizados. Por ejemplo: ambientes periglaciares. En ambientes áridos, la erosión es más importante que la meteorización, donde las laderas retroceden paralelamente a sí mismas manteniendo el mismo perfil de cantiltalud. En ambientes templados se da un proceso intermedio denominado reemplazammiento. Cuando el nivel de base de una ladera desciende, la pendiente aumenta por la acción de un río; si el nivel de base de la ladera asciende, la pendiente de la ladera se rebaja por acúmulo de sedimentos.

Tema 7 - Procesos fluviales.

Dinámica de los ríos. Sistema geológico azonal independientemente del ambiente. Los ríos llevan agua y la transportan hacia abajo a una cierta velocidad, el agua está canalizada y recibe distintos nombres según las dimensiones del canal (torrente, arroyo, etc.) El caudal de un río (Q) es el producto entre la velocidad del agua (V) y su volumen (A), se mide en m3/sg; depende de que llueva mucho o poco, y para medir esta variación de caudal se utilizan aforos en diversos puntos del río. Este estudio se representa en hidrogramas (variaciones de caudal con el tiempo) que pueden ser unitarios, anuales, etc.; la subida del caudal se denomina tiempo de concentración (tiempo que le cuesta a una gota de agua ir desde el punto más lejano hasta el punto del aforo) que termina en el pico de descarga (descarga = caudal), que una vez que se alcanza comienza la curva de recesión donde el caudal vuelve a su situación original, pero no tiene por que ser siempre así a causa del flujo vadoso dentro del suelo y de los acuíferos, de modo que dicha curva de recesión es suave. En cuencas cada vez más grandes el pico de descarga se reduce y el tiempo de descarga aumenta. El tiempo de concentración representa la eficacia de la escorrentía, que es más eficaz cuanto más pronunciada sea la curva y más alto esté el pico de descarga. Los hidrogramas se relacionan con el tipo de clima, ya que hay ríos en cualquier tipo de clima.

La hidráulica estudia el comportamiento del agua dentro de un canal (en el caso de los ríos se denomina hidráulica fluvial), el agua alcanza su mayor velocidad en la superficie del río. Se distingue flujo laminar y flujo turbulento, dependiendo de la velocidad del agua; se diferencian utilizando un parámetro adimensional llamado numero de Reynolds que equivale a:

Donde V es la velocidad del agua, d la profundidad,  la densidad y  la viscosidad dinámica. A veces se utiliza la viscosidad cinemática que equivale a:

Y R se transforma en:

El flujo laminar cuando R<500 - 600 y es turbulento cuando R> 2000-2500. a mayor profundidad y velocidad, el flujo es turbulento. El parámetro R no determina la energía del flujo, utilizando para ello el número de Froude, que es igual a:

Cuando F>1 el flujo es supercrítico (carácter erosivo, mucha energía) y si F<1 es subcrítico predomina la sedimentación, y si F=1 el flujo es inestable. F depende de la velocidad y del inverso de la profundidad; puede ocurrir un salto hidráulico (de flujo supercrítico a subcrítico) o un goteo hidráulico (de flujo subcrítico a supercrítico) las ondulaciones del fondo arenoso son ripples o rizaduras, cuyo tamaño de la energía del flujo.

En cuanto a la forma del canal del río, es un factor que condiciona el movimiento del agua: la anchura (W), la profundidad (d), el perímetro mojado (p=z . d+w, radio hidráulico (R=A/P), caudal (Q), volumen (A=w . d), etc. Ocurre que:

El parámetro S es la pendiente del fondo. Todos estos parámetros varían en función de la sección del río: a mayor anchura mayor sección, mayor profundidad mayor sección, mayor velocidad mayor sección. Estas variables se resumen en la ecuación de Manning relacionándolas con el canal:

Siendo n el coeficiente o numero de rugosidad de Manning, ya que el agua no circula igual si el fondo del canal es liso o rugoso; n oscila entre 0'01 (suave y 0'16 (rugoso)) y las variaciones de n están tabuladas, ya que se deducen por observación. Un río con un lecho suave tendrá un caudal elevado porque n es bajo.

El perfil de la mayoría de los ríos es semiparabólico, en cuyas partes altas la pendiente y la velocidad es mayor mientras que en las partes bajas ocurre lo contrario.

En un diagrama de distribución vertical, encontramos la velocidad, los sedimentos, etc. Las partículas que arrastra un río tienen varios tamaños. En un diagrama de Hjulstöm se relaciona el tamaño de las partículas con la velocidad del flujo de agua. Las partículas finas (arcillas) se unen desarrollando enlaces cohesivos electrostáticos denominándose sedimentos cohesivos, que resisten a la erosión del viento, agua, etc., por eso la velocidad del flujo tiene que ser mayor (velocidad tamaño arena) Un río puede transportar a la vez gravas, arenas, arcillas, etc., pero no todas se mueven de la misma manera; hay varios mecanismos de transporte: tracción o “sliding” (la partículas está pegada al lecho y se va arrastrando, corresponde a fracciones gruesas), rodamiento (la partícula rueda en contacto con el lecho: “rolling”), saltación (la partícula avanza dando saltos, para ello la partícula queda suspendida y por su propio peso vuelve a caer al lecho y remueve a otras partículas, corresponde a tamaños m{as pequeños: “saltation”), suspensión (corresponde a partículas mucho más finas que quedan suspendidos: “suspension”) y disolución (partículas muy finas) La tracción, rodamiento y saltación reciben el nombre de carga de fondo (bed bad)

Clasificación de canales de ríos (transparencia)

La sedimentación de los ríos se produce en: facies de canal (morfología canaliforme, gravas, cantos, dimensiones en función del canal original, en la base presenta un nivel con cantos más gruesos señalando la base del antiguo canal denominado “lag deposit”, cuyos cantos tienen una morfología ahusada, su acreción es lateral porque se desarrollan en la horizontal), llanura de inundación (el río desborda llenando de agua la llanura, acumulándose un sedimento de grano fino como arcillas, limos, etc., cada nueva inundación supone una capa nueva de limos y arcillas encima de la anterior de modo que su acreción es vertical, llegando a dimensiones de 3-4 cm), depósitos de banco (poca extensión, se acuña hacia la llanura de inundación, son arenas medias más finas que los depósitos del canal), depósitos de overbank (debido al desbordamiento del río, se denominan “crevasse splay”, forma un abanico de sedimentos en una rotura puntual del río) Los desbordamientos llegan a ser tan importantes que el río puede excavar otro canal si tiene suficiente energía, y a veces el nuevo pasa a se activo mientras que el antiguo queda abandonado: esto se conoce como avulsión. Las zonas encharcadas de las llanuras de inundación se deben a zonas muy planas de difícil drenaje (ox-bow lake), presentan abundante materia orgánica, a veces se forman zonas deprimidas de poca profundidad pero de gran extensión, son ambientes lacustres abandonados en una llanura de inundación. Las gravas corresponden a las barras y las arenas a los canalillos entre una barra y otra (tipo Braided)

Formas erosivas en un canal.

Los perfiles típicos de un valle fluvial son cono y artesa (zonas altas y medias, respectivamente) en U o desfiladero o cañón (se forman en lugares con sustrato rocoso muy resistentes los que el río erosiona pero no lateralmente que excava en la vertical, como ocurre en ambientes kársticos y volcánicos) Si la pendiente de fondo es muy elevada se forman rápidos, cascadas y cataratas, característicos de los tramos altos de los ríos en zonas montañosas, aunque también ocurre en dos tramos bajos. El río excava pocetas en la roca denominadas marmitas en ríos de fondo rocoso, quedando pilancones entre una marmita y la otra (residuo rocoso elevado), por erosión lateral del río se forman oquedades denominados nichos, quedando colgado a media pared si el río sigue excavando el fondo.

Tipos de drenajes.

Dendrítico o arborescente, rectangular u ortogonal (fracturas de fallas), paralelo o enrejado, radial (volcanes), centrípeto (hacia un punto deprimido), anular, pinnada, etc.

La densidad de drenaje se halla mediante la siguiente fórmula:

(D=densidad de drenaje; l=sumatorio de la longitud de todos los canales): a mayor densidad de drenaje, mayor erosión. Orden de drenaje de una cuenca (transparencia), relacionado con el caudal y área de una cuenca: longitud de los canales, pendiente longitudinal del canal, área de la cuenca donde drenan todos los canales, etc.

El nivel de base de la cuenca es el punto de desembocadura (mar, río, lago, etc.) del río de mayor orden, marca el equilibrio de las aguas en el punto final, tiene diseño semiparabólico, es el fin último al que tienden todos los tipos de drenaje. Captura fluvial (codos de captura, valles colgados por donde circulaba el canal principal quedando inactivos a una cierta altura) si desciende el nivel de base. Si se sube el nivel del mar, el río va dejando sedimentos en la cuenca ascendiéndose el lecho del río por relleno sedimentario.

Los perfiles de equilibrio están modificados en la realidad por aumento de caudal, movimientos tectónicos, etc. las terrazas fluviales son encajamientos y ensanchamientos alternativos de un río por alternancia entre etapas erosivas y sedimentarias [(procesos “cut n fill”)excavación y relleno]; si los niveles están uno dentro de otro se originan terrazas en nicho.