Compendio General De Geologia A Color.pdf 615w5r

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V)

e

E .....

QJ

ue

Mercurio

58

4 835

28º

5,69

Venus

107

12 194

3º

5,16

Tierra

149

12 756

23º27'

1

5,52

Nitrógeno (NJ, oxígeno (O)

Marte

226

6 760

23º59'

2

3,89

Dióxido de carbono (COJ, nitrógeno (N 2 ), argón (Ar)

Júpiter

775

141600

3º05 '

13

1,25

Hidrógeno (H 2 ), helio (He)

Saturno

1421

120 800

26º44'

11

0,62

Hidrógeno (H J, helio (He)

Urano

2 861

47100

82º05'

5

1,60

Hidrógeno (H 2 ), helio (He), metano (CH 4 )

Neptuno

4485

44 600

28º48 '

2

2,21

Hidrógeno (H 2 ), helio (He), metano (CH 4 )

No tiene Dióxido de carbono

(CO)

-

Compendio de geología general

1. 7. 1. Teorías sobre el origen del sistema solar La mayoría de las teorías acerca del origen de los planetas sostienen que estos se formaron con materiales procedentes del Sol. Otros, afirman que por condensación de una nube primitiva de polvo y gas existente en nuestra galaxia se formaron el Sol y los planetas; aunque la composición del Sol es muy distinta a la de los planetas. De ahí que, básicamente, se puede distinguir dos tipos de teorías : -

Teorías naturales o evolutivas. Según las cuales los sistemas planetarios se consideran parte de la historia evolutiva de algunas estrellas . Si estas teorías son ciertas, existirían numerosas estrellas con sistema planetario . Teorías catastróficas. Sostienen que los sistemas planetarios se han formado por accidente, ya sea por el acercamiento o la colisión de dos estrellas.

A continuación, se van a describir otras teorías o hipótesis que se plantearon desde el siglo XVIII (ver Introducción a la geofísica de Howell} . Asimismo, es necesario conocer los principales criterios considerados en una teoría sobre el origen del sistema solar: El Sol representa el 99,8% de la masa total del sistema solar y los planetas poseen apenas el 0,1% de dicha masa . -

Los planetas giran en el mismo sentido (excepto Venus y Urano) y prácticamente en un mismo plano .

-

La rotación de los planetas sobre su eje se produce en la misma dirección que su movimiento de traslación (salvo Urano).

-

Los planetas están situados a distancias determinadas y forman dos grupos básicos: los terrestres y los jovianos.

-

Más del 90% de la materia del universo está formada por hidrógeno y helio .

-

En la Tierra, existe un gran déficit de hidrógeno y de los gases inertes, con respecto al Sol y a las estrellas visibles .

a) Teoría de la fragmentación. Propuesta por el naturalista francés George Louis Leclerc, conde de Buffon, en 1748. Plantea que los planetas se formaron como consecuencia de la colisión de una gran masa con el Sol que dio como resultado la formación de burbujas de materia que fueron arrojadas al espacio y que llegaron a constituir posteriormente los planetas. b) Teoría de las partículas. Formulada por Kant en 1755, quien sostiene que las partes del sistema solar son el resultado de la condensación de una nube giratoria, difusa de polvo y gas . c) Teoría de las nebulosas. Laplace, en 1796, partió de la hipótesis de que, en un periodo remoto, una nebulosa de polvo y gas en contracción, con un diámetro de 5,915 .80 millones de kilómetros (actualmente equivale a la distancia del Sol a Plutón),

CAP. 1 - Tópicos generales

-

giraba lentamente en el espacio; a medida que se enfriaba y se comprimía, aumentó su velocidad rotacional; de tal manera, que la fuerza centrifuga superó la fuerza gravitacional y provocó la separación de un anillo de la región ecuatorial del cuerpo original. Esta nebulosa fue encogiéndose hasta que diez anillos se separaron, nueve de ellos se condensaron para formar los planetas y uno se rompió en masas pequeñas y formó los planetoides. Posteriormente, la masa central de la nebulosa se condensó para dar origen al Sol . Esta teoría es, matemáticamente, insostenible; puesto que no explica la distribución del momento angular en el sistema solar. Los planetas poseen alrededor del 98% del total del momento angular y el Sol solamente el dos por ciento .

d) Teoría de Darwin. En 1850, Charles Darwin sostuvo que una nube original de meteoritos, de distintos tamaños, chocaban continuamente y que al hacerlo, su atracción gravitatoria tendía a mantenerlos unidos. Como las partículas mayores poseían una atracción gravitatoria mayor que las pequeñas, pronto algunos centros de condensación dejaron atrás a los otros, formando así el Sol y los planetas. e) Hipótesis planetisimal. Hecha por T. C. Chamberlain y F. R. Moulton en 1900 quienes sugiere que los planetas del sistema solar se formaron por agregación de fragmentos minúsculos de polvo, denominados «planetesimales », derivados a su vez de la disrupción de dos estrellas al aproximarse entre sí. Una de las dos estrellas fue el Sol primitivo, sobre el cual se levantaron mareas por la proximidad de la otra estrella . La materia fue arrancada del flujo de las mareas para que, posteriormente, se formaran los planetas y otros cuerpos celestes.

f) Teoría de la disrupción de mareas. Propuesta por J. S. Jeans y H. Jeffreys en 1914 quienes modificaron la teoría anterior al sustituir la aproximación por una colisión de rozamiento entre las dos estrellas. Como resultado de este leve o, se desprendería del Sol un filamento de materia gaseosa y elevada temperatura. El efecto gravitatorio de la otra estrella le comunicaría un movimiento de rotación alrededor de su progenitor. El filamento gaseoso se enfriaría rápidamente y se reuniría en una especie de nudos que eventualmente formaría los planetas.

g) Teoría del polvo cósmico. Planteada por Von Weizacker en 1944 quien afirmaba que el primitivo Sol era como una masa en rápida rotación, rodeada por una extensa envoltura lenticular compuesta por partículas sólidas y gas en movimiento turbillonar. Dentro de dicha envoltura lenticular, se produjeron acumulaciones de materia que posteriormente constituyeron los planetas. h) Hipótesis de la colisión. R. A. Lytleton sugirió que la colisión que dio origen al sistema solar se produjo entre una estrella doble (el Sol primitivo y una compañera que giraba a su alrededor) y una tercera estrella .

i) Teoría de la supernova. Hoyle realizó en 1944 una modificación adicional al suponer que la estrella compañera hizo explosión y se transformó en una nova; los fragmentos que resultaron de la explosión se perdieron para el sistema, excepto un filamento gaseoso incandescente que se condensó para formar los planetas. Hoyle consideró también que por las elevadas temperaturas implicadas en este proceso, los elementos

-


de bajo peso atómico pasarían por transmutación a otros de peso atómico más elevado, tales como: magnesio, aluminio, silicio, hierro y plomo . De este modo, se suministró una materia necesaria para la formación de la tierra y los otros planetas .

j) Teoría del acrecimiento y la turbulencia . Propuesta por H. C. Urey en 1952. Enfoca el problema de un modo diferente : el desarrollo de las estrellas parte de una nube en contracción de gas y polvo interestelar. Una de estas estrellas fue el Sol; en tanto que los gases y el polvo residual formaron un disco alrededor del Sol primitivo en el plano de la ecl íptica actual. El disco, que era inestable, se rompió en masas enormes que aumentaban de tamaño al incrementar su distancia con respecto al Sol. El crecimiento ulterior de estos cuerpos planetarios se produjo por acumulación - a baja temperatura- de planetesimales de tamaños grandes y pequeños . Según Urey, la tierra y los demás planetas se formaron a temperaturas mucho más bajas de lo que generalmente se ha pensado . Los meteoritos pueden ser los residuos de planetesimales que no consiguieron acumularse hasta constituir planetas. k) Teoría del Big Bang. Postulada por G. Gamow, sostiene que una explosión de intensidad inimaginable esparció toda la energía y materia en el universo; a partir de un volumen muy pequeño en la inmensidad del espacio (14 mil millones de años) . Unos mil millones de años, después del big bang, el polvo y el gas empezaron a juntarse en nubes aisladas; además, al aumentar la gravedad alrededor de estas nubes, con su

incremento de masa, pudieron atraer más materia todavía y alcanzar, de esta manera, mayor crecimiento . Así nacieron las galaxias primitivas y los sistemas solares. Si otra estrella pasaba a través del polvo de este sistema solar lo bastante cerca, como para que se desprendieran fragmentos de ambas estrellas, es posible que dichos restos se conden saran para formar planetas .

1.8. La Tierra como planeta Una vez iniciados en el contenido de la geología y algunos de sus conceptos fundamentales, se puede empezar con un examen detallado acerca de la Tierra . Como los demás planetas del sistema solar, la Tierra se formó hace más de 4 mil 500 millones de años. Probablemente, se condensó a partir de rezagos del gas y polvo interestelar que acompañaban al Sol, en su continuo viaje por el universo . Actualmente, se puede calcular la edad de la Tierra midiendo la pérdida de los isótopos radiactivos en las rocas corrientes y determinar así las eras geológicas. La Tierra se formó hace 4 mil 650 millones años. Las rocas más antiguas que se conocen marcan una edad de 3 mil 750 millones de años. La Tierra no es un globo . A causa del movimiento de rotación , adopta la forma de un esferoide que es un elipsoide de revolución cuyo eje pasa por los polos norte y sur : es puramente geométrico. Es decir, sería la superficie que tendría la tierra, en el caso de que el radio polar fuese 21 km menor que el ecuatorial, sin que existiese alguna de las formas superficiales como montañas y valles .

·1;1bl., 1 3 Principales teorías referentes a la génesis del sistema solar (~ laboración propia a partir de la com pilación de material bibliográfico)

Autor y fecha

Partículas

Kant 1755

·-·.

Fuerza interna O externa

Material original

Uniformismo

Interna

Sol futuro

Partículas

•

•

Turbulencia

Mecánica

Amorfa

Mecánica

Anillos

-

Ma lamente explicada

Nebulosas

Laplace 1796

Uniformismo

Interna

Sol futuro

Gas

Caliente

Planetesimales y mareas

Chamberlain y Moulton 1900

Catastrofismo

Externa mareas

Sol

Gas luego sól ido

Frío

Paso de una estrella

Mecánica

Dos protuberancias

Postulado

Ondas

Jea ns Jefreys 1916

Catastrofismo

Externa mareas

Sol

Gas

Caliente


Mecánica

Filamento cigarro

Explicado

Estrella doble

Russel 1921 Lyttleton 1936

Catastrofismo

Externa mareas

Compañera del Sol

Gas

Caliente


Mecánica

Filamento

Diferenciación físicoquímico

Rittmann 1941

Uniformismo

Interna

Sol o estrella

Gas

Caliente

Polvo cósmico

Weizsacker 1944

Uniformismo

Interna

Nube cósmica

Polvo+ gas

Frío

Polvo+ gas

Calientefrío Calientefrío

Explosión

Caliente

Paso de una estrel la

Organización solar

Schmidt 1944

Uniformismo

Mixta

Nube cósmica

De una supernova

Hoyle 1944

Catastrofismo

Externa

Compañera del Sol

Gas

De los planetas gemelos

Deuvillier 1947

Catastrofismo

Externa mareas

Sol

Gas

De la turbulencia y acrecimiento

Urey 1952

Uniformismo

Big bang

Gamow, 1948

Catastrofismo

Interna

Nube cósmica

Meteoritos + polvo

Mecánica+ ionización

Mecánica/ electromagnética

Postulado

Postulado

Disco Mecánica+ radiación

•

Postulado

Disco

Postulado

Disco

Explicado

Dos chorros opuestos

() )>

:o -1 O· ñ.

"O

o V, Explicado

OQ

(1)

::, (1)

~ Frío Caliente

Disco Explosión

Postulado Postulado

ro

V,

1

-


Actualmente, se dice que la forma de la Tierra es geoide, esto es, una superficie perpend icular a la plomada en cualquier punto de la Tierra . La orientación sobre la superficie terrestre está basada en un sistema reticular de longitud y latitud . La latitud (paralelo) se refiere a los grados de arco al norte y al sur del ecuador. La s longitudes se miden al este y al oeste de una línea arbitraria norte-sur o meridianos.

Tabla 1.4: La Tierra en cifras Valor

Parámetro

Otro

Diámetro ecuatorial

12 756,8 km

Radio ecuatorial : 6 378 km

Diámetro polar

12 713,8 km

Radio polar: 6 357 km

Diferencia de diámetros

43,0 km

Circunferencia media

40 009 km

Inclinación del eje

23,50Q

Superficie terrestre

29,22%

Superficie de mar

70,78%

Superficie total

510 millones km 2

Densidad media

5,527 g/cm 3

Masa

5,97*1024 kg

Altura máxima

8 884 m {29 146 pies)

Everest

Profundidad máxima

11034 m {36 200 pies)

Fosa de las Marianas {Islas Marianas del Norte)

Velocidad

200 km/seg

Velocidad orbital

30 km/seg

1

1.8.1. Movimientos de la Tierra Los cuatro movimientos de la tierra más importantes son los siguientes :

a) Movimiento de traslación. Se realiza alrededor del Sol en 365,26 días (365 días, 5 horas, 48 minutos, 45 segundos) en una órbita el íptica, ligeramente alargada . Este movimiento origina la inclinación del eje terrestre y las cuatro estaciones del año. Cuando los rayos solares caen perpendicularmente sobre el ecuador, se producen los equinoccios de primavera y verano; mientras que cuando caen de manera perpendicular a los trópicos, dan origen a los solsticios de otoño e invierno.

CAP. 1 - Tópicos generales -

b) Movimiento de rotación. Es el que realiza el planeta Tierra alrededor de su eje, de oeste a este, en 23 horas, 56 minutos y 4 segundos; a una velocidad de 28 km/min . Los efectos más importantes de este movimiento son los siguientes: El ensanchamiento de la Tierra en el ecuador y el achatamiento en los polos que le da la forma de un geoide. La sucesión del día y la noche . La orientación espacial, a través de los puntos cardinales : norte, sur, este y oeste. La fuerza de Corioles; por la cual , en el hemisferio norte, los vientos se desvían en sentido de las agujas del reloj y en el hemisferio sur en el sentido opuesto . Efecto similar se produce en las corrientes marinas.

Fig. I. 1O. Mov1m1entos de la T,erro

e) Movimiento de precesión. Es el movimiento de los equinoccios en la eclíptica y tiene una duración de 25 mil 868 años. Recibe también el nombre de «Movimiento de precesión de los equinoccios» e influye en la cantidad de radiación. d) Movimiento de nutación. Este movimiento es, en rea lidad, una variación periódica en la inclinación del eje de la Tierra provocada por la atracción gravitacional del Sol y de la Luna . El eje experimenta cambios de pequeña amplitud en el ángulo de inclinación con periodos de 19 años.

Compendio de geologia general

-

1.8.2. Estructura externa de la Tierra En la Tierra , se presentan cuatro "esferas": atmósfera, hidrósfera, biósfera y litósfera.

LITOSFERA

Aguas subterráneas.transporte, sedimentación por agua Paleontología, fósiles Evaporación , precipitación Erosión, meteorización Transpiración, intercambio gaseoso

Fig. I. I I . /nterrelac,ones de las geóesferas

a) Atmósfera. Capa gaseosa que rodea la tierra donde los gases se distribuyen por su densidad. Está constituida, principalmente, por nitrógeno (78%}, oxígeno (21%}, anhídrido carbónico (0,03%}, argón y neón (vapor de agua y polvo atmosférico). La atmósfera presenta las siguientes partes:

Tropósfera . Zona inferior de la atmósfera donde se producen todos los fenómenos meteorológicos. Tiene un espesor de 12 a 16 km.

Estratósfera. Zona superior donde se halla la capa de ozono que impide el paso de los rayos ultravioletas. Se trata de una zona "tranquila" (carece casi de nubes) muy apreciada por sus cualidades aerodinámicas.

-

Lonósfera . Zona donde los gases están provistos de carga eléctrica. Allí se reflejan las ondas de radio y se originan las auroras boreales.

b) Hi'drósfera. Es la masa líquida de la Tierra ; comprende los océanos, ríos y lagos. La mayor parte de su composición es de cloruros de sodio y magnesio.

e) Litósfera. Es la envoltura sólida de la Tierra y tiene un espesor promedio de 100 km. Comprende dos capas: la corteza y la parte superior del manto.


-

d) Biósfera. Es la esfera de la vida, constituida principalmente por carbono, oxígeno, hidrógeno, nitrógeno y fósforo .

La geología es la ciencia de la litósfera y sus relaciones con las otras "esferas". En ese sentido, en la fig . 1.11., la intersección entre litósfera y atmósfera presenta todos los procesos como erosión y meteorización; en tanto que la intersección de hidrosfera y litósfera aborda el tema del agua subterránea, transporte en el agua, ambiente de río. Por último, de la relación entre el conjunto de biósfera y litósfera se desarrollan temas como : la vida en las épocas pasadas, la evolución, los fósiles y, en general, la paleontología .

1.8.3. Estructura interna de la Tierra La estructura interna del planeta se ha logrado determinar principalmente a través de una serie de estudiO? geofísicos; en especial, los datos sísmicos que brindan una idea de conjunto (ver fig . 1.12) :

--- ----------- -------------~----'"- -- - -- - ----- ------ ·---------- -- ----- ---------- --------------------:

Zona de subducción

i 1

40~ 650

l

oceánicas E ~ 2700 o 2 890 <(

o

oz ::::> LL.

o

a::: a.. Núcleo externo (fundido)

5 150 Núcleo interno (sólido)

6 378 Fig. 1. 12. Estructura interna de la Tierra (adaptado de Beatty, 1990)

-


-~ . / Continente / Fosa de Subducción

PLACA #2 Océano

l

Litosfera

Atenosfera

Atenosfera

F1g. 1. 13. Corteza terrestre o placa

A. Corteza terrestre o placa La corteza terrestre se divide en corteza oceánica y corteza continental. La primera, incluye los continentes y los sectores del mar de baja profundidad; en la segunda, se encuentran los sectores oceánicos de alta profund idad . La corteza continental tiene una composic ión química diferente de la corteza oceánica; ya que posee mayor cantidad de aluminio, hierro, magnesio, calcio y potasio.

Tabla l .5:Abundancia promedio de elementos en las rocas de la corteza terrestre (según Clarke y Washington, 1924)

Elemento

Porcentaje

Oxígeno

46,60

Silicio

27,72

Aluminio

8,13

Fierro

5,00

Calcio

3,63

Sodio

2,83

Potasio

2,59

Magnesio

2,09

Titanio

0,44

Hidrógeno

0,14

Fósfo ro

0,12 Fuente: Garland, 1971.

CAP. 1 - T épicos generales

-

Tabla 1.6: Composición química de la corteza continental y corteza océanica Corteza continental (en%)

Corteza oceánica (en%)

Dióxido de silicio o sílice (SiO)

60,2

48,7

Óxido de aluminio (Alp)

15,2

16,5

Óxido férrico (Fep)

2,5

2,3

Óxido férroso (FeO}

3,8

6,2

Óxido de magnesio (MgO}

3,1

6,8

Óxido de calcio {CaO}

5,5

12,3

Óxido de sodio (Nap}

3,0

2,6

Óxido de potasio (Kp)

2,9

0,4

Elemento químico

El análi sis químico de los minerales de las rocas se expresa según el porcentaje de los óxidos, siendo la composición química de estos 99,50% (sílice= 59,07%, óxido de aluminio =15,22%, óxido ferroso y óxido férrico= 6,81%).

Tabla 1.7: Otras diferencias entre las cortezas 1

Parámetro

Corteza continental

Corteza oceánica

Peso específico

Menor (más liviano)

Mayor (más pesado)

Espesor

Grueso (30-70 km)

Delgado (6-8 km)

Altura respecto al nivel del mar

Va de-200 m hasta 8 884 m

Fondo del mar

Edad

Antigua

Más joven (jurásico)

Rocas

Ricas en sílice

Pobres en sílice

La corteza continental es más liviana que la corteza ocean,ca; por ello, esta se encuentra principalmente en las regiones más profundas .

Corteza continental. Capa superior conocida también con el nombre de «SIAL» por su composición de sílice y alúmina; forma los continentes y es granítica y rígida. Además, es un conglomerado de rocas magmáticas, sedimentarias y metamórficas que poseen Jranio, potasio, torio y silicio . Su espesor varía de 10 a 70 km. La discontinuidad 2 de Moho se encuentra a 65 km y está separada del SIMA por la discontinuidad de Conrad.

2

Las discontinuidades son variaciones de veloci dad de las onda s sísmicas.

-


Corteza continental Densidad g/cm3

o

Velocidad Ondas P (km/seg) 1,7

Corteza oceánica Sedimento no consolidado Sedimento consolidado

Velocidad Ondas P Densidad (km/seg) g/cm3

Capa

2,7

E ~

10 -

5,9 ·6,2

Félslca (granltlca)

del zócalo

"'O

~ 20

ue:

~

c.. 30

40 Manto (Utram6ftca)

Fig. 1. 14. Diagrama comparativo entre la corteza continental y corteza oceánica.

50 8,0 ·8,3

Corteza oceánica. Capa media conocida también con el nombre de «SIMA» por la alta presencia de sílice y magnesio . Es de característica basáltica y de mayor densidad que el SIAL. Su espesor varía de cinco a ocho kilómetros . La discontinuidad de Moho se encuentra a cinco kilómetros.

Cobertura sedimentaria. Es discontinua, de espesor y composición variables. Esta película sedimentaria se compone de material derivado de las rocas primarias, debido a la actividad incesante de los agentes externos de erosión, transporte y deposición. La corteza terrestre limita con el manto en la discontinuidad sísmica de Mohorovicic.

B. Manto Capa que limita en su parte inferior con la discontinuidad de Gutenberg y en la parte superior con la discontinuidad de Mohorovicic. Está constituida principalmente por · peridotitas y pirolitas con una densidad que varía entre 3,3 y 5,7. El manto superior está dividido del manto inferior por una zona llamada «astenósfera », de donde procede la energía y las fuerzas responsables de la expansión del fondo oceánico, de la deriva continental, de la orogénesis (conjunto de procesos que originan las cadenas montañosas) y los terremotos mayores. Alcanza una profund idad promedio de 2 mil 900 kilómetros . Se cree que la astenósfera es la zona donde se genera el magma (nombre general con el que se denomina á las rocas ígneas formadas por el enfriamiento y la solidificación de materia rocosa fundida) . Tiempo atrás, el proyecto Upper Mantle Project-Mohole se trazó el objetivo de explorar el manto; pero solo pudo llegar a los 180 metros de profundidad y fue abandonado en 1966 por serias dificultades técnicas y económicas .

CAP. 1 -Tópicos generales -

C. Núcleo

Se le conoce también como «NIFE » por su compos1c1on predominante de hierro y níquel. En su parte más externa, tiene una conformación líquida respecto a las ondas transversales S; mientras que en su parte interna, es sólido. Entre ambas zonas, se halla la discontinuidad de Lehmann . El núcleo está separado del manto por la discontinuidad de Gutenberg. Su densidad es doce. Esta zona es una consecuencia de la atracción gravitatoria sobre materiales de diferente densidad .

1. 9. Métodos de investigación 1.9. 1. Perforaciones La perforación (o sondaje) más profunda del mundo, de aproximadamente 12 kilómetros, se realizó en la extinta Unión Soviética; aunque de 6 370 km del radio del globo terrestre, se perforaron solamente 12 km . La ventaja de los sondajes es la posibilidad de tomar muestras de distintas profundidades.

1. 9. 2. Métodos geofísicos a) Sismología. Método geofísico que por medio de ondas sísmicas detecta discontinuidades, cambios petrográficos; establece diferencias entre rocas sólidas y rocas fundidas. Este método es el más importante en la investigación de la geología en cuanto al interior de la tierra. b) Gravimetría. Método geofísico que detecta anomalías de la gravedad las cuales permiten el cálculo de la densidad y del espesor de la corteza terrestre.

1. 9. 3. Volcanología. Algunos volcanes tienen su cámara de magma a grandes profundidades (manto superior). El análisis de dichas rocas volcánicas (kimberlitas) brinda información de esas profundidades.

-


1.10. Continentes y océanos Las principales características de la superficie terrestre se observan inspeccionando cuidadosamente un globo terráqueo en el cual se aprecia la distribución de los continentes y océanos. La tierra firme solo representa el 29% de la Tierra, el resto lo cubren los océanos .

Tabla 1.8: Superficie de los continentes y océanos Superficie de los océanos

29%

15 * 10 7 km 2

Mares someros

Mares profundos

9 * 107 km2

27 * 107 km2

18%

53%

71%

36 * 107 km2

A. Continentes Grandes masas rocosas (magmáticas, sedimentarias o metamórficas) que se encuentran en cota positiva (o altura) con respecto al nivel del mar. Ocupan solo el 30% de la superficie terrestre . Al hemisferio norte, se le conoce como «hemisferio continental»; pues contiene la mayor superficie continental . Son cinco y están surcados por cordilleras : América, Eurasia, África, Antártida y Oceanía. Las montañas más elevadas del mundo conforman la cordillera del Himalaya, donde se encuentra el monte Everest, con 8 884 m de altura.

B. Océanos Parte ocupada por agua marina que representa el 70% de la superficie terrestre. Al hemisferio sur, se le conoce como el «hemisferio oceánico »; ya que está básicamente cubierto por el océano . Los océanos son cinco, el más extenso es el Pacífico; luego están Atlántico, Índico, Glacial Ártico y Antártico. Presenta las zonas más profundas, conocidas como «fosas », la mayor es la fosa de las Marianas, con 11 mil 34 metros de profundidad . Además, están los Guyots, Montes Marinos, Dorsales, entre otras . Actualmente los rasgos topográficos están ligados a dos sistemas que rodean al globo terráqueo; estos son el Cinturón Circumpacífico y el Cinturón Alpino-Himalayense. Ambos se caracterizan por anomalías geofísicas de diverso tipo; además, son zonas de gran actividad sísmica y volcánica . El resto de la corteza corresponde a los escudos que son regiones relativamente estables .


-

1.10.1. Curva hipsográfica 10

8

8 884 m Altura media de la Tierra

840m

Mar 70,78 %

2

o

o

2

e ~ "C

co

"C

:se

...,_o

Profundidad media del océano

:::,

Area por niveles de altura %

0.

40_ _ _~..__ 60 _ _ _...,.._ 80 _ _ _ 100 .___ _ _20 _ _ _ _......,_ _.__10 100

200

300

400

Área de la superficie terrestre (millones de km

50~ 11 034 m

2 )

Fig. 1. 15. Curva hipsográf,ca

La Tierra muestra una distribución bimodal de las alturas, es decir, tiene dos cotas más frecuentes : 4 mil 700 metros bajo el nivel del mar y 100 msnm. Si existiese un tipo de corteza, se esperaría matemáticamente solo una cota más frecuente con una distribución gaussiana. Sin embargo, la bimodalidad de la distribución de cotas señala claramente que existen dos tipos de corteza: oceánica que se encuentra generalmente en los 4 mil 700 metros bajo del nivel del mar (mbnm) y la corteza continental mayormente en los 100 msnm .

Distribución de las alturas (metros)

-1 000 -2 000 -3 000 -4 000

-5 000 -6 000

-7 000

c..::::.--------+---11------+-----.. . . . . . . -"

o

2

4

6

%

Frecuencia

Fig. I. 16. Distribución de elevaciones

-


1.11. Principales teorías A. lsostasia El concepto de equilibrio isostásico de materia les superficiales ha sido perfeccionado, desde la publicación de las hipótesis de Airy y Pratt, y han sido llamadas «isostasia ». En esencia, estas hipótesis sostienen que el peso total de roca entre el centro de la Tierra y la superficie terrestre, en cualquier punto, es constante, sin importar su posición en ella . De esta manera, la superficie terrestre puede ser considerada como isostásicamente

equilibrada. Las consecuencias que se deducen del concepto de equilibrio isostásico son las siguientes : - Las rocas de la superficie deben ser considerablemente menos densas que las que se encuentran en la parte inferior. -

El substrato de los materiales superficiales debe comportarse como un fluido.

-

La corteza no debe ser muy resistente.

-

Se ha reportado anomalías negativas en los macizos montañosos . Esto indica que los materiales que los constituyen son de baja densidad .

-

La fuerza de la gravedad no es constante en toda la superficie terrestre. Una partícula situada sobre ella es atraída con diferente densidad hacia la Tierra, según su elevación.

Puede decirse, entonces, que los continentes se comportan como una masa de SIAL (2,7), en equilibrio isostásico, sobre un SIMA (3, 2) profundo de densidad mayor y dotado de cierta viscosidad. Esta estructura sería algo parecida a los témpanos de hielo que flotan en el mar.

-··--·-----------·---··· .... ---·····- -----. ---------............... --·--·-. ·-·-·- --·-··· ···-·1

Nivel de compensación isostático

F1g. I . I 7. Esquemas de eqwlibrio isostós1co

CAP. 1 - Tépicos generales -

B. Deriva continental

Hoy, la gran mayoría de geólogos acepta como un hecho que la distribución actual de los continentes es el resultado de la separación y unión de formaciones previas. La historia de la teoría de la deriva continental, formulada por Alfred Wegener en 1912, es un episodio particularmente apas ionante de la historia de las ciencias de la Tierra . Esta teoría está cambiando la visión científica de varias especialidades de la geología. El movimiento de los continentes provoca algunos cambios en la vista científica de algunas áreas: las corrientes del mar y el clima global dependen de la configuración de los continentes; la evolución y el desarrollo de la vida obedecen a la separación de los continentes. Los modelos geológicos clásicos de la geología estructural, la formación de montañas, depósitos minerales y de la sismología no funciona con la deriva continental.

Algunas de geociencias afectadas por la teoría de la deriva continental

Fig. I. I 8. La deriva continental y su influencia en algunas c,enc,as de la Tierra.

La hipótesis de la deriva de los continentes fue propuesta por Alfred Wegener en su libro

El origen de los continentes y de los océanos proponiendo los siguientes argumentos: -

Ajuste de los continentes. Una simple mirada a un atlas o un globo terráqueo permite ver que las costas atlánticas de Sudamérica y África tienen contornos bastante parecidos . La semejanza del contorno dibujado en el talud continental en la parte oriental de Sudamérica y el mismo contorno en el talud continental de África occid ental es extraordinaria . El mejor ajuste visual del contorno submarino fue hecho eri 1958 (a 200 metros de profundidad) y refuerza la idea de que Sudamérica y África eSi:aban unid as.

-


-

Comparación de la geología. En sentido general, los tipos de argumentos que se buscan son semejanzas en la sucesión estratigráfica, en la fauna y la flora conservadas en ella y en los cinturones orogénicos que cruzan la separación .

-

Glaciación permocarbonífera. Los depósitos glaciales aportan generalmente una prueba mucho mejor (Ti/lita) que, en muchos lugares, alcanzan un espesor de 600 metros. Asimismo, hay cantos rodados erráticos en Sudamérica que provienen de África. Argumentos paleomagnéticos. La datación de la ruptura es de 200 a 50 millones de años (comienzos del mesozoico) en el cual se produjeron los siguientes montajes: •

Gondwana. Tenía una antigüedad de 500 millones de años y comprendía África, América del Sur, Australia y la India.

•

Laurasia. Con 370 millones de años, agrupaba a los actuales territorios del hemisferio norte: América del Norte, Groenlandia y Eurasia.

•

Pangea. Es el gran supercontinente que resultó de la unión de Gondwana y Laurasia. Su antigüedad era de 280 a 190 millones de años.

Respecto a la interpretación de la teoría, Wegener parte de la hipótesis de que hace unos 250 millones de años los continentes estaban unidos en un solo bloque que él denomina «Pangea» ('toda la Tierra'). Desde esa perspectiva, Sudamérica encajaba con África y Norteamérica estaba unida a Europa; la Antártida y Australia también estaban unidas; además la India y Madagascar formaban un solo bloque que, a su vez, estaba unido a Sudamérica . Con el tiempo, una grieta entre África y América apareció que más tarde vino a ser el Océano Atlántico; los otros continentes también se separaron. Al estar constituidos de una ligera corteza y flotar sobre un medio más denso y fluido, se movieron bajo la influencia de dos fuerzas : el efecto de las mareas que los condujo al oeste y la fuerza centrífuga que causó, en teoría, el movimiento gradual hacia el ecuador. Además, la teoría de deriva continental contiene varios puntos nuevos: -

Los continentes no son estables, se mueven.

-

Existen dos tipos de corteza : continental y oceánica .

-

La fuerza para mover los continentes viene de flujos de convección y de la rotación de la Tierra.

-

En las dorsales (cordilleras) centrales oceánicas, se forma la corteza oceánica nueva .

-

En algunas partes del mundo, las placas se chocan y se puede producir la formación de montañas .

CAP. 1 - Tépicos generales -

.: : .''

Hace 225 millones de años

TRIÁSICO Hace 200 millones de años

JURÁSICO Hace 135 millones de años

CRETÁSICO Hace 65 millones de años

\

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EN LAACTUALIDAD

--

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La placa oceánica, como corteza de mayor densidad, algunas veces se hunde debajo de la placa continental (subducción). Algunas veces un continente se divide en dos . Ejemplo : África y América del Sur. En tiempos pasados, la configuración de los continentes era totalmente diferente : en el Paleozoico y el Mesozoico existió Gondwana, un gran continente que agrupaba a las actuales Antártida, América de Sur, Australia, África y la India. Las rocas del fondo marino son relativamente jóvenes (del Jurásico); por el contrario, las rocas más antiguas se encuentran en los continentes.

C. Expansión del fondo oceánico La teoría de la expansión del fondo oceánico fue propuesta por el geólogo estadounidense Harry Hammond Hess en 1960. Esta teoría llegó a constituir la piedra angular de la tectónica de placas.

-


Esta teoría propone que el pi so o suelo de los fondo s oceánicos se está separando o expandiendo continuamente, a partir de estrechas fracturas situadas al centro de la s cordilleras submarinas o dorsales; con lo cual dos puntos situados, uno a cada lado de la dorsal, quedan más alejados entre sí. Los flujos volcánicos ascienden desde el manto, a través de estas fracturas y dan lugar a una nueva corteza. Esta teoría predice que la edad de las rocas magmáticas del zócalo subyacente a una cuenca oceán ica debería aumentar progresivamente con la distancia a una dorsal. La s rocas más antiguas en el fondo oceánico no tienen más de 200 millones de años . A partir de 1960, se examinó por primera vez y, en detalle, la topografía de amplias zonas de los fondos oceánicos. Este logro fue posible gracias al perfeccionamiento de la técnica , propiciada por la Segunda Guerra Mundial . El conocimiento de la roca sólida del fondo del océano es vital para el concepto de expansión de dicho fondo y de la migración de los continentes . Estos movimientos se producen a razón de 12.5 centímetros por año en el Atlántico y de ocho a diez centímetros en el Pacífico. La expansión máxima ha oscilado de 20 a 24 cm por año en el Océano Índ ico . La s dorsales oceamcas son zonas de ascenso de material procedente del manto, principalmente, en forma de material basáltico fundido que se derrama lateralmente generando una corteza oceánica que ensancha gradualmente la amplitud del océano y separa poco a poco los continentes que se encuentran en los lados de una dorsal activa .

Dorsal oceánica

2 MA •

Magma

*

Roca caliente del manto F1g. 1.20. Expansión del (ando oceánico

• Manto


--·-------- ..

.

...

-

-- Valle de rift

1. El continente sufre extensión . La corteza se adelgaza y se forma un valle de rift (los valles de rift del este africano).

2. El continente se divide en dos. Los bordes del continente están fallados y levantados. Erupciones basálticas forman la corteza oceánica (Mar Rojo).

Corteza continental

Valle de rift

3. Sedimentos continentales cubren los márgenes subsistentes para formar la corteza y talud continentales. El océano se ensancha y se desarrolla la dorsal oceánica.

Ftg. 1.21 . Esquema de la ruptura de una placa contmental y fa formac,ón de una placa oceá111ca nueva.

Por otro lado, cabe agregar que las orogenias se han producido en bordes de placas o junto a ellas, donde había un componente de acortamiento. Tipos:

Aleutiana (de Arco de Islas). Implica la existencia de corteza oceánica en ambos lados del orógeno.

Andina . Supone corteza oceánica a un lado y corteza continental al otro . Himalaya. Implica la convergencia de dos placas continentales . D. Teoria de tectónica de placas Como se vio, la teoría de la deriva continental de Alfred Wegener existe desde 1915; aunque no tuvo aceptación en su época . Alrededor del año 1970, nuevas investigaciones sobre el fondo del mar y las regiones montañosas como los Andes, permitieron la postulación de una nueva teoría global geotectónica, denominada la «teoría tectónica de placas », con la cual desaparecieron otras teorías antiguas como geosinclinales o la expansión o contracción de la Tierra . Todas las evidencias que en su momento se citaron para apoyar la deriva continental ahora se usan como . pruebas vitales para sustentar la tectónica de placas . Esta teoría explica casi la mayoría de los fenómenos geológicos, como el de la deriva continental, la expansión del fondo oceánico, las estructuras corticales y los modelos de actividad sísmica y volcánica de la Tierra.

-


ECUADOR

PLACA PACIFICA

Fig. 1.22. Placas tectónicas

Las placas son bloques !amelares o segmentos de litósfera que se generan en las fracturas centrales de los océanos y se hunden en las fosas abisales o en el borde de los continentes. Además, unas se desplazan con respecto a las otras . Sus espesores fluctúan de 100 a 150 ki lómetros. La palabra «placa » fue usada, por primera vez, en 1967 por Jasan Margan . Con referencia a la base de su mecanismo de desplazamiento, las placas pueden ser convergentes, divergentes y paralelas . Hay tres tipos de bordes de placas: -

Constructivo. Donde se crea una nueva corteza . Se halla en las dorsales oceánicas . Destructivo o sumidero. Se encuentra en las fosas oceánicas profundas. Conservativo. Las placas no ganan ni pierden área superficial.

Toda actividad sísmica, volcánica y tectónica se localiza cerca de los bordes de las placas . Para simular el movimiento de las placas se ha elaborado varios modelos teóricos : uno de los más aceptados es el de las corrientes de convección oceánicas las cuales pueden presentarse en la astenósfera entre los 100 y 400 km de profundidad. Para entender mejor este modelo se compara la Tierra con un recipiente de agua que se está enfriando y dentro de él se desarrollan corrientes de convección. El agua caliente sube por el centro y se extiende por la superficie, se enfría y baja por los lados. De manera análoga al modelo,

1

CAP. 1 - Tópicos generales -

se sugiere que existen inmensas corrientes de convección dentro de la Tierra que suben por dentro de la cordillera submarina y bajan siguiendo los bordes de las placas. En el globo terrestre, se ha delimitado siete placas principales (Pacífica, Norteamericana, Sudamericana, Australiana , Antártica , Africana y Euroasiática) y 20 secundarias. La placa de Nasca, ubicada en el Pacífico Sur, presenta una antigua cordillera submarina llamada «Dorsal de Na zca » que es inactiva . Por información del magnetismo obten ido, se sabe que el fondo marino en la placa de Nasca (entre los 6°S y 11 ºS) se expande de 8,2 a 8,3 cm al año.

Nivel del mar

Corteza continental

Rocas sedimentarias

Manto ..._ ("Rlgido") .,,. "Desecación" de la corteza oceánica; el agua " - es expulsada y fundida \. "'-. en la astenosfera

Algunas rocas sedimentarias pueden ser arrastradas a la zona de subducción y fundidas

Astenosfera (Manto)

•

Basalto fundido

-WWJU/HM:i.¡¡¡¡.¡.¡¡.q.¡.i;+i:iB-tl'iit·P@10i@í+iiihlll.§1-

Magmatismo Se denomina magmatismo al conjunto de procesos relacionados con la manifestación de la energía interna de la Tierra los cuales se evidencian en la formación del magma; en la introducción de esta en la corteza terrestre o en su erupción a la superficie y su solidificación en forma de cuerpos de diversas formas y dimensiones.

2. 1. Magma Es una sustancia fluida, constituida esencialmente por una fusión silicatada compleja que lleva en soluciones cantidades considerables de vapor de agua, sílice con mezcla de óxidos y un porcentaje de componentes volátiles. El magma también se puede definir como una mezcla de componentes qu1m1cos formadores de los silicatos de alta temperatura, normalmente incluye sustancias en estado sólido, líquido y gaseoso, debido a su temperatura que está por encima de los puntos de fusión de determinados componentes. En esta mezcla fundida, los iones metálicos se mueven con mayor o menor libertad. Además de líquidos y sólidos, el magma contiene diversos gases disueltos en él. Los volátiles son sustancias qu1m1cas líquidas y gaseosas que mantienen el estado líquido o gaseoso a una temperatura de fusión o de condensación más baja que la de los silicatos; estos se caracterizan por temperaturas de fusión relativamente altas. Aparte de otros componentes volátiles, el magma contiene los siguientes componentes: agua (como gas disuelto) entre 0,5%- 8% del magma y 90% de todos los volátiles; carbono en forma de dióxido de carbono (C0 2 ), azufre (S), nitrógeno (N), argón (Ar), cloro (CI); flúor (F) e hidrógeno (H/ Durante la cristalización del magma, se separan los volátiles como consecuencia de la temperatura de fusión o condensación que es mucho más baja que la de los silicatos . Por ejemplo, los volátiles se liberan junto con el magma emitido por un volcán; esta liberación es responsable de la formación de la atmósfera y de la hidrósfera. Su viscosidad depende de su composición, temperatura y componentes volátiles.

-


La temperatura promedio de los magmas está entre los 1 200 y 1 500 ºC. Además, los componentes volátiles del magma actúan como fundentes y rebajan el punto de solidificación del líquido durante el enfriamiento. El magma está siempre en movimiento y es la fuente generatriz para la formación de las rocas magmáticas o ígneas. Su densidad baja por efecto de los gases y disminuye aún más al separarse las burbujas gaseosas lo que le permite ascender a niveles mucho más elevados. El punto de fusión del magma se produce en profundidades de 100 a 200 km, es decir, en el manto superior. Se supone que solo una porción pequeña del material del manto está fundida, lo demás se encuentra en estado só lido; por ello, a este estado se le llama «fusión parcial». La porción fundida es un líquido menos denso en comparación con la porción sólida; por consiguiente, tiende a ascender a la corteza terrestre y se concentra en bolsas y cámaras magmáticas. Por ejemplo, el magma máfico, que asciende continuamente a lo largo de los bordes de expansión en los océanos, se reúne en cámaras magmáticas cerca de la base de la corteza oceánica en profundidades que van de cuatro a seis kilómetros por debajo del fondo oceánico. Se compara el material só lido rocoso situa do a grandes profundidades (es decir, en el manto superior) con un volumen de agua encerrado en una olla de presión que hierve, por ejemplo, a una temperatura de 120 ºC. ¿cómo el agua se convierte en vapor? Mejor dicho, ¿cómo el material rocoso se convierte en magma? Hay dos posibilidades:

l.ª Se puede intensificar el fuego, esto es, aumentar la temperatura hasta que el agua esté en ebullición.

2.ª Se puede abrir la olla para disminuir la presión y el agua saldrá en forma explosiva y gaseosa. En el caso del material rocoso situado en el manto superior, es más probable la disminución de la presión (la segunda alternativa) para que se funda el material rocoso y se genere el magma .

CAP. 2 - Magmatismo -

magma alccilino

'

9"PWllliFiWb+H·i9::MWl·M. 2.2. Fundición de una roca en la naturaleza Cada mineral define su propia temperatura de fusión en ciertas condiciones como presión y composición química . A continuación , se presenta la temperatura de fusión (Tf) de algunos minerales y rocas para presiones definidas .

Tabla 2.1 :Temperatura de fusión de algunos minerales 1

¡

1

Mineral o roca

Fórmula

1

-

Profundidad (km)

Temperatura de fusión (ºC)

0,001

o

1600-1800

0,001

o

1200-1400

Fe

0,001

o

1500

Fierro

Fe

40

100

1650

Roca básica seca

60% de piroxeno, 40% de anortita

8

20

1360-1400

Roca básica con una

60% de piroxeno, 8

20

700-1000

Olivino

(Mg, Fe) 2SiO 4

Anortita

CaAl 2Sip 8

Fierro

proporción substancial . 40% de anortita, de agua

agua

-


Jl!t

En conclusión : -

A falta de agua, un aumento en la presión conlleva a un aumento en la temperatu ra de fusión de una sustancia o viceversa .

-

La temperatura de fus ión de una roca seca es mayor en comparación con la temperatu ra de fusión de la misma roca , con la presencia sustancial de agua .

Por consiguiente, la presencia de agua disminuye la temperatura de fusión de los silicatos en el magma. Un magma ascendente, que contiene agua y está expuesto a una disminución progresiva de la temperatura, al subir por la corteza puede llegar a profundidades someras e incluso a la superficie terrestre, antes de solidificarse.

2.2.1. Roca Es un agregado consolidado o no consolidado de minerales o materia orgánica . Cuando está constituido por especímenes de un solo mineral, es una roca monomineral (ejemplos : mármol y cuarcita); pero si está compuesto por especímenes de varios minerales, entonces es una roca polimineral (ejemplos : gabro granito y skarn).

2.2.2. Petrologia Rama de la geología que estudia las rocas en general, incluyendo su distribución, origen e historia, así como su mineralogía y texturas . Desde el punto de vista genético, la totalidad de las rocas se pueden clasificar en tres grandes grupos : Rocas magmáticas o ígneas (del latín : 'fuego'). 1

Rocas sedimentarias (del latín : sedimentos') -

Rocas metamórficas (del griego : 'transformar)

En la siguiente tabla , se presentan las principales características de las rocas ígneas las que se han formado a partir de la cristalización del magma.

Tabla 2.2: Rocas magmáticas o ígneas

Rocas intrusivas o rocas plutónicas

Rocas subvolcánicas o hipabisales

Rocas efusivas o volcánicas

Rocas volcanoc lásticas

Cristalización en altas profundidades

Cristalización en bajas profund idades

Cristalización en la superficie

Cristalización superficial o en la atmósfera

Enfriam iento lento

Enfriamiento med iano

Enfriamiento rápido

Enfriamiento muy rápido

Cristales grandes

Cristales grandes o pequeños

Cristales pequeños y ta l vez fenocristales

Cristales pequeños

Sin minerales amorfos

Cas i sin minerales amorfo s

Con minerales amorfos

Co n mine rales amorfos

CAP- 2. - Magmatismo -

Sin porosidad

Casi sin porosidad

Con porosidad

Tal vez textura espumosa

Textura equigranular

Textura equigranular o porfírítica

Grano fino o textura porfírítica

Grano fino con bombas o clastos

Cristales hipidiomórficos

Cristales hipidiomórficos o fenocristales idiomórficos

Fenocristales idiomórficos

Cristales con contornos fundidas

2.2.3. Ascensión del magma El magma se origina debajo de la corteza terrestre, probablemente en la zona astenósfera; luego es forzado a ascender a la superficie por los siguientes factores: Su menor peso específico . -

Los efectos de la presión de las rocas suprayacentes . La presencia de gases que irrumpen desde el interior. Los movimientos que tiene el globo terráqueo . Rocas volcánicas

Rocas hipabisales

Algunos estudios demuestran que el 90% del magma que se genera se solidifica en el interior de la corteza terrestre y solo el 10% lo hace en la superficie . Este magma migra a lo largo de roturas o planos de menor resistencia y de llegar a la superficie fluye en forma de lava que al consolidarse da origen a las rocas ígneas extrusivas o volcánicas (efusivas) . El magma que se queda en el interior de la corteza terrestre se solidificará y dará origen a las rocas ígneas intrusivas o plutónicas . El magma que llega a solidificarse a profundidades intermedias o cerca a la superficie terrestre dará origen a las rocas ígneas hipabisales .

-


2.2.4. Lava Es el magma expelido por una construcción volcánica sobre la superficie terrestre, se caracteriza por la ausencia de elementos volátiles y vapor de agua . Tanto la composición química y mineralógica como la textura de las rocas ígneas varían de acuerdo con las características del magma madre y del medio en que tiene lugar la cristalización .

2.2.5. Evolución magmática Explicar las variaciones de composición mostradas por las rocas ígneas todavía constituye un reto en la actualidad. Al respecto, una de las principales teorías acerca de la formación de dichas rocas plantea la hipótesis de que todos los magmas indiferenciados tienen composición básica . Según esta teoría, el material denso sobre el que flotan los continentes es basalto o, en todo caso, un material que se puede fundir con facilidad, parcial o totalmente, para obtener un basalto. De esta manera, se explica la diferenciación de un basalto para dar lugar a materiales cada vez más ácidos. · Entre los principales procesos que intervienen en la consolidación del magma se tienen los siguientes :

A. Diferenciación magmática Es la segregación de fracciones del magma o la acumulación de cristales de diferente composición (respecto del líquido matriz) que generan rocas de composiciones diferentes. Proceso : -

Primero, se cristalizan minerales con contenido alto en hierro, magnesio, calcio (ferromagnesianos) y metales como cromo y níquel que originarán rocas como el gabro y basalto . Luego de cristalizarse los minerales de compos1c1on intermedia, el magma se va haciendo ácido . Aquí las rocas son ricas en álcalis (potasio y sodio) y algo de sílice formando las andesitas, dioritas, entre otras .

-

Se obtiene un magma ácido, con alto contenido en sosa y sílice que originará rocas como el granito y la riolita . Como resultado de este proceso, se forma un líquido residual con iones metálicos de oro, plata, cobre , plomo, cinc y otros elementos, además del sílice .

En cierto momento de la consolidación, coexisten una fracción sólida y una fracción líquida res idual fundida, ambas fracciones son de composiciones diferentes que originarán rocas diferentes . Uno de los medios usados para separar estas fracciones es calcular la diferencia de densidad entre los cristales ya formados y el magma . Aquellos son más densos y se concentran al fondo .

CAP. 2 - Magmatismo

-

La diferenciación magmática se debe tamb ién a otras causas, como el descenso de los crist ales precipit ad os t emprano y de mayor densidad en comparación con el magma restante, hecho que se da en algu nos minera les como el olivino, piroxenos y esp in ela . El descenso de est os cristales se debe, en gra n parte, al efecto de la gravedad; por ell o se hace referenc ia a la «diferenciación gravitacional ».

Tabla 2.3: Diferenciación magmática por cristalización Temperatura

1300 ºC

800 ºC

650 ºC

Minerales leucocráticos

Plagioclasa alcalina

Plagioclasa intermedia

Plagioclasa ácida , Ortoclasa, cuarzo

Tipos de magma

Magma de Gabro

Magma diorítico

Magma granítico

Olivino Piroxeno

Anfíboles

Anfíboles Biotita

Minerales melanocráticos

1

Roca efusiva

Basalto

Andesita

Traquita

Riolita

1

Roca intrusiva

Gabro

Diorita

Sienita

Granito

1

Contenido de Si02

<52%

52 - 65 %

>65%

1

1 1

Los cristales precipitados prematuramente se acumulan en el fondo de la cámara magmática y forman lo que se denomina «cúmulos» que contienen abundante magnesio, hierro, cromo y níquel. El magma restante tiene alto conten ido en los elementos si li cio, aluminio, so di o y potasio. Ocasiona lment e, algunos minerales re lativame nte livianos y precipitados temprano se separan de l magma restante, más denso y suben . Este proceso se ha observado en la chimenea del volcán Vesubio (Italia), donde los cristales menos densos de leucita se precipitaron temprano, se separaron del magma restante más denso y subieron. La formación de magmas parciales se expl ica por la diferenciación gravitacional y el principio de reacción de Bowen. Las reacciones de los minerales crista lizados temprano con el magma restante se puede describir esencialmente con los dos sistemas de modelos más sencillos: forsterita (Mg 2 SiO 4 } y dióxido de silicio (SiO} apropiado para los minerales máficos como olivino y piroxeno. Primero, la cristal izac ión de l olivino se da por la separación parcial del magma restante por gravitación (acumulación del olivino en el fondo de la cámara magmática) o por la formación de una aureola de piroxeno alrededor del olivino la cual funciona como un escudo de protección que impide que el olivino

-


reaccione con el magma. Segundo, el magma restante enriquecido en Si0 2 y en Fe 2+, pero con menor contenido en MgO respecto al magma originario provoca un descenso de la temperatura y esto, a su vez, la formación de (Mg, Fe) piroxeno> (Mg, Fe) Capiroxeno > hornblenda > biotita. Los minerales cristalizados relativamente tarde como hornblenda y piroxeno incorporan grupos de OH- en su estructura . Tercero, durante el enfriamiento paulatino del magma, el proceso de la diferenciación gravitacional, entre el cúmulo de cristales y el magma restante, puede ocurrir varias veces suponiendo que los cristales sean separados del magma restante. Las fábricas de cúmulo se localizan principalmente en los cuerpos plutónicos máficos y ultramáficos llamados «intrusiones estratificadas» (/ayered intrusions) . La más grande de estas es el complejo de Bushve/d, en Sudáfrica, un cuerpo magmático de 450 x 350 km 2 de área y nueve kilómetros de espesor, compuesto de estratos de peridotita, piroxenita, gabro, norita y anortosita; en su parte inferior, se sitúan 15 bandas de cromita con espesores de hasta un metro, suprayacentes por 25 bandas de magnetita . Otros cúmulos son la intrusión de Skaergard (Groenlandia) y el complejo de Stillwater (Montana, Estados Unidos) . También, se puede producir la diferenciación de un magma por los procesos de compresión. Del mismo modo, se distinguen algunos tipos primarios de magmas como el magma basáltico.

B. Cristalización fraccionada Es la separación de una o varias fases sólidas, a partir de un magma diferenciado. En el transcurso del enfriamiento del magma , la cristalización de los silicatos no se produce en el mismo momento; sino, en forma gradual. En consecuencia , los minerales se separan de la mezcla fundida silicatada siguiendo un orden definido, en función de la temperatura y presión . Los minerales separados, primero, serán sólidos y, por ende, más densos que el resto del líquido magmático; caerán hacia la parte inferior y el líquido restante se empobrecerá en los componentes que cristalizan primero . El magma residual se empobrecerá en calcio, hierro y magnesio; pero se enriquecerá en silicio, aluminio, potasio y sodio. Estos experimentos fueron realizados por Bowen en 1915 y las reacciones que se producen reciben el nombre de «series de reacción de Bowen » que constituyen una forma de originar magmas ácidos, a partir de otros más básicos .

CAP. 2 - Magmatismo

100 % Ca

Olivino

• • • • •

Anortita

'

ByTownita a,

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"O

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:::,~

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~g 8 ·g, .!E o. a; ~ en-

Piroxeno (Augita, diópsido, Enstatica)

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-o E

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Andesina

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Anfíbol (Hornblenda)

Oligoclasa

100 % Na

-

...

en~

'

Albita

Biotita

~

~ Ortoclasa

'• '

Moscovita

Cuarzo

;t

La diferenciación pormediode la cristalización fraccionada permite explicarlas asociaciones de minerales de las rocas ígneas . Los minerales que cristalizan compatiblemente (como el olivino y la plagioclasa cálcica o el cuarzo, el feldespato potásico y la plagioclasa sódica) suelen presentarse juntos en la roca. Por reacción continua, un cristal formado a altas temperaturas, como una plagioclasa con alto contenido en el componente Ca 2+, varía gradualmente su composición reemplazando una porción de los iones de Ca 2• por los iones de Na· y una porción de los iones Al 3• por 5i 4 •. Para mantener su neutralidad, el reemplazo de Ca 2• por Na• está acoplado con el reemplazo de Al 3• por 5i 4•. La serie de reacción contínua parte de la plagioclasa con alto contenido en Ca 2• y pasa por varias plagioclasas de composición intermedia hacia la plagioclasa abundante en Na•. Por reacción discontinua, un cristal máfico formado a alta temperatura reacciona con el líquido restante, una porción de los cristales formados a alta temperatura se disuelve y sus iones constituyen , junto con otros del magma, un mineral más rico en silicio y estable a una temperatura más baja que la del primer mineral cristalizado . La serie de reacción discontinua se inicia con la cristalización de olivino; luego pasa hacia el piroxeno seguido por el anfíbol y por la biotita .

La serie de Bowen incluye las dos ramas convergentes de las series continua y discontinua. La plagioclasa abundante en Na+ (albita) cristaliza, casi simu ltáneamente, con la biotita .

-


A ellos, les sigue el feldespato alcalino, la moscovita y, finalmente, el cuarzo-en orden decreciente de la temperatura . Respecto a la estructura cristalina de los minerales máficos, de la serie de reacc1on discontinua a altas temperaturas, se observa la cristalización de las estructuras sencillas de tetraedros de (SiO 4 ) 4 - y cuando la temperatura disminuye sucesivamente las estructuras de tetraedros de (SiO 4 ) 4 - se vuelven más complejas. El olivino, cuya estructura se compone de tetraedros de (SiO 4 )4- independientes, cristaliza el primero a temperaturas más altas, seguido por el piroxeno con cadenas simples de tetraedros de (SiO 4 ) 4- y por el anfíbol con cadenas dobles de tetraedros de (SiO 4 )4-. Finalmente, se forma la biotita con su estructura compleja de láminas de tetraedros de (SiO 4 )4-.

2.3. Calor terrestre El calor terrestre se conoce también como «gradiente geotérmico ». Es el aumento de la temperatura , a medida que se va ingresando hacia el interior de la Tierra. Así, por cada 33 metros de descenso, la temperatura aumenta un grado celsius. Por otra parte, el calor terrestre puede ser modificado debido a las siguientes causas:

-

Circulación de aguas subterráneas Conductibilidad de las rocas Proximidad a áreas volcánicas Presencia de minerales radiactivos

El gradiente geotérmico en la corteza , la subida de la temperatura con la profundidad es en promedio de un grado celsius por 33 metros o 30 grados por un kilómetro. En una zona de subducción, a lo largo de la placa hundida, el gradiente geotérmico es menor: aproximadamente cinco grados celsius por kilómetro . En un arco magmático el gradiente geotérmico es mayor y puede oscilar de 90 ºCa 100 ºC por kilómetro.

Fig. 2.4. Gradiente geotérmico


2.3.1. Fuentes de calor En la corteza inferior, la temperatura normal es de 500 a 6 000 ºC. Probablemente, las fuentes de calor para el proceso de magmatismo sean las siguientes:

-

Sustancias radiactivas. Son relativamente abundantes en las partes graníticas de la corteza y el calor producido por la desintegración puede contribuir a elevar la temperatura .

-

Corrientes de convección . Se desarrollan en la parte más baja del manto y pueden provocar una fluenc ia de calor procedente del centro de la Tierra .

-

Movimientos y otros cambios geológicos. Ocurren en la corteza y proporcionan fuentes locales de calor; así, las acumulaciones potentes de sedimentos pueden cerrar el paso al flujo de calor procedente de niveles más profundos .

2.4. Magmatismo intrusivo Proceso conocido también como «plutonismo ». El magma no llega a la superficie y al solidificarse a diversas profundidades, forma cuerpos de contornos irregulares. Las observaciones de campo muestran que la mayor parte del magma (los 9/10 o más) no alcanzan la superficie; sino que se consolidan (enfriándose y cristalizándose) bajo tierra formando, de esta manera , los cuerpos llamados «intrusiones ». Existen varias formas de cuerpos magmáticos, en función de las condiciones de su formación y relación con las rocas encajonantes.

2.4.1. Cuerpos abisales o plutones Masas o cuerpos de variadas formas de roca ígnea que se formaron cuando el magma se consolidó en el interior de la corteza terrestre .

BatoUto. Son plutones discordantes gigantescos, de forma irregular que aumentan de tamaño hacia el interior; pero sin llegar a definir un límite inferior. Constituidos por rocas formadas a gran profundidad, en condiciones de altas presiones y un lento descenso de la temperatura . Por lo general, los batolitos tienen una composición ácida . Las áreas que ocupan estos cuerpos alcanzan decenas de miles de kilómetros cuadrados; así, por ejemplo : Alaska con aproximadamente 160 000 km 2 ; Batolito de la Costa (que se observa desde Chiclayo hasta Arequipa) tiene 1300 km de longitud por 70 km de ancho; Batolito de Pataz, entre otros .

Stock o bolsada. Son plutones discordantes de forma irregular, es decir, cuerpos intrusivos relativamente pequeños (según P. Dely, su área de exposición es menor de 100 km 2 ) formados a gran profundidad, generalmente están ligados a batolitos . Cuando la superficie de afloramiento es en promedio 1,5 km 2 , algunos investigadores los denominan «apófisis »; por ejemplo: Cerros Arrastre (UNI).

-


Los batolitos y stocks se desarrolla n en zonas de plegam iento. Su origen aún no es claro, antes se suponía que no ten ían "fondo" y que llegaban hasta las fuentes del magma ; sin embargo, aún no se hayan evidencias que lo confirmen .

2.4.2. Cuerpos hipabisales Son cuerpos magmáticos consolidados a poca profundidad . Por sus relaciones con las rocas de caja, se pueden distingu ir dos grupos : A. Hipabisales concordantes

Son cuerpos intrusivos que se colocan entre las capas sedimentarias y se adaptan o siguen las tendencias que estas les imponen.

-

Sill (manto, filón capa o estrato intrusivo). Se forma cuando el magma que asciende por la fractura , ingresa entre la s capas, de acuerdo con la estratificación y se convierte en un cuerpo tabular. Es una intrusión tabular concordante, es decir, se encuentra en paralelo a las rocas preexi stentes . Dependiendo de la posición de las rocas adyacentes, pueden ser horizontales, inclinados o verticales. Los sil Is tienen dimensiones variables; a veces, ocupan áreas de cientos de miles de kilómetros cuadrados; por ejemplo: el altiplano Karru (Sudáfrica) de 570 mil km 2 con una potencia que alcanza cientos de metros, el Morro Solar y Las Ca suarinas (Lima, Perú) .

Lacolito. Son intrusiones en forma de hongo o campana (lente convexo aplanado en un extremo}, compuesto de magma viscoso y emplazado entre las capas de rocas sedimentarias a la cuales eleva . El ascenso del magma se produce por canales verticales; la altura del cuerpo alcanza, en su parte central, cerca de un octavo del diámetro de la base. Ejemplo : Ayu-Dag en Krimea .

Lopolito. Cuerpos intrusivos en forma de plato extendido o ta za. Generalmente, la altura del cuerpo alcanza alrededor de un décimo de su diámetro. Compuestos de rocas básica s y ultrabásicas. Los lopolitos están ligados a las grandes depresiones sinclinales de las plataformas. Ejemplos: Masivo de Bushveld (Sudáfrica) con un área aproximada de 30 000 km 2 y Sedvery (Canadá) . Facolitos. Cuerpos intrusivos que resultan de la solidificación del fundido magmático, en una serie de rocas que han experimentado procesos de plegamiento . El aumento de la potencia de los facolitos está asociado con las charnelas de los pliegues .


B. Hípabisales discordantes Cuerpos intrusivos irregulares que se emplazan en zonas de distensión y fractura miento .

Piroclastos

F,g. 2.5. Nlor(ología de los cuerpos magmóticos

Neck o cuello volcánico. Masa de roca ígnea casi vertical, de sección casi circular que cruza las rocas adyacentes; en otras palabras, es un relleno de forma cilíndrica. Se forma frecuentemente como resultado del enfriamiento de la lava o debido a la mezcla de productos piroclásticos de la erupción en la parte inferior del cráter de los volcanes .

-

Venas y diques. Cuerpos que cortan las capas de rocas sedimentarias o metamórficas y se forman como resultado del ingreso del magma en las fracturas. Se llaman diques a las venas orientadas casi verticalmente o que tienen un ángulo de buzamiento muy alto . Su potencia varía desde algunos centímetros hasta decenas de metros; además se extienden decenas y hasta centenas de kilómetros. Generalmente, están compuestos por rocas básicas. Ejemplos : el Gran Dique (Zimbabue, antigua Rhodesia) que tiene una longitud de 500 km, una potencia de 5 a 10 km y está compuesto por rocas básicas y ultra básicas; en Lima, se encuentran en el Cerro Arrastre, Morro Solar, Las Casuarinas y otros lugares.

-


Dique en la formación Salto del Frayle

Dique-Sil! en la formación La herradura

Sill en la formación La herradura

Dique en la formación La herradura

Fig. 2.6. Cuerpos intrusivos en el Morro Solar

2.5. Magmatismo extrusivo El magma que llega a la superficie se transforma en lava que se propaga por el lugar circundante formando amplios mantos y_ coladas . Los procesos volcánicos están relacionados con el magmatismo efusivo; por ello, se le llama frecuentemente «vulcanismo » o «volcanismo ». Es un proceso constructivo, pues da origen a las montañas volcánicas, campos y mesetas lávicas.

2.6. Vulcanismo Conjunto de procesos asociados a la transferencia del magma, desde el interior de la Tierra hacia la superficie. El vulcanismo actual está limitado a regiones de la Tierra donde las placas tectónicas convergen, divergen y se desplazan sobre puntos calientes del manto . La prueba más directa del origen de las rocas ígneas proviene del estudio de los volcanes. Los focos volcánicos se localizan, aproximadamente, entre los 20 y 40 km . Con relación a los aspectos de la actividad volcánica que se puede investigar, figuran los siguientes : El carácter de la erupción en los diferentes volcanes. La composición de las rocas arrojadas por los volcanes . La distribución de la actividad volcánica terrestre .

CAP. 2 - Magmatismo

-

2.6.1. Volcán Abertura en la superficie terrestre a través de la cual sale el magma. Generalmente, los volcanes son accidentes locales de la corteza terrestre. Los aparatos que sirven para la manifestación del movimiento del magma (erupciones) son los volcanes . La erupción de un volcán depende de la viscosidad del magma y el contenido de los productos volátiles. La ciencia que se ocupa del estudio de los volcanes recibe el nombre de «vulcanología ».

Cono adventicio sepultado

1 Conducto volcánico Basamento (Rocas sedimentarias, ígneas y/o metamórficas) Cámara magmática Fig. 2. 7. Corte esquemático de un volcán

Como resultado de repetidas erupciones, la lava (que va acompañada a veces de rocas piroclásticas) apila alrededor de la abertura y forma, normalmente, un cono volcánico atravesado por un cráter central. Las chimeneas secundarias que se fo rman sobre las laderas dan lugar a los conos parásitos

o conos adventicios.

2.6.2. Caldera Es una depresión topográfica y estructural, marcadamente circular, cuyo diámetro varía entre 1 y 100 km. Fue formada por el hundimiento y colapso de las rocas del techo sobre la cavidad de cámara magmática infrayacente. Ejemplo, el Cráter Lake, (Oregon, Estados Unidos) formado por la erupción del monte Mazama hace unos seis mil años . La formación de las calderas es precedida o acompañada generalmente por la emisión rápida y explosiva del magma de la cámara magmática en la forma de coladas piroclásticas

-


superficiales . Esto deja al techo de la cámara magmática, sin el soporte de la presión del magma y se produce el colapso subsiguiente . La inyección posterior de magma en la cámara puede causar el abombamiento del suelo y dar origen a una caldera resurgente. Ejemplo: la caldera Tobu {Sumatra) que tiene casi 100 km de diámetro y es la mayor caldera terrestre; otra caldera importante es Buldir (Aleutianas) con 43 km de diámetro.

2.6.3. Materiales arrojados por un volcán Un volcán puede arrojar materiales en tres estados : gaseoso, líquido y sólido.

A. Productos gaseosos Se manifiestan formando enormes columnas de humo y están constituidos por agua (H 2 0), dióxido de carbono {C0 2 }, CO, S0 2, HCI, H, O, N, CH 4, entre otros. Como algunos de estos gases son inflamables, frecuentemente se·ve salir del cráter grandes «llamaradas». Las nubes ardientes son de vapor sobrecalentado con material incandescente a una temperatura promedio de mil grados celsius.

B.Productos líquidos Son las lavas y constituyen los productos más importantes de la erupción volcánica. Pueden ser los siguientes:

-

Lavas ácidas. Se caracterizan por su gran porcentaje de dióxido de silicio (Si0 2}, ser viscosas, de poca movilidad, explosivas y formar conos de gran pendiente.

-

Lavas básicas. Se caracterizan por tener poca cantidad de dióxido de silicio (Si0 2 }, su poca viscosidad, gran movilidad. Son silenciosas y forman conos de poca pendiente.

-

Colada. Son masas de lava que corren como un río incandescente siguiendo la pendiente del terreno.

C. Productos sólidos Reciben el nombre de «piroclásticos». Son fragmentos arrojados por una explosión volcánica que se depositan por gravedad en el cono volcánico o en zonas determinadas de acuerdo con su tamaño y peso específico.

-

Bloques y bombas. Partículas cuyo diámetro es mayor a 32 mm . Los fragmentos adoptan la forma de un huso o lágrima {deformación sufrida durante el viaje} y reciben el nombre de «bomba ». La consolidación de estos fragmentos recibe el nombre de «aglomerado».

-

Lapilli. Fragmentos cuyo diámetro menor entre 4 y 32 mm. La consolidación de dichos fragmentos recibe el nombre de «brecha volcánica ».

Ceniza volcánica. Fragmentos de diámetro menor a 4 mm. La consolidación de dichos fragmentos recibe el nombre de «toba volcánica ».

CAP. 2 - Magmatismo

---~---,

t

Fig. 2.8. Materiales arro;ados durante una erupción volcánica

Polvo volcánico. Son partículas microscópicas de vidrio volcánico. La consolidación de estas partículas da origen a la toba volcánica o puzolana.

2.6.4. Tipos de volcanes En función de su actividad o inactividad se puede considerar tres tipos: Activos. Se dice que un volcán es activo cuando existe algún registro de que haya hecho erupción en tiempos históricos. Existen alrededor de 454 volcanes activos, de los cuales, 283 se encuentran en el Cinturón del Pacífico. -

Dormido o latente. Volcán que presenta una escasa erosión o no está erosionado lo que puede ser indicio de una erupción dentro de tiempos geológicos, relativamente recientes, por lo que es capaz de renovar su actividad . Extinto. Volcán que no hizo erupción en tiempos históricos. Presenta una avanzada erosión y no muestra indicios de actividad.

-


2.6.5. Clasificación de volcanes A los volcanes, se les puede clasificar por varios parámetros: de acuerdo con la composición y propiedades de la lava, según la estructura de los aparatos volcánicos, sobre la base de las características de sus erupciones, etc.

A. Por la fabricación de aparatos volcánicos Vokanes centrales. Son aquellos volcanes que en planta son más o menos circulares y se conectan por un conducto alimentador, cuello o chimenea. Producen conos que

varían en forma , tamaño y complejidad. Pueden comprender formas volcánicas de tres orígenes diferentes: formas efu sivas, formas explosivas y formas compuestas (de hundimiento/derrumbamiento) .

-

Volcanes fisurales. No presentan el cono típico de un volcán. El magma surge mediante una grieta lineal que representa el afloramiento de una superficie de fractura . Las enormes acumulaciones de lavas básicas se conocen como mesetas basálticas.

B. Por sus pirocesos eruptivos Clasificación de los volcanes activos de acuerdo con el proceso de erupción y la naturaleza de los productos expulsados :

a) Formas efusivas. Predominan en los volcanes alimentados por magmas de baja viscosidad, en los que la erupción del magma no va acompañada de explosiones violenta s. Por la viscosidad del magma, estos volcanes tienen bases anchas y laderas de pendiente poco superior. a 100.

Fig. 2.9. Esquema de volcán f,surol

CAP. 2 - Magmatismo

-

Tipo hawaiano. La lava es de composición basáltica y se caracteriza por la formación de unos hilos de vidrio llamados «cabellos de Pele ». Ejemplos : Mauna Loa, Mauna Kea y Kilauea.

Tipo islándico o fisura l. No presentan el cono característico. Ejemplo: Laki (Islandia). b) Formas explosivas. Son el resultado de las erupciones explosivas en volcanes alimentados por magmas algo viscosos y de composición ácida . La acción explosiva se debe a la presión de los componentes volátiles que al desprenderse de la solución no pueden hacerlo suavemente . En consecuencia, las paredes rocosas quedan destrozadas y los desprendimientos de gas arrastran consigo polvo y restos de estas rocas, así como fragmentos de lava solidificada y grumos de lava todavía fluido. Estos piroclásticos caen de nuevo al suelo y forman los conos de cenizas cuyos flancos tienen pendientes de 300 a 400 m de talud normal. La nube de espuma de magma incandescente expelida por el volcán forma una avalancha ardiente o «nube ardiente » que se mueve a gran velocidad y destruye todo a su paso . Al consolidarse, forman las tobas soldadas o ignimbritas . Ejemplos : Krakatoa (ubicado en el estrecho de la Sonda, entre Java y Sumatra) entró en actividad en 1883 y destruyó dos tercios de la isla; el Paricutín (México) entró en actividad en 1943 y se desarrolló rápidamente alcanzando, al año, una altura de 425 m.

Estrombohano

Hawatano

Vulcaniano

Peleano

Fig. 2. I O. Principales formas eruptivas de las va/canes

-


ii

En el caso de una actividad volcánica de forma explosiva, el magma enfriado se fragmenta y se expulsa y reparte en forma de material suelto . Este material no compactado, expulsado, fragmentado y distribuido por el viento, se denomina «tefra », independientemente de la composición o del tamaño de los granos . Los diferentes fragmentos, sueltos o compactados, se denominan «piroclastos ». Las explosiones se originan del magma viscoso en ebullición que está cerca de la superficie terrestre, a veces incorporan otras rocas o magma ya sol idificados, situados encima del cuerpo magmático en ebullición .

Fig. 2. 11 . Volcán Mauna Loa

Otra causa de las explosiones es el ingreso de agua en un cuerpo magmático viscoso de cualquier contenido en gas. Debido a la temperatura muy elevada, el agua se convierte en vapor y aumenta su volumen apreciadamente, las rocas adyacentes se fragmentan por la energía generada a causa de la liberación del gas y se produce una explosión del material. En el caso de una explosión freática , el agua subterránea se calienta por la presencia de un cuerpo magmático subyacente de temperatura elevada que al vaporizar explota y expulsa fragmentos accidentales de rocas adyacentes. En una explosión freatomagmática , se produce fragmentos juveniles y accidenta les. El material piroclástico está expuesto a tres distintos procesos de transport e y deposición: caer desde una nube de ceniza en alturas altas de la atmósfera, flotar en el aire o fluir en una avalancha ardiente .

Tipo vulcaniano. Se caracteriza por explosiones menos frecuentes y, por consiguiente, más violentas; esto debido al aprisionamiento de los gases bajo una costra de lava solidificada . Forma nubes de polvo en forma de coliflor. Ejemplos: En Italia, están Etna, Vesubio (que provocó la destrucción de Pompeya, sepultada por piroclásticos) y Hercu lano (anegada por corrientes de lodo) .


Fig. 2. 12. Vista del volcán Etna

Tipo peleano. Toma esta denominación por el volcán Mont Pelé ('montaña Pelada ' ), ubicado en la isla de Martinica (Antillas sas) que en 1902 hizo erupción y destruyó la ciudad de Saint Pierre en cuatro minutos debido a la formación de nubes ardientes que se desplazaron a 3 km/s. Se caracteriza por explosiones violentas, lavas extraordinariamente viscosas, emisión de nubes fluidificadas por gases y constituidas por gotitas de magma, así como "nubes ardientes".

Fig. 2. 13. Estado actual del volcán Mont Pelé.

-


e} Formas compuestas. Volcanes cuyos conos están constituidos por una combinación de material piroclástico y derrames de lava. Tienen pendientes de 30º. -

Tipo stromboliano. Volcanes que producen erupciones en forma de explosiones espaciadas o intermitentes de material piroclástico y mantos de lava ligeramente menos fluidas . Ejemplo : el volcán Stromboli en Italia .

2.6.6. Fenómenos derivados del vulcanismo A. Movimientos sísmicos B. Ruidos subterráneos C. Escape de gases De manera genérica, se le conoce como «fumarolas ». Salen por aberturas o grietas a una temperatura promedio de 500 ºC. Las grietas reciben diferentes nombres, según su compos ición y temperatura .

Fig. 2. 14.Vista nocturna del volcán Strombo/1 en erupción.

CAP. 2 - Magmatismo

Solfataras. Aquellas que fundamentalmente desprenden gases sulfurados (H 2 S-SOJ y vapor que, al reaccionar con el medio ambiente forma, depósitos de azufre en el cráter. Se desarrollan a una temperatura de 100 Q(.

-

Mofetas. Fumarolas frías que se desarrollan a menos de 40

Q(

y están constituidas

por dióxido de carbono y vapor.

-

Salsas (volcanes de lodo). Desprenden carburo de hidrógeno, petróleo y betún .

D. Géiseres Son emanaciones de agua líquida, mezclada con vapor de agua y sales, en forma rítmica a una temperatura de 70 a 100 Q(. Si la precipitación es principalmente de SiO 2, recibe el nombre de «geiserita ».

E. Fuentes termales Son manantiales de agua caliente que, generalmente, se hallan mineralizadas . Hoy, se considera que son alimentadas por aguas que provienen del magma y que al desplazarse por la s fisuras, se cargan de materias minerales como: bicarbonatos de sosa, cal, magnesio, hierro, cloro, sales de potasio, arsénico y litio .

SOLFATARA

FUENTE TERMINAL

GEYSERITA

Frg. 2. 15. Fenómenos derivadas del vulcanismo

MOFETA

-


F,g. 2.16. Fumara/as

en el volcán Galeras (Perú).

2.6.7. Corrientes de lava -

Lavas basálticas . El enfriamiento de lavas se realiza como una agrupación columnar. Ejemplo : Calzada de los gigantes (Irlanda).

-

Lavas en bloque (tipo aa) . Se forman sobre coladas parcialmente cristalizadas de los cuales se escapan los gases en súbitas explosiones. Durante el avance, se rompe la costra solidificada en un conjunto irregular de bloques ásperos y dentados.

-

Lavas cordadas (tipo Pahoehoe). Surgen de temperaturas más elevadas. De ellas, emanan lentamente diminutas burbujas de gas . La colada se solidifica y su costra, lisa en un principio, se arruga en formas viscosas y cordadas (soga) .

-

Lavas en almohadilla (Pillow Lava) . Se forman cuando la lava discurre por el fondo del mar o por debajo de una cubierta de agua fría .

CAP. 2 - Magmatismo

LAVAS BASALTICAS

LAVAS PAHOE-HOE

LAVAS EN BLOQUE O TIPO a-a

LAVAS EN ALMOHADILLA O PILLOW LAVA

Ftg. 2. / 7. Corrientes de lavo

-

-


2.6.8. Cinturones volcánicos Existen dos cinturones volcánicos en todo el globo terráqueo : Cinturón Circumpacífico (Anillo de Fuego) y el Cinturón del Mediterráneo.

del Sur

'

Fig. 2. 18. Ami/o de fuego del Pacífico

2.6. 9. Principales volcanes del Perú Los volcanes en el Perú se ubican al sur, sobre todo en los departamentos de Arequipa , Moquegua y Tacna.

•

Tabla 2.4. Ubicación de los principales volcanes del Perú Volcán

Distrito

Fi-i:MMI-72º 42'

6 425

15º 50'

72º 33'

6 320

Chuquibamba

15º 25'

72º 54'

6 318

Chachani

Arequ ipa

16º 21'

71º 32'

6 075

5

Misti

Arequipa

16º 26'

71º 25'

5 825

6

Tutupaya

Canda rave

17º 1'

70º 22'

5 806

7

Saba ncaya

Chivay

15º 48'

71º 53'

5 795

1

Coropuna

Chuquibamba

15º 31'

2

Ampato

Chivay

3

Solimana

4

CAP. 2 - Magmatismo

8

U binas

Sánchez Cerro

16º 21'

70º 54'

5 672

9

Pichu Pichu

Arequipa

16º 26'

71º 14'

5 664

10

Chuquiamante

Candarave

17º 5'

70º 27'

5 577

11

Yuca mane

Canda rave

17º11'

70º 12'

5 508

12

Pisara ne

Maure

17º 15

69º 42'

5 460

13

Condorpico

Maure

17º 32'

69º 41'

5 450

14

Tiesa ni

lchuña

16º 46'

70º 36'

5 415

15

López Extraña

Tarata

17º 10

70º 6'

5414

16

lscaiarjanco

Tarata

17º 1'

70º 5'

5 400

17

Paucarani

Maure

17º 28'

69º 47'

5400

18

Carcave

Tarata

17º 1'

70º 8'

5 366

19

Antajave

Maure

16º 20'

69º 51'

5 362

20

Arechua

llave

16º 36'

70º 2'

5 358

21

lscampu

Maure

1715'

69º 58'

5 340

22

Jucume

Maure

17º 19'

69º 41'

5 283

23

Soravico

Maure

17º 7'

69º 47'

5 207

24

Chila

Maure

17º 12'

69º 42'

5184

25

Huancure

Maure

17º 8'

69º 41'

5 091

Fig. 2. J9. Volcanes del Perú

-

-


ltt•@ . tft+MMWiffflllililfflMF\VMIS iflif&t WM&Rt

2.6.10. Otros volcanes y construcciones volcánicas -

Volcanes de barro. Los gases que salen del interior de la Tierra pueden arrastrar partículas de arenas y arcilla que se depositan alrededor del conducto de salida. Forman un cono con el vapor de agua, en un proceso continuo. Generalmente, tienen una altura de 10 a 40 m.

-

Cono de escoria (conos cineríticos). Construido por fragmentos de escorias y lapilli arrojados por erupciones explosivas que formaron pendientes hasta de 40º .

-

Conos de lava. Están constituidos por derrames sucesivos de lava y forman pendientes menores de 10º.

-

Conos compuestos. Capas alternantes de material piroclástico y lavas. Se les conoce también como «volcanes estratificados» o «estratovolcanes» .

-

Depósitos de tetra. Es transportada en una nube de ceniza en una altura elevada de la atmósfera. Durante las erupciones muy explosivas, la tefra de tamaño de grano lapilli y ceniza es expulsada hacia zonas altas de la atmósfera; recorre, en estas alturas, distancias muy largas por medio de corrientes de aire de la nube eruptiva o por el viento, antes de caer a la superficie terrestre bajo la influencia de la gravedad. La erupción de un volcán ubicado en Oregón (Estados Unidos), 6 600 años atrás, ha producido una capa de ceniza volcánica de 30 cm de potencia y hasta una distancia de 130 km alrededor del cráter volcánico. La tefra acumulada así puede formar estratos delgados de un milímetro o menos de potencia; pero muy persistentes con respecto a su extensión lateral; la composición de cristales y de partículas vítreas de un estrato de tefra puede ser uniforme. Ambas características (alta extensión y composición uniforme) favorecen el empleo de los estratos de tefra transportada, por el aire en la atmósfera alta como horizontes estratigráficos en la geocronología . Además, la tefra puede alterarse y producir depósitos de arcillas y zeolitas económicamente valiosas .

-

Depósitos de una nube de forma anular. La nube se forma de gotas de agua y en menor cantidad de partículas sólidas que se mueven lateralmente a velocidades de un huracán partiendo de la base de una pila de erupción vertical. Estas nubes anulares están iniciadas por erupciones freatomagmáticas caracterizadas por la participación de una alta cantidad de agua y vapor. Los depósitos se extienden hasta algunos pocos kilómetros alrededor del cráter y pueden alcanzar potencias de hasta un metro.

-

Depósitos de corrientes piroclásticas. Una corriente piroclástica, de ceniza o de una avalancha (lawine) ardiente es una mezcla móvil y muy caliente de gas y tefra (eyecciones) que se mueve a lo largo de la superficie terrestre; se aleja del centro de erupción y mantiene su aspecto de corriente . Los depósitos de este tipo son las ignimbritas.

CAP. 2 - Magmatismo

2. 7. Rocas efusivas Las rocas volcanoclásticas y piroclásticas ocupan una posición intermedia entre las rocas magmáticas y las rocas sedimentarias . Dado su origen en una erupción volcánica, se considera que los piroclásticos son como magmatitas, en el sentido de que son transportados antes de su sedimentación. Los piroclásticos se parecen a las rocas sedimentarias . Por los procesos de erosión, las cenizas y las tobas pueden ser t ransportadas y aglomeradas con material pelítico para formar tufitas o sedimentos tufíticos . Las tufitas son rocas piroclásticas con un agregado de hasta el 50% de detritus normal. Por encima de este porcentaje, se trata de un sedimento tufítico.

A. Textura Las rocas volcanoclásticas son aquellas con textura elástica originadas por procesos volcánicos. Las erupciones volcánicas explosivas producen, por ejemplo, volúmenes grandes de material detrítico (detritus) volcanoclástico . Según su tamaño las rocas efusivas se clasifican en: Bloques. Clastos angulares producidos por la fragmentación de rocas sólidas. -

Bombas. Se originan de pedazos de magma, normalmente de composición básica o intermedia; expulsados, transportados por el viento y modelados mediante su solidificación en el aire que dan por resultado cuerpos aerodinámicos.

Además, se puede distinguir los fragmentos volcánicos por su composición : vítreo, cristalino y lítico (fragmentos de rocas poligranulares) . Los clastos de tamaño de grano "ceniza" usualmente son vítreos o cristalinos; los bloques comúnmente son líticos y ocasionalmente vítreos. Los clastos volcán icos pueden ser cementados por minerales precipitados secundariamente, como en las rocas sedimentarias, pero si están calientes, todavía pueden ser soldados con fragmentos vítreos diminutos. La clasificación de los clastos solidificados se basa en el tamaño de los clastos . Las tobas compuestas solo de ceniza son muy comunes. Las rocas piroclásticas constituidas solo de lapilli o de bloques son muy raras; puesto que los intersticios entre los lapillis (roca de lapilli) o los bloques (brecha volcánica); respectivamente, se llenan usualmente con partículas de grano más fino . Más comunes son las mezclas consolidadas de lapillis y ceniza (toba de lapilli) y de bloques y ceniza (brecha volcánica tobácea). A veces, se emplea el término «aglomerado» para denominar a los 'depósitos no clasificados de bombas acumuladas cerca del centro volcánico'.

B. Denominación Por el tamaño de los piroclastos (bombas, lapilli) y dependiendo si son friables o están cementados, se tienen las siguientes rocas efusivas :

-


Según los nombres especiales como: ignimbrita, liparita, piedra pómez. -

Si se basa en la herencia de los fragmentos volcánicos: los clastos involucrados y provenientes del evento volcánico se llaman clastos juveniles; los formados por fragmentación de rocas preexistentes e incorporados en los depósitos volcanoclásticos son clastos accidentales .

Tabla 2.5: Rocas piroclásticas según el tamaño de sus fragmentos Tamaño de los fragmentos (mm )

Tefra (sin compactación)

Pi roclásticos (compactadas)

> 64

Bloques o bombas

Aglomerados

2-64

Lapilli

Brecha volcánica

<2

Ceniza

Toba de ceniza ignimbrita

Polvo

Toba volcánica o puzolana

C. Ejemplos de rocas

-

Pumitas. Son piroclastos porosos, pum íticos, con brillo sedoso que nadan en la superficie de agua . Se componen de fibras de vidrio trenzadas subparalelamente y retorcidas alrededor de huecos y de inclusiones; de manera que la roca semeja espuma . Se forman durante el enfriamiento muy rápido de un magma ascendente de alta viscos idad (que sufre una descompresión repentina característica para las erupciones iniciales) . El material expulsado tiene un alto en contenido en gas y se solidifica durante su vuelo por el aire . Estos son muy característicos de las vulcanitas claras y ácidas; por ejemplo : de la riolita y, por ello, son de color blanco grisáceo hasta amarillento; raramente de color café o gris. Las pumitas frescas tienen brillo sedoso; sus equivalentes basálticos son escorias que contienen abundante burbujas y son mucho más raras que la pumita . La pumita se usa como roca de construcción ligera y termoaislador.

-

Piedras pómez. Bajo esta denominación se agrupan todas las rocas piroclásticas porosas . Están compuestas de vidrio en forma de espuma y constituidas durante el enfriamiento muy rápido de un magma ascendente de alta viscosidad . Son muy características de las vulcanitas claras y ácidas, por ejemplo, de la riolita; por ello, toma un color blanco grisáceo ha sta amarillento, raramente son de color café o gris. Las piedras pómez frescas son de brillo sedoso .

-

lgnimbritas. Sedimentaciones de corrientes de material expulsado de un volcán (avalanchas ardientes). Están formadas de ceniza, lapilli y bloques; sus componentes están soldados entre sí. Denominadas «brechas tufíticas » de material volcánico, hay de todos los tamaños de grano (ceniza, lapill i, bloques) . Las ignimbritas son de mala

CAP. 2 - Magmatismo

-

selección, es decir, de distribución irregular de los tamaños de granos, heterogéneas y porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela; debido a sus componentes vítreos y aplanados, con diámetros de hasta 10 cm .

Tabla 2.6: Principales tipos de rocas magmáticas (adaptado de T. Lapinskaja y B. Proshljakov) Composición química

Ácidas SiO 2 (> 65%)

Medias SiO 2 (65-52%)

Básicas SiO 2 (52-45 %)

Ultra básicas SiO2 (< 45 %)

Composición mineralógica (minerales principales componentes de rocas) con feldespatos Condiciones de formación (estructura)

1 lntrusivas (holocristalina)

sin feldespatos

con feldespatos potásicos

con plagioclasas

plagioclasas ácidas

plagioclasas medias

plagioclasas medias

plagioclasas básicas

ortoclasa, mica, hornblenda

microclima, hornblenda

hornblenda

piroxenos

con cuarzo

sin cuarzo

sin cuarzo

sin cuarzo

sin cuarzo

Granito, granodiorita

Sienita

Diorita

Gabro

Peridotita, dunita, piroxenita

Pórfido Liparítico

Pórfido Traquítico

Porfirítica, andesítica

Diabasa (porfirita, basáltica)

Porfirítica, pi crítica comatillita

Riolita

Traquita

Andesita

Basalto

Picrita, kimberlita

2,5 - 2,7

2,7- 2,9

2,9 - 3,1

3,1-3,25

Grises oscuras,

Verdeoscuras,

negras

negras

V,

o

o.

·.¡:;

Efusivas (hipocristalina, criptocristalina, vítrea, porfirica)

o

~

Olivino Piroxenos

cu

(L

V,

o

o.

·.¡:;

o e

QJ

u Densidad (g/cm 3 )

Color

Grises claros, rosadas, rojas

Grises, grises verdosas, grises oscuras

-


Faneritica

GRANITO

DIORITA

Afanítica

RIOUTA

ANDESITA

Félsíca

GABRO

BASALTO KOMATIITA

lntermedla

Fig. 2.20. Tabla de c/asif¡cación de las rocas ígneas

Fig. 2.21. Vista del volcán el Misti (Perú)

PEIVOOJITA

Meteorización Meteorización o intemperismo es la reacción de la superficie terrestre ante los agentes atmosféricos y otros, especialmente al o con agua, aire y seres vivientes. Es un conjunto de acciones geológicas que comprende la exposición, los procesos físicos, químicos y orgánicos en la faz de la Tierra hasta la formación de suelos. Se puede considerar como una acción pasiva y constante de la corteza terrestre . Estos procesos pueden ser físicos y químicos, esto es, son procesos de desintegración mecánica y de descomposición química de los minerales y rocas, originados por las variaciones de temperatu ra, la acción del agua, viento, oxígeno, dióxido de carbono y organismos. En la naturaleza, resu lta difíci l separar estos dos procesos; pues se hallan estrechamente relacionados . Varía solo la intensidad con que se manifiesta cada uno de ellos, en función del clima , relieve, duración del proceso, composición de la roca . Sin embargo, para fines descriptivos, es mejor considerar cada agente por separado.

Transporte y sedimentación

-


Los procesos sedimentarios son fenómenos de la superficie terrestre y del agua. Empiezan con la destrucción de rocas sólidas por la meteorización, erosión y transporte por un medio (agua, viento o hielo), deposición, precipitación y la diagénesis que lleva a la formación de rocas sólidas . Los procesos sedimentarios generalmente son muy complejos y dependen de muchos factores .

• SUELOS

• •

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SEDIMENTOS SIN CONSOLI DAR

.~~:-wROCAS SEDIMENTAR IAS

••t+W%iiiflfii4Hi!I-MP·Bi·El·R·t!friié0:iMi+M-Debido a la meteorización, la faz de la Tierra se modifica constantemente; de este modo, se inician importantes sucesiones de procesos geológicos, tales como:

-

La denudación, destrucción o desgaste la deposición, construcción o formación

Los materiales originados se denominan sedimentos y son acarreados por los agentes geológicos para ser depositados en la superficie terrestre. Las rocas, al estar en o con la atmósfera, adoptan un estado de franco desequilibrio y se van a modificar porque están expuestas a condiciones externas de cambios bruscos de temperatura, heladas y lluvias.

3. 1. Conceptos básicos 3.1.1. Erosión Acción geológica que consiste en el desgaste, descenso y remoción de la superficie terrestre a causa de los agentes dinámicos; por ejemplo, la acción de las lluvias, de los glaciares, del viento o de la gravedad.

CAP. 3 - Meteorización o intemperismo

'

3.1.2. Velocidad de meteorización Está en función de los siguientes factores: -

Constitución de la roca. La roca compuesta por muchos minerales es la más afectada por el intemperismo que la que está constituida por pocos minerales.

-

Color de la roca. Las rocas de colores oscuros se calientan más rápido que las rocas de colores claros.

-

Tamaño de los minerales. Las rocas de grano grueso se van a desintegrar más rápido que las rocas de grano fino. Lugar de la meteorización. Así, tendrá regiones caracterizadas por contrastes violentos de temperatura, sequedad del aire y ausencia o escasa vegetación las que van a originar una máxima intensidad de meteorización. Ejemplo: los desiertos, donde la temperatura va de 70 a 80 ºC en el día y desciende hasta-10 ºC en la noche. En una región donde el clima es seco y cálido, la meteorización será favorecida por la presencia de las lluvias.

Aún subsiste la duda en cuanto a si las variaciones de la temperatura del día y la noche o el cambio de estaciones de invierno a verano, puedan acelerar la meteorización ; ya que en el laboratorio un grano grueso fue sometido a temperaturas que variaban de 13 a 125 ºC cada 15 minutos. La operación de su calentamiento y enfriamiento se repitió hasta alcanzar el equivalente a 245 años en proceso diario; no obstante, el grano grueso no mostró signos de desintegración.

Fig. 3.3. Diferentes grados de veloddad de la Meteorización

-


3. 2. Procesos fisicos Aquellos que originan la desagregación o desintegración de la roca en fragmentos de diferentes tamaños . Se puede considerar que son de dos tipos :

3.2.1. Meteorización térmica Se refiere a las variaciones de temperatura que sufren las rocas las cuales originan un desigual calentamiento y enfriamiento, es decir, dilataciones y contracciones sucesivas que van a provocar en las rocas grietas, fisuras o diaclasas . Los minerales tienen diferentes propiedades con respecto a la dilatación . Los que están presentes en una roca cambian su volumen en diferentes magnitudes, durante el día y la noche; esto al final provoca un rompimiento de los contornos entre los minerales. Los factores de este proceso son temperatura mínima, temperatura máxima y tipos (color) de los minerales juntos. Los coeficientes de expansión cúbica de los distintos minerales difieren mucho entre sí. Por ejemplo, la del cuarzo es el doble que el de la ortosa . Las rocas ígneas presentan su propio sistema de meteorización:

A. Desintegración granular Se produce generalmente en rocas ígneas intrusivas de textura fanerítica . También, toma el nombre de «arenización » porque las rocas se desintegran y forman arenas.

B. Exfoliación Proceso físico por el cual las rocas ígneas se presentan a manera de descascara miento o de losas curvadas de lados paralelos a semejanza de enormes cáscaras de cebolla (zonas de alta humedad) .

3.2.2. Meteorización esferoidal Proceso físico que ocurre principalmente en rocas ígneas en cuya parte superior se originan formas redondeadas o un conjunto de bolos o bloques esféricos . A medida de que se hacen más o menos esféricas, la zona se vuelve inestable.


-

Fig. 3.4. Meteorización esferoidal de las granodioritas del Bato/ito de la Costa. Quebrada El Pedregal, Chosica, Lima, Perú

3.2.3. Meteorización mecánica Es la desintegración de las rocas por la acción mecánica de agentes externos, tales como el agua en trance de congelarse, crecimiento de las raíces de las plantas, acción de organismos y la cristalización de sales, animales cavadores (horadadores) .

-

Efecto de la helada o cuña de hielo. Cuando el agua queda atrapada en los poros, fracturas o grietas de las rocas, sufre dilataciones del 10 al 11% al congelarse que producen presiones lo suficientemente grandes para desprender fragmentos de la superficie de la roca (146 kg/cm 2 ) . Por ejemplo, en la Cordillera de los Andes, a cuatro mil metros de altura, las temperaturas descienden bajo cero por las noches; pero, durante el día, por efectos del Sol, las rocas se calientan. Otros agentes de desintegración y descomposición de las rocas son las plantas y los animales. Son dignas de mención la apertura de grietas por el crecimiento de raíces, el afloramiento y mezcla de los suelos por los animales que horadan el terreno y las múltiples actividades del más destructivo de todos los seres vivos : el hombre .

-

.


Lluvia

A Fig. 3.5. Meteorización fis1ca (efecto cuña de l11elo)

F,g. 3.6.Vista del efecto de la cuña de hielo en una montaña

3.3. Procesos quimicos Son aquellos procesos que van a producir la transformación del material original en algo diferente . La presencia del agua es fundamental en todo proceso químico. Al ponerse en o con la superficie, el agua adquiere diversos ácidos orgánicos producidos por la desintegración de la materia vegetal/animal y, de esta manera, es capaz de realizar un trabajo químico prolongado . El agua es suministrada por la lluvia y la nieve que al caer, a través del aire, absorbe oxígeno, dióxido de carbono y otros gases atmosféricos . El medio químico de la superficie terrestre se caracteriza por la baja T y P, presencia de oxígeno y agua, así también por la actividad de plantas y animales. Los productos de desintegración orgánica se denominan «compl ejos húmicos».


La meteorización química incluye todos los procesos con apoyo químico. El más conocido es la «oxidación » que no solamente destruye autos y rejas; sino también rocas y minerales. Estos procesos son complejos e interdependientes : hidratación, oxidación, reducción, hidrólisis, carbonatación, lixiviación de los productos más solubles y muchas otras sucederán combinándose con diferentes formas, según sea la roca generadora y el ambiente de meteorización. Desde el punto de vista geológico, lo más conveniente será ilustrar dichos procesos citando minerales y rocas específicos.

3.3 . 1. Hidratación Acción del agua sobre los minerales de las rocas para formar nuevos minerales, principalmente hidróxidos e hidrosilicatos. En la naturaleza, ocurre con la carbonatación . Ejemplos:

Fe 20 3 + nH 2 0

~

Fep 3 nH 20

Hematita

Limonita ~

S0 4Ca + 2H 20 Anhid irita

3.3.2. Oxidación Se produce en presencia del oxígeno libre y del agua. El ejemplo típico es la interacción con los sulfuros que son inestables y vienen siendo sustituidos por sulfatos, carbonatos y óxidos . Ejemplo :

4 Fe + 30 2 a) 2FeS 2 + 70 2 + 2Hp Pirita

~

~

2Fep 3

Fe 2 (50 4 )3 + S0 4H2 Sulfato ferroso Ácido Sulfúrico

b) MnSi0 3 + ½0 2 + 2H 20 Rodonita

~

c) Fe 2 Si0 4 + ½0 2 + 2Hp Fayalita

~

Mn0 2 + Pirolusita Fe 2 0 3 + Hematita

H4Si0 4

H4Si0 4

La oxidación actúa casi sobre todos los minerales ferromagnesianos.

-


3.3.3. Reducción Disminución de oxígeno en los minerales de las rocas. Sucede principalmente en zonas pantanosas o turberas. Ejemplo: Hematita - 0 2 = Hierro metálico

·--·------

--··~

3.3.4. Disolución Proceso por el cual los minerales o las rocas se disuelven por acción del agua. Es mucho mayor cuando se presentan aguas ácidas .

co 2

+

Hp Dióxido de carbono

+-+

H2C0 3 f---1Ácido carbón ico

W + HC0 3lon hidrógeno Ion bicarbonato

Disolución

' t CQ + H O +----+ H+ + HC0U via

E

'-o*

6

2

j

3

2

CaCO 3 + H+ + HCO 3 +----+ Ca++ + 2HCO 3 en solución

Fig. 3.7. D1s0/ución de la caliza

3.3.5. Carbonatación Proceso químico que ocurre cuando los minerales que contienen magnesio, calcio, sodio y potasio reaccionan con las aguas carbonatadas para formar carbonatos o bicarbonatos. Frecuentemente se presenta con la hidratación. Ejemplo:

2KAISip8 + 2Hp + C0 2 -+ Al2Sip 5(0H )4 + 4 Si0 2 + K2C0 3 Ortosa Caolín Carbonato de potasio

tí ¡

2NaA!SiPs + 2H, O + A'l bita

co2_-+

Al2Sip 5(0H)4 + 4Si0 2 + Na2C03 Caolín Ca rbonato de sodio

1


-

En este ejemp!o, se apl icó la meteorización a una muestra de un gneis granítico (roca metamórfica) . Al principio, la muestra contenía más de 40% de plagioclasa, 30 % de feldespatos y 30 % de cuarzo; durante la meteorización, la primera en descomponerse fue la plagioclasa , después desapareció el feldespato . A lo largo del proceso, se formó un mineral nuevo : caol ín. Por lo tanto, la meteorización destruye minerales; pero también forma minerales nuevos . Cambios en una roca durante la meteorización Meteorización sencilla

Meteorización fuerte

Totalmente meteorizada

40%

7---------

(/J Q)

~ Q)

e:

.E

Cuarzo

Q)

"C "C (I]

"C

20%

~

(I]

ü

Aumento de la meteorización

Roca original (no meteorizada): gneis granítico

Fig. 3.8. Meteonzaoón de un gneis granítico

.. _J

Groso modo se puede ordenar los minerales descendentemente y la resistencia a la meteorización química de la siguiente manera : Olivino, anortita o felde spato cálcico, piroxeno, anfíbol (hornblenda}, Albita o feldespato sódico, biotita, ortoclasa o feldespato potásico, moscovita, cuarzo. Durante la meteorización, cambia el contenido modal de los minerales en una roca : este proceso afecta, primero, a las plagiocla sas; después a los feldespatos; el cuarzo se ve como un mineral muy estable. Se forman minerales nuevos como el caolín .

-


,--

ANORTITA

ALBITA

MICROCLINA

MUSCOVITA

Fig. 3.9. Minerales formadores de rocas magmciticas y su resistencia al intemperismo

3.3.6 . lntemperismo diferencial Proceso por el cual secciones diferentes de una masa rocosa se intemperizan a distintas velocidades.

A. Influencia climática en la meteorización El espesor de la capa de material meteorizado depende principalmente de la composición química de la roca madre, del clima del área (en particular del tipo y cantidad de precipitaciones), de la topografía y el relieve . Los efectos de las heladas contarán muy poco en las regiones tropicales. En los desiertos, los procesos químicos carecerán de importancia : -

En las regiones polares y en las regiones desérticas, predominan los procesos físicos .

-

En las regiones tropicales, predominan los procesos químicos.

-

En las regiones templadas, actúan tanto los procesos físicos (verano) como químicos (invierno).


CCJ

~

-

duro, resistente

Fig. J. / O. lntemperismo d1fere11cial.

3.4. Meteorización de rocas representativas 3.4.1. Meteorización de rocas ígneas Los principales minerales de la roca madre son cuarzo, feldespatos y ferromagnes ianos (anfíboles, micas, piroxenos y olivino) . El cuarzo es un mineral resistente a la meteorización química y física (se disuelve lentamente y desarrolla una pequeña corrosión en los granos); mientras que los feldespatos presentan una red cristalina que se destruye por completo, mediante los procesos de disolución, hidratación y carbonatación .

Feldespatos ~

Ópalo Hidrómicas ~ Arcillas + Bauxita + Carbonatos (Caolín)

Estos silicatos alumínico-hidratados son los nuevos minerales estables a las condiciones de meteorización . Los ferromagnesianos son los menos resistentes a la meteorización química y se convierten en minerales arcillosos (montmorillonita e illita), junto con el sílice y los carbonatos solubles de magnesio, calcio y hierro. De ellos, el carbonato de hierro se oxida fácilmente dando hematites rojas (Fe 2 O3 ) que, a su vez, se hidratan produciendo innumerables óxidos hidratados de hierro (limonita) .

Ferromagnesianos

~

Ópalo Arcillas ~

Limonita

+ Sales

-


Ejemplos :

A. Granito -

Una meteorización completa formarán arenas con cuarzo.

-

Una meteorización incompleta dará como resultado agregados cristalinos. Si predominan los procesos químicos, se formarán arcillas, óxidos y iones que se van en solución.

B. Basalto -

Una meteorización completa formará arenas oscuras . Si predominan los procesos químicos, se formará arcillas, óxidos y iones que se van en solución.

3.4.2. Meteorización de las calizas Como se ha visto, el agua de lluvia se enriquece en dióxido de carbono y forma una solución de ácido carbónico (H 2C0 3 ) que reacciona con la calcita (CaCO) y da lugar al bicarbonato soluble Ca(HC0 3 ) 2 .

Los efectos, de esta disolución, son espectaculares. Apoyados por las aguas subterráneas, darán origen a una topografía kárstica . La meteorización de las calizas en regiones áridas forma relieves altos; mientras que, en regiones húmedas, origina relieves bajos . La caliza atacada intensamente recibe el nombre de «lapiaz».

3.5. Suelos Suelo es la capa o película superior de la corteza terrestre que sostiene la vida vegetal. Es un agregado de minerales no consolidados producto de la desintegración y descomposición de rocas preexistentes. La mayoría de los suelos contiene cierto porcentaje de humus, materia orgánica originada por la descomposición de vegetales y animales . Los sedimentos sueltos como las arcillas, limos, arenas y gravas pueden ser de origen fluvial, aluvial y glacial. En conclusión, el suelo es la acumulación heterogénea de partículas minerales libres o ligeramente unidas; con vacíos, de diversos tamaños, los cuales pueden contener agua, aire y materia orgánica.


-

3.5.1. Principales ciencias del suelo -

Edafología y pedología. Son ciencias que se emplean en agricultura y que estudian los suelos, bajo el punto de vista de fertilidad y productividad en función de los agentes físicos, químicos y bacteriológicos . La pedología es la ciencia que estudia la tierra apta para el cultivo.

-

Geología. Estudia el suelo por su origen y formación.

-

Agricultura. Estudio del suelo según su empleo (fertilidad/productividad) en el sembrío.

-

Ingeniería civil. Analiza el suelo como elemento de soporte de estructuras de construcción.

-

Mecánica de suelos. Estudia las características físico-mecánicas del suelo, especialmente su comportamiento frente a esfuerzos, tensiones y deformaciones.

3.5.2. Principales factores en la formación de suelos -

Tipo de roca madre o bedrock

-

El clima

-

La topografía

-

Actividad de las plantas y animales

-

Tiempo

Fig. 3.11 . Factores para la formación de un suelo

-


3.5.3. Clasificación general de suelos A. Suelos residuales Son suelos que derivan de la roca madre sobre la cual descansan . Se puede advertir la gradual transición a la roca origen. Se forman in situ . Ejemplo : Las Casuarinas, el cerro San Cristóbal.

Fig. 3.1 2. Suelo residual

B. Suelos transportados Se forman debido a un agente de transporte (agua, viento, gravedad, glaciar, etc.). Contienen típicamente ciertos tipos de rocas o sedimentos diferentes de las rocas subyacentes. Ejemplo: suelo del centro de Lima .

F1g. 3. 13. Suelo transportado (suelo de L,ma)


-

3.5.4. Clasificación de suelos maduros Básicamente, están en función del clima y la vegetación.

A. Suelos zonales Suelos que se forman en grandes áreas continentales y bajo condiciones similares; reflejan la influencia del clima y la vegetación como los más importantes controles .

a) Lateríticos. Suelos de color pardo rojizo amarillento que se desarrollan en climas tropicales y subtropicales (fuertes lluvias y calor) . Son arcillas enriquecidas en hidróxidos de hierro y aluminio . Ejemplo: la selva peruana (tiene bauxita que tiene un alto contenido de aluminio) . b) Tundra. Constituida por turba . Se encuentra desde climas húmedos hasta frígidos; predomina en ella una vegetación natural de líquenes y musgos de colores oscuros, de gris a pardo. Ejemplos : Siberia y el sur de Chile . e) Podsólicos (podzólicos, del ruso 'salinidad'). Se desarrollan desde climas subárticos a fríos, bajo una cobertura de coníferas. Son de color gris y bajos en materia orgánica . d) Desérticos. Crecen en climas áridos y de una vegetación reducida a matas aisladas. Son suelos de colores claros . Ejemplo: la costa peruana . e) Chernozem (del ruso 'tierra negra'). Característicos de climas templados hasta subhúmedos, bajo una vegetación alta . Son oscuros, fértiles y moderadamente lixiviados. f) Pedalfers. Se desarrollan en climas templados húmedos en una vegetación espesa . El suelo es de color café claro y rico en hierro . g) Pedocal. Se desarrollan en ambientes áridos o semiáridos y a temperaturas altas. Poseen un elevado porcentaje de carbonatos de calcio (CaCOJ

Fig. 3.14. Vista de un suelo laterítica

-


B. Suelos intrazonales Suelos en los que predomina un factor local sobre el efecto normal del clima y la vegetación . Hidromórficos o pantanosos Lacustres Salinos Calcilomórficos (formados por calcificación)

C. Suetos azonales Aquellos que no tienen límites claramente definidos y sobre los cuales no influye mayormente el clima .

a) Coluviales. Formados por material detrítico que ha sido arrastrado laderas abajo por la gravedad. Sus formas son angulosas y subangulosas y su disposición es anárquica . b) Aluvional o de huayco. El material detrítico ha sido arrastrado laderas abajo por un aluvión o huayco. Su forma es irregular y su disposición es caótica .

e) Aluvial o fluvial. El material detrítico ha sido arrastrado laderas abajo por un río . Posee una textura heterogénea con formas más o menos esféricas y una disposición que tiende a ser imbricada .

d) Glaciar o morrénico. El material detrítico ha sido arrastrado laderas abajo por un glaciar.

e) Eólico. Material detrítico arrastrado por el viento. Su forma es homogénea y su disposición masiva.

f) Volcánico. Material formado, luego de las erupciones volcánicas . Su forma es muy heterogénea e irregular y su disposición es errática.

3.5.5. Perfil del suelo Por lo general, lo presentan los suelos maduros, es decir, aquellos que se han formado en un tiempo prolongado y bajo ciertas condiciones climáticas .

Con los tres horizontes A, By C bien diferenciados . Se forma en zonas lluviosas y en un suelo muy lavado. Su horizonte B, de acumulación, está muy bien marcado. A veces, las acumulaciones forman costras duras y rojizas . Es un suelo muy frecuente en bosques de pinos.


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A : Hojarasca

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A:

Superficial (Eluvial): Acumula humus, y compuestos de aluminio y hierro. Arenosos y permeable.

8:

Debido a la lixiviación del horizonte A, aquí se acumulan oxidos e hidróxidos de hierro. Es arcilloso y plástico.

C:

Roca parcialmente desintegrada y descompuesta hacia abajo gradualmente pasa a roca inalterada.

Roca madre fresca.

Ftg. 3.15 Per(,I de suelo

Se observa claramente cinco horizontes: A, superior, de O cm a 15 cm de profundidad y de color gris oscuro; segundo, E, de 15 a 35 cm, color gris ceniza; tercero, Bh, negro, entre 35 y 50 cm; cuarto, roj izo, entre 50 y 80 cm y por debajo la roca madre alterada que, en este caso, se trata de areniscas cuarcíferas o cuarzoarenitas .

F,g 3.16. Suelo upo podz6hco

-


B. Tipo Chernozem Horizonte A de gran espesor y de color negruzco . Se forma sobre depósitos sueltos (principalmente de loess) en zonas con fuertes heladas invernales. Carece de horizonte B. Es muy fértil y muy apto para el cultivo de cereales. Ejemplos: las "tierras negras" de Ucrania, las grandes estepa s de Rusia , Estados Unidos, Argentina o el Asia Central. Sobre esta caliza solo se aprecia un horizonte pardo muy oscuro de 30 a 40 cm de espesor. Este-aunque apenas se aprecie en la fotografía- puede subdividirse en una capa superior de 10 cm, más humífera (Ah) y otra (A) con menor riqueza en materia orgánica .

· Fig. 3.17. Suelo tipo chernozem

3.6. Rocas sedimentarias Las rocas sedimentarias se forman por la acumulación de sedimentos que sometidos a procesos físicos y químicos (diagénesis) en los fondos marinos dan lugar a materiales más o menos consolidados. Se hallan dispuestas formando capas o estratos. Las rocas sedimentarias pueden existir hasta una profundidad de diez kilómetros en la corteza terrestre. Las rocas sedimentarias cubren más del 75% de la superficie terrestre, formando una cobertura sedimentaria sobre un zócalo formado por rocas ígneas y, en menor medida, metamórficas. Los productos de la meteorización mecánica y química constituyen la materia prima para las rocas sedimentarias.

CAP. 3 - Meteorización o íntemperismo

-

3.6.1. Clasificación Los sedimentos tienen dos orígenes principales. Una es cuando los sedimentos pueden ser una acumulación del material que se origina y es transportado en forma de clastos sólidos derivados de la meteorización física. Los depósitos de este tipo se denominan detritos y las rocas sedimentarias que forman son las rocas sedimentarias elásticas. La segunda fuente principal de los sedimentos son los materiales so lubles producidos, en gran medida, debido a la meteorización química. Cuando estas sustancias disueltas son precipitadas mediante procesos orgánicos o inorgánicos, el material se conoce como sedimento químico y las rocas formadas a partir de él se denominan rocas sedimentarias no elásticas .

ROCAS SEDIMENTARIAS pueden ser

i·lii;i•iii~·iii1Miii-tl 1 Taa~e

-·\111lmaCompos e

stos

1

Arenisca

Conglomerado

Brecha

Limonita

t

De sílice

Evaporitas

forman

Arena

eral Carbonato

1

Grava

se clasifican

1

en

Lutita

--·M?·l~iifüM&•

se clasifican

se clasifican

Limo

á

as

t

Turba Lignito Carbón

Arci a

hg. 3.18. Clasificación de las rocas sedimentarias

ROCAS SEDIMENTARIAS DETRÍTICAS Textura elástica Tam año del clasto

Nombre del sed imento

Nombre de la roca

Grava (clastos redondeados)

Conglomerado

Grava (clastos angu losos)

Brecha

Arena (Si el feldespato es abundante la roca se denomina arcosa)

Arenisca

Fino (de 1/16 a 1/256 mm)

Limo

Limolita

Muy fino (menos de 1/ 256 mm)

Arcilla

Lutita

Grueso (más de 2 mm)

Medio (de 1/ 16 a 2 mm)

Fig. 3. 19. Las rocas sedimentarias elásticas

1

INTEMPERISMO

1 FASE SUPERFICIAL 1 Transporte

,r

Deposición

~ 1 SEDIMENTOS

_I

Litificac1on

I

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3

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LEVANTAMIENTO Y EXPOSICIÓN

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PED~GÉNESIS

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Metamorfismo y rocas metamórficas El metamorfismo es un proceso geológico por el cual las rocas consolidadas son alteradas o transformadas en su composición (química o mineralógica}, textura y estructura; por efecto, de condiciones termodinámicas de presión, temperatura y fluidos mineralizantes que ocurren en las profundidades de la Tierra. El metamorfismo se produce cuando la roca, ya es esencialmente sólida . Proviene de las voces griegas: meta (que significa cambio) y morphe (forma) . Otra definición de metaformismo señala que es un «conjunto de transformaciones y reacciones que van ocasionar un reajuste químico, mineralógico y estructural de las rocas consolidadas; a consecuencia de los agentes naturales como la temperatura, la presión y los fluidos mineralizantes». De ahí que, están comprendidas en esta definición : Rocas sedimentarias

===> Rocas parametamórficas

Roca s magmáticas o ígneas

===> Rocas ortometamórficas

Rocas metamórficas antiguas

===> Rocas polimetamórficas

Generalmente, los procesos metamórficos se producen en profundidades relativamente altas con respecto a la superficie. La meteorización y la diagénesis están relacionados con los cambios físicos y químicos de una roca sedimentaria; por tanto, no se incluyen en el metamorfismo. Con respecto a su posición, hay casos especiales del metamorfismo, como el metamorfismo por ondas de choque (catáclasis), causado por la colisión de grandes meteoritos con la superficie terrestre y el efecto calorífico de una corriente de lava sobre la roca encajonante .

-


Cuenca

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- G:::~~nte

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geométnco

1deal1zado

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Fig. 4.1. El proceso de metamorfismo según la tectónica de placas

4. 1. Conceptos básicos 4. 1. 1. Grado metamórfico Se refiere a la intensidad del metamorfismo que ha influido en una roca . Generalmente, el grado metamórfico designa la temperatura o la presión máxima del metamorfismo . El grado metamórfico (véase, por ejemplo, los grados metamórficos, según Winkler) nombra las condiciones de temperatura y presión máximas que han influido en la roca. Sin embargo, el metamorfismo no es estático; está caracterizado por condic iones de temperatura , presión y estress (esfuerzo elástico) . El historial de las condiciones de temperatura y presión que han actuado en la roca, durante un evento metamórfico se denomina en inglés metamorphic p-T-path y puede indicar varios parámetros como las fuentes de calor que causan las variaciones de temperatu ra, la posición estructural local de la roca y el gradiente del transporte tectónico .

4.1.2. Zona metamórfica Se distingue en función de un mineral determinado o de un grupo de minerales. Por ejemplo, la zona de granate se caracteriza por la presencia de granate y la zona de sillimanita precisamente por la sillimanita .

CAP. 4 - Metamorfismo y rocas metamórficas

-

Las zonas y facies 3 metamórficas se determinan a través de la identificación de los ·grupos de minerales formados simultáneamente. La composición de algunos minerales metamórficos (susceptible de ser analizado por una microsonda) y la textura pueden indicar las condic iones de temperatura y presión características para el grado metamórfico. Hay dos tipos de cambios que pueden tener lugar en las rocas tales como :

l. Rocas magmáticas o ígneas =====> Cristalización del magma Ocurre a gran profundidad y a altas temperaturas . 2. Rocas sed imentarias =====> En estado sólido: meteori zación f ísica y química Cambios postdeposicionales en los sedimentos atribuidos a la diagénesis. Ocurre a bajas temperaturas y en la superficie terrestre o cerca a ella. Ambos procesos implican reajustes mineralógicos y de textura como respuesta a los cambios en el med io físico-quím ico de la roca.

Sedimentarias , . u M agmat1cas O ' f'1cas o::: M etamor V)

PROTOLITO

<(

METAMORFISMO

ROCA METAMÓRFICA

Temperatura Presión Fluidos químicos activos

Pizarras Esquisitos Gneis Mármol Cuarcitas, etc.

F,g. 4.2. Metamorfismo

3

La facie s metamórfica es el conjunto de ensam bles de minerales, repetidamente asociados en el espacio y el tiempo que muestran una relación regular entre com posición mineral y composición química global; de forma que diferentes facies metamórficas se relacionan con las condiciones metamórficas, en particular, temperatura y presión; aunque otras variables, como PH20 también pueden ser importantes.

-


4.2. Principales cambios -

Aumento del tamaño de los minerales y cristales (recristal ización) . Ejemplo :

CALIZA ==> METAMORFISMO ====> MÁRMOL -

Reorganización parcial de los elementos químicos para formar nuevos minerales. Ejemplo : los granates y las micas (arcillas) .

-

Desarrollo de nuevos modelos textura/es. Ejemplo:

METAMORFISMO - ORIENTACIÓN

Antes del metamorfismo

Desp ués del metamorfismo

.'WiWP"ié9:i·!liNi'iiiHW+Blll11. --Gran ito

Metamorfismo

Gneis

hg. 4.4.Texturas fanerítica y gnéisica

-

Reorganización parcial de los elementos químicos para formar nuevos minerales. Ejemplo: los granates y las micas (arcillas).

CAP. 4 - Metamorfismo

y rocas metamórficas -

4.3. Factores (agentes) de metamorfismo Los agentes o causas del metamorfismo son los siguientes:

A. Temperatura El incremento de la temperatura, en el interior del globo terráqueo, acelera la mayoría de las reacciones químicas y puede ser atribuido: -

A la acción del magma o la lava

-

Al gradiente geotérmico

-

A la fricción de las rocas en formación

B. Presión Los efectos controlados por la presión son menores; debido a que la mayoría de reacciones no son tan sensibles al cambio de presión, como al cambio de temperatura. a) Presión estática o litostática.

Es la presión de confinamiento que aumenta con la carga y, por ende, con el espesor del recubrimiento. A profundidades de 20 km, la presión es del orden de 6 mil atmósferas. Las presiones altas cambian las propiedades físicas de muchas rocas, haciéndolas dúctiles y susceptibles de fluir. b) Presión dinámica.

Muchas rocas sometidas a metamorfismo están sujetas, también a presiones dirigidas o esfuerzos; a causa de los movimientos diastróficos de la corteza terrestre relacionados con plegamientos, fallas o cambios estructurales en general con la tectónica de placas.

C. Fluidos mineralizantes Constituidos por líquidos y vapor provenientes del magma o lava. Entre los fluidos principales, se tiene el vapor de agua, cloro, flúor, ácido bórico y otros agentes químicos activos; los que, al desprenderse al final de la solidificación del magma, van a reaccionar con las rocas circundantes. Los intersticios entre minerales y los planos de separación, juntas y diaclasas de la roca, están generalmente ocupados por fluidos acuosos derivados mayormente de la propia roca que al estar en o con la red cristalina o el entramado proporciona los medios para la formación de nuevos cristales y el desmonte de los antiguos. También, es un medio de difusión y escape de elementos.

-


4.4. Tipos de metamorfismo 4.4.1. Metamorfismo de o ígneo Se forma por el emplazamiento o intrusión de masas ígneas (batolito, stock) sobre rocas preexistentes (principalmente sedimentarias) que originan aureolas metamórficas o zonamientos que son anillos de rocas metamórficas que rodean la intrusión. En tale s aureolas, el calor es el factor dominante . Las rocas de más alto grado están íntimamente ligadas a la intrusión y, a medida que se aleja, el grado de metamorfismo disminuye y la aureola pasa gradualmente a ser roca no alterada. Entre los principales minerales guías se consideran los granates, la tremolita y el diópsido . Frecuentemente, las soluciones ígneas pueden llevar silicio, hierro, cobre, oro, plomo y otras sustancias en suficiente cantidad para originar yacimientos de minerales . La distancia y gradiente de temperatura (variación de la temperatura con respecto a la distancia de la fuente calorífera, igual a cuerpo ígneo) dependen de : -

De la dimensión del cuerpo intrusivo

-

De la diferencia de temperatura entre el cuerpo intrusivo y las rocas encajonantes . Por ejemplo, un dique de 10 m de potencia se enfría en unos diez años y produce un efecto de o pequeño; mientras que un batolito grande se enfría en unos 10 mil años y produce una aureola de o extensa .

El metamorfismo de o se caracteriza por una distribución de los grupos de minerales formados simultánea y concéntricamente respecto del cuerpo intrusivo y por un aumento de la intensidad de la recristalización y del grado metamórfico dirigido hacia el cuerpo intrusivo . Al cristalizarse el magma, acumula los componentes volátiles . A menudo, la última fase de cristalización es acompañada por la separación de una fase con alto contenido en componentes volátiles que puede salir del cuerpo intrusivo e infiltrarse en las rocas encajonantes a lo largo de fracturas o a lo largo de los bordes de granos . Para el caso de infiltración y metasomatismo de una roca encajonante de caliza, se produce un skarn, caracterizado por una mineralogía de silicatos de calcio formada por la introducción de componentes como SiO 2, Alp 3 y agua del cuerpo intrusivo a la caliza. El metamorfismo de o se produce en varios ambientes tectónicos, orogénicos y anorogénicos, en el interior de una placa tectónica o en los bordes . Las aureolas de o bien desarrolladas se forman en ambientes anorogénicos o en el interior de placas tectónicas donde los batolitos graníticos se intruyen a las rocas sedimentarias. La distribución concéntrica por zonas de los grupos de minerales metamórficos formados simultáneamente se da en los niveles medios y someros de la corteza terrestre, donde puede desarrollarse un gradiente marcado de temperatura .

CAP. 4 - Metamorfismo y rocas metamórficas -

Areniscas

Calizas Mármoles

Ftg. 4.5. Metamorfismo de o ígneo

4.4.2. Metamorfismo hidrotermal Cambios producidos por aguas magmáticas calientes en rocas preexistentes que originan adición o remoción de sustancias y algunas veces ambos procesos . Ejemplo: los feldespatos cambian a sericita o minerales de arcilla, el olivino a talco y serpentina, la biotita a clorita, los piroxenos y anfíboles cambian a clorita y serpentina, respectivamente.

4.4.3. Metamorfismo pneumatolitico Cambios producidos principalmente por la acción de los gases que es el estado supercrítico entre el líquido magmático y el hidrotermal, muy relacionado con el pegmatítico. La temperatura varía entre 400 y 600 ºC.

4.4.4. Metamorfismo metasomático Consiste en la introducción o remoción de ciertas sustancias eón los cambios químicos y minera lógicos de las rocas afectadas . Esta alteración metasomática es de gran importancia cuando se presentan calizas en las aureolas de determinadas intrusiones ácidas-intermedias. La sílice, el hierro y magnesio se introducen en las calizas para originar minerales calcosilicatados conocidos con el nombre de skarn.

4.4. 5. Metamorfismo geotermal También conocido con el nombre de «pirometamorfismo». Se produce por efecto del calor terrestre o grado geotérmico, sin intervención del magma y produce la recristalización de las rocas.

-


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4.4.6. Metamorfismo dinámico-cinético (dinamometamorfismo) Metamorfismo producido en áreas de gran actividad tectónica (fallas y pliegue s) que origina camb ios estructurales en las rocas, texturas, neoestructuras y reorientación de los minerales. El efecto más apreciable es la aparición de planos de disyunción o de exfol iación que provocan pizarrosidad o esquistocidad . La presión es el factor predominante pa ra que se produzca el metamorfismo din ámico . Puede t ratarse de la presión litostática debido al peso de las rocas superiores o a la carga sobreyacente o del esfuerzo elástico (estress) . Ejemplo : la catáclasis, es decir, la rotura mecánica de una roca por metamorfismo dinámico que se produce localmente en zonas de fallas . El metamorfismo por soterramiento (o hundimiento) resulta de una carga sobreyacente en un ambiente relativamente estático.

4.4. 7. Metamorfismo regional Se desarrolla en áreas muy grandes, particularmente, en la s regiones donde se formaron montañas (cinturones móviles u orogénicos) y cord illeras. Por lo general, va acompa ñado de una deformación, má s o menos intensa, provocada por presiones directas y cizallamiento que dan por resultado roca s con características textura les y estruct urales típicas como las sigu ientes: Temperatura (ºC)

o

200

400

600

800

1000

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10

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25

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Cuarzo

Coe;¡;a -

30

-- --

F,g. 4.6. Prinapales tipos de metamorfismo

100

CAP. 4 - Metamorfismo y rocas metamórficas

Esquistocidad. Orientación paralela o subparalela de los granos minerales. La esquistocidad planar es más común en los sedimentos arcillosos metamorfoseados o micaesquistos cuya estructura se debe a la ordenación paralela de los cristales tabulares de las micas . La esquistocidad planar bien desarrollada en rocas de grano fino se llama «pizarrosidad ». Foliación. Indica la estructura en la que ciertos m inerales se juntan en capas, lentejones o bandas durante el proceso metamórfico .

4.4.8. Clasificación por la posición en las placas tectónicas Los metamorfismos de o, de soterramiento y regional pueden ocurrir al interior de las placas tectónicas . Los metamorfismos de las dorsales oceánicas y de o pueden ocurrir en los bordes de placas divergentes . -

La catáclasis y, posiblemente, el metamorfismo de las dorsales oceánicas pueden ocurrir en los bordes de placas delimitadas por bordes transformantes. Los metamorfismos orogénico, dinamotérmico, regional, de o regional y la catáclas is pueden ocurrir en los bordes de las placas convergentes .

4. 5. Zonas metamórficas Zonas caracterizadas por la aparición de un mineral metamórfico. Los límites de la zona se denominan isógradas y son superficies a lo largo de los cuales el grado metamórfico es aproximadamente constante. En teoría, la superficie es el lugar geométrico de todos los puntos en los cuales se alcanzó la temperatura mín ima necesaria para la formación del granate .

Tabla 4.1: Zonas metamórficas Zona

Epizona

Mesozona

'

Katazona

Temperatura

300 ºC

300-500 ºC

500-700 ºC

Metamorfismo

Cinético

o

Regional

Rocas

Pizarra-fillita

Mármol-cuarcita

Gneis-anfibolita

-


4.6 . Facies metamórficas Complejos de rocas formados donde antes existían valores iguales de temperatura y presión. La composición mineral de las rocas metamórficas está en función de la composición química de estas y de las condiciones termodinámicas del metamorfismo . Roca s iniciale s de diverso origen ; pero similares entre sí por su composición química en condiciones termodinámicas iguales; se transforman en rocas metamórficas con igual asociación de minerales componentes. Las fac ies metamórficas se entienden mejor en los diagramas de temperatura y presión. Por debajo de 200 ºC, se encuentra la zona de diagénesis; sin embargo, este sector no se encuentra en la naturaleza.

o

1 Región de I diagénesis /

2000 • -

'

o

1 1 1 Facies Horfels Facies Horfels Hornblenda

1

. / /F ac1es Zeolita Facies Esquistos verdes

4000 -

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Facies EpidotoAnfibolita

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Facies Anfibolita

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20 E

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10

Región de Cristalización magmática y de anatexis

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8000 -

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Faci s Gra ulita 10000 -

o

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- 30

Facies Eclogita

200

400

600

800

Temperatura Fig. 4. 7. Facies metamórficas

1000

:::=.. :'2

e

u

-

1200

CAP. 4 - Metamorfismo y rocas metamórficas -

4. 7. Rocas metamórficas Rocas que provienen de rocas preexistentes (ígneas, sedimentarias, metamórficas) en las cuales han actuado procesos termodinámicos de presión, temperatura y fluidos mineralizantes. Su estructura principal es de foliación . Las rocas metamórficas se clasifican en:

Roca original Intensidad del metamorfismo Limolita ---+ Riolita

1 Granito Basalto Caliza Arenisca

\ Esquisto

-1..

+

Gneis

Mármm

Cuarcita

Fig. 4.8. Intensidad del metamorfismo en la roca original

Rocas metamórficas foliadas. Presentan foliación, es decir, estructura laminar u hojosa. -

Rocas metamórficas no foliadas. Son aquellas rocas que se presentan en forma masiva o compacta.

Tabla 4.2: Descripción de algunas rocas metamórficas foliadas

.

•• . .

•

+

Descripción

Minerales esencia les

Pizarra (Slate)

Rocas que presentan superficies planas, lisas y minerales muy finos. Son oscuras, negroverdosas y de poco grado de metamorfismo.

Caolín, micas.

Fil lita (Phyllite)

Rocas que se presentan brillantes y sedosas. Los minerales son gruesos y curvados.

Micas (clorita, caolín) .

Esquisto (Schist)

Rocas que presentan cristales grandes y minerales orientados. Tienen brillo nacarado.

Feldespato, cuarzo, clorita.

Gneis

Rocas que presentan bandeamientos, alternancias o lentejones de cristales gruesos. Indica mayor grado de metamorfismo.

Feldespato, cuarzo, hornblenda.

-


Tabla 4.3.: Descripción de algunas rocas metamórficas no foliadas Roca

Descripción

M inerales

Roca de grano fino y brillante. Proviene de la arenisca .

Cuarzo 95%.

Roca de granos finos a gruesos, de variados colores. Proviene de la caliza o dolomía . Es efervescente con HCI.

Calcita, dolomita .

Hornfels

Roca de granos muy finos y de color oscuro.

Cuarzo.

Skarn

Roca formada por minerales gruesos de calcosili catos .

Granate, epidota.

Cuarcita (Quarcite) Mármol

(Marble)

Tabla 4-4-: Clasificación de als rocas metamorfrcas ~~de ~

Pizarra

Muy fino

Filita

Fino -¡¡;

Esquisto Gneis

E

..

§

iE

~., ~E

Migmatita

Pizarrosidad excelente. superficies lisas sin brillo Se rompe a lo largo de superficies onduladas, brillo satinado

f'·¡¡ro!ita Lutitas. pelitas Pizarra

o

-e

<(

-~

Medio a grueso

Predominan los minerales micáceos foliación escamosa

Medio a grueso

Bandeado composicional debido a la segregación de los minerales

Medio a grueso

Roca bandeada con zonas de minerales cristalinos claros

Filita Esquisto. granito o rocas volcánicas Gneis. esquisto

Cuando el grano es muy fino. parce sílex. suele romperse en láminas

Cualquir tipo de roca

De grano grueso

Cantos alrgados con orientación preferente

Conglomerado rico en cuarzo

Mármol

Medio a grueso

Granos de calcita o dolomita entrelazados

Caliza. dolomía

Cuarcita

Medio a grueso

Granos de cuarzo fundidos. masiva. muy dura

Cuarzoarenita

Comeana

Fino

Normalmente roca masiva oscura con brillo mate

Antracita

Fino

Roca negra brillante que puede mostrar fractura concoide

Brecha de falla

Medio a muy grueso

Milonita

Fino

Metaconglomerato

Fragmentos rotos con una disposición aleatoria

Cualquier tipo de roca Carbón bituminoso Cualquier tipo de roca

4 .. 8. Aplicaciones y focalización en el Perú Las rocas metamórficas se utilizan como rocas ornamenta les en la industria del vidrio y cerámica, así como en la fabricación de refractarios ácidos. También como materia l de construcción de viviendas (en enchapes y acabados), muelles y escolleras. En el Perú, se encuentran, por ejemplo, en Lima, Arequipa, Valle del Mantaro y Cordillera Oriental.

Deformación de la corteza terrestre 5. 1. Ramas afines A continuación, se presenta las ramas de la geología que más se relacionan con el estudio de la deformación de la corteza terrestre. -

Geología estructural. Se ocupa del estudio de los grados de deformación que sufren las rocas a una escala bastante local. El objetivo de la geología estructural es el estudio de la estructura de la corteza terrestre o de una determinada región. Para ello, hace levantamiento de planos geológicos, análisis de la deformación tectónica de las rocas presentes y reconocimiento de las estructuras tectónicas en un sector (fallas, diaclasas, pliegues y discordancias). Geotectónica. Estudia la arquitectura del globo terráqueo, es decir, los grados de deformación ; pero a una escala regional. Microtectónica. Estudia los grados de deformación que sufren las rocas y minerales a una escala microscópica. El conocimiento de estas tres ramas es importante en la ingeniería . Por ejemplo, en el campo de la geotecnia permite evitar muchos fracasos y accidentes en la ejecución de diversas obras; en la minería, el conocimiento de las deformaciones ayuda a ubicar y dimensionar los recursos minerales en las etapas de la exploración y explotación.

5.2 .. Mecánica de la deformación Como se sabe, la Tierra está sometida a una dinámica continua que va a provocar, fundamentalmente, dos tipos de movimientos : epirogénicos y orogénicos que originan, a su vez, una serie de deformaciones en las rocas, como los pliegues y las fracturas . La mecánica de deformación que sufren las rocas es muy parecida a la de los metales y pasa por tres etapas conocidas : elasticidad, plasticidad y ruptura . También se ajusta a los diagramas de esfuerzo y deformación que se utilizan en la teoría de la elasticidad (ley de Hooke).

-


5.2. L Esfuerzo elástico o tensión (stress), deformación (strain) y las constantes elásticas - Tensión (S). Se define como la fuerza F por unidad de área A: F/ A; donde F es la fuerza ap licada uniformemente a una pequeña superficie de área.

Presión o tracción. Se refiere a la tensión dirigida perpendicu larmente al área, sea

-

ej ercida hacia el cuerpo sob re el que actúa (p res ión) o en sen t ido con trario (t racción) . La pres ión causa un acortam iento en el int erior del cuerpo en que actúa y, por el contrario que la tracción , produce un alargamiento .

Rasgos Tensionales

Rasgos Compresivos

Rasgos de Cizalla

Estiramiento y adelgazamiento

Plegamiento

6 Fallamiento

'

/ 1

I

¿_ z

1/

1R

~

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Cizalla

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~

Fallamiento

Fallam iento

~

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7 1

I

~

F,g. 5. 1. Mecánico de deformación de las rocas

La deformación longitudinal (E 1) es la re lación entre el alargamiento o el acortam iento causado por una tensión y la longitud original I antes de la aplicación de la t ensión :

1:::. 1

La deformación transversal (E) se define como la relación entre la variación de l ancho 1:::. a causad a por una t ensión y el ancho primitivo a del cuerpo antes de la aplicación de la te nsi ón :

€a= 1:::. a/a.

1

CAP. 5 - Deformación de la corteza terrestre

117

5.2.2. Coeficiente de Poisson Cuando un cuerpo se acorta, por efecto de una compresión, se alarga en la dirección perpendicular a la compresión. Un cuerpo alargado, por efecto de una tracción, disminuye su ancho en la dirección perpendicular a la tensión. La relación entre la deformación longitudinal E y la deformación transversal 6 a se denomina «coeficiente de Poisson p ». 1

p

= Ll a/ Ll = (Ll a/a)/( Ll 1). 1

1

/

Cuando una tensión actúa en un cuerpo en una dirección y el volumen del cuerpo es constante, el coeficiente de Poisson tiene su valor máximo igual a 0,5.

Rango del coeficiente de Poisson p

Tipo de roca Roca consolidada, no alterada 1

0,2-0,3

Roca sedimentaria clástica 2

0,02-0,05

l. Por ejemplo: calizas de grano fino y rocas cristalinas. 2. Varían con la porosidad y el estado de meteorización.

5.2.3. Módulo de Young E En el caso de tensiones de compresión o de tracción que dan origen a una deformación pequeña, la magnitud de esta deformación es proporcional a la tensión según : E

=k x S =(I /E) x S -+ S = Ex E

Donde : -

S = Tensión

-

E= Deformación

-

E= Constante de proporcionalidad denominada «módu lo de Young» .

Para un sólido con un módulo de Young (E), de valor numéricamente alto, la deformación causada por una tensión dada será menor en comparación a un sólido de E de valor más pequeño. Los valores de E pueden verse en la siguiente tabla:

-


Tabla 5. 1:Valores de E Resistencia a la compresión en kg/ cm2 (valores límite)

Resistencia a la tracción en kg/cm2

Resistencia al cizallamiento en kg/cm2

Basalto

1500-4 500

150

300

Granito de grano fino

2 000-2 500

65-115

150-160

Granito de grano grueso y en general

370-3 790

30-80

100-300

Pórfido de cuarzo

1500-3 500

65

150

Tipo de roca

Cuarcita

260-3 200

Mármol

310-3 000

30-90

100-300

Caliza en general

60-3 600

10-117

35-200

Caliza porosa

400-800

Dolomía

790-1300

16-28

70-75

Arenisca en general

100-3 000

10-43

46-150

Arenisca calcárea

900-3 000

Arcilla esquistosa

600-3 130

250

50-250

Gneis

810-3 270

<650

Nota. Fuente: Schmidt-Thomé ( 1965). De Schmidt-Thomé, P. ( 1972):Tektonik. -Vol.11 de Brinkmann, R. (ed): Lehrbuch der Allgemeinen Geologie, Enke (Stuttgart) .

5.2.4. Módulo de rigidez o de cizallamiento El esfuerzo de cizallamiento es la tensión que actúa paralelamente al área y da origen a una deformación por fractura . La deformación por cizallamiento se expresa por el ángulo de deformación
=µX

En esta relación , µ es la constante de proporcionalidad denominada módulo de rig idez o de cizallamiento y
CAP. 5 - Deformación de la corteza terrestre -

la mayoría de los demás materiales; µ aproximadamente y numéricamente vale la mitad de E.

5.2.5. Compresibilidad y módulo volumétrico Al considerar un cuerpo de volumen V que está sometido a una fuerza de compresión uniforme en todas las direcciones; en consecuencia , disminuirá su volumen en una cantidad 6. V. La compresión ejercida sobre este cuerpo es proporcional a la deformación, es decir, a la relación entre la variación del volumen y el volumen primitivo de este cuerpo, antes de la aplicación de la compresión según: \ ompresión

= k{ó V/V}

Donde la constante de proporcionalidad k se denomina «compresibilidad» . El valor recíproco de la compresibilidad 1/k = k' = Scompres1on .. /(6. V/V) se denomina «módulo volumétrico ». La s relaciones entre la s constantes elásticas arriba introducidas son las siguientes:

Las ondas sísmicas se propagan en las sustancias sólidas; de tal modo que la deformación de la s partículas que constituyen la sustancia sólida pasan por la sustancia a una velocidad que depende de sus propiedades elásticas y de su densidad.

Fuerza. Es un empuje o tracción ; por lo tanto, tiene que indicarse su dirección y magnitud .

.'-

------,

r-----,

1

1

1...._

+-

1 1

______ J

1

- -----

-+--

Tracción

Compresión

Deformación simple u homogénea, o cizalla

Flexión Torsión

--.etl•füiii:iN!MiHI-ME·ti·i@Ghii+E

-


Esfuerzo. Intensidad de las fuerzas internas que responden a la fuerza externa aplicada a un cuerpo.

Deformación. La deformación de un cuerpo implica el desplazamiento de unas partes con relación a otras y su medida proporciona datos sobre los cambios de forma, volumen o ambas a la vez.

-

Deformación (strain) por dilatación. Relación de la variación en la distancia entre dos puntos distintos y separados (A y B) que se produce por un movimiento de dilatación y de la distancia original entre estos dos puntos. Se produce cuando un cuerpo está

sujeto a un esfuerzo provocado por fuerzas de superficie externas o por fuerzas de tipo gravitatorio.

-- - - - -- ________ ___ _ ,

p O"=-

A

esfuerzo de fluencia\

A

límite elástico

-Ir L -t-

_r _B_____- _ - _- _- _

límite de proporcionalidad

, ~:

'

esfuerzo elástico

esfuerzo último

limite interior de fluencia

esfuerzo de ---' ruptura

8

E=-

I< zona elástica zona plástica

j

_J

>1-..<---L----,)Hl<--zo_n_a_d_e_e_st_rl_cc_ió_n_ _ _ ),

L

zona de endurecimiento por deformación Fig, 53. Gráfico esft1erzo-

Resistencia. Capacidad de las rocas para resistir a la deformac ión cuando es sometida a esfuerzos (compresión o tensión), Ejemplo: un granito resiste fuerzas de compresión de 1 500 a 2 000 kg/cm 2 y fuerzas tensionales de 60 a 70 kg/cm 2 •

Oiastrofismo. Conjunto de fenómenos que resulta de la acción combinada de los agentes de la dinámica interna, especialmente de los movimientos orogénicos. Su efecto mecánico son las fallas, pliegues, diaclasas o modificaciones físico-químicas que originan otras rocas.


-

F1g. 5.4.Vista del proceso de d1astroftsmo en la corteza terrestre

5.3. Pliegues Son deformaciones plásticas que sufren las rocas (gene ralmente la s sedimentaria s); a manera de ondulaciones u olas . En un pliegue, se pueden observar la s siguientes partes: limbos {flancos). Lados de un pliegue. Plano axial. Plano imaginario que pasa por la mitad de un pliegue e inclu ye su eje . Eje del pliegue. Línea que une los puntos donde el pliegue es más agudo . Vergencia. Ángulo de inclinación del eje del pliegue respecto a la vertical. -

Rumbo y buzamiento. Rumbo es la dirección de una línea, producto de la intersección del plano de la estructura por medir con un plano horizontal; buzamiento es el ángulo diedro que forma el plano de la estructura por medir con el plano horizontal.

-


F,g. 5.5. Partes de

ángulo de inclinación

\

w1

pl,egue

Norte

Afioramiento de las rocas sedimentarias

Superficie horizonta resentado por el agua

F,g. 5.6. Rumbo y buzamiento de un estrato

5.3.1. Clasificación Las fuerzas tectónicas de la litosfera no solamente provocan una rotura de las masas rocosas; probablemente las rocas se deforman en una manera plástica (como plastilina o mantequilla) . Las rocas muestran pliegues o plegamiento .

Anticlinal (inclinados opuestamente). Pliegue convexo hacia arriba que muestra en la parte superior a las rocas o sedimentos más jóvenes.


-

Sinclinal (conjuntamente inclinados). Pliegue cóncavo hacia arriba, donde las rocas o sedimentos más jóvenes se van a encontrar en el núcleo del pliegue .

Pliegue simétrico. Pliegue cuyo plano axial es esencialmente vertical. Los limbos tienen el mismo ángulo de inclinación . Pliegue asimétrico. Pliegue con el plano axial inclinado . Los limbos se inclinan con ángulos diferentes.

Pliegue recumbente. Pliegue con plano axial esencialmente horizontal. Pliegue monoclinal. Pliegue que, generalmente, se forma por hundimiento de una parte de la cuenca .

Pliegues compuestos. Pueden ser los siguientes : Anticlinorio. Anticlinal gigante compuesto por muchos pliegues menores (magnitud de una montaña). Sinclinorio. Sinclinal gigante compuesto por muchos pliegues pequeños.

Pliegues isoclinales. Pliegues que tienen el mismo ángulo de inclinación . Domo. Levantamiento anticlinal que no tiene un rumbo definido . Hoya . Levantamiento sinclinal que no tiene un rumbo definido .

(b) Pliegues asimétricos

(a) Pliegues simétricos

El plano axial es vertical

(c) Pliegues volcados

Las capas en un limbo están más inclinadas que en el otro

Ambos limbos buzan en la misma dirección pero uno de ellos ha sido ladeado más allá de la vertical

F,g. 5. 7. Diferentes pliegues en función del plano axial

---~---- f

-


anticlinorio

Fig. 5.8. Pliegues compuestos

rocas modernas

rocas antiguas

hg. 5.9. Representación de un Domo y de una Hoya (Cubeta)

5.4. Fracturas Cuando se pasa el límite de plasticidad se llega a la ruptura o fractura de las rocas que son principalmente de dos clases:

--

--

---·-------

Fig. 5. 1O. Fraeturam,ento de la corteza terrestre


-

5.4. 1. Diaclasas o junturas Se trata de fracturas que sufren la s rocas en las cuales no ha habido movimiento relativo a lo largo de la ruptura. Simplemente son grietas que ayudan al proceso de intemperismo; a la erosión, circulación de las aguas subterráneas y formación de algunos depósitos de minerales.

Ftg. 5. I I.Vista de un sistema de d1aclasas

5.4.2. Fallas Son fracturas que se producen en las rocas a lo largo de las cuales ha habido movimiento diferencial, es decir, ha ocurrido el desplazamiento de un bloque con respecto a otro. La palabra «falla» se refiere a su propio plano, denominado plano de falla. El origen de estos movimientos se debe a fuerzas tectónicas en la corteza terrestre que provocan roturas en la litósfera . Las fuerzas tectónicas tienen su origen en el movimiento de los continentes.

A. Partes de una falla:

-

Plano de falla: Es la superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que se separan en la falla. La orientación del plano de falla se describe en función del rumbo y el buzamiento como el ángulo entre el plano horizontal y el plano de falla

-

Bloques de falla: Son las dos bloques rocosos separados por el plano de falla. Cuando el plano de falla es inclinado, el bloque que se haya por encima del plano de falla se denomina bloque techo y al que se encuentra por debajo, bloque piso.

-

Desplazamiento: Es la distancia neta y dirección en que se ha movido un bloque respecto del otro .

-


--- --- ____

.,.

_____

--

- -

-- -- ---------------

AC = Desplazamiento neto AD = Desplazami·e nto horizontal AB = Desplazamiento en buzamiento AE = Desplazamiento vertical BC = Desplazamiento en dirección

9t4PMSS6H&W•

Fig. 5. I 3.Vista de la falla de San Andrés


B. Criterios para reconocer una falla -

Discontinuidad de estratos o de estructuras Repetición u omisión de estratos Alineamiento de estratos Alineamiento de manantiales Brecha de falla. Fragmentos angulosos a subangulosos de diferentes tamaños, cementados por una matriz muy finamente triturada . Milonita. Se produce debido a la fuerte fricción que sufren los bloques y que originan una trituración casi completa de la roca. Espejo de falla. Superficies pulidas y estriadas que resultan de la fricción a lo largo del plano de falla. Pliegues de arrastre. Flexiones que sufren las capas por resistencia a la fricción sobre el plano de falla.

C. Clasificación de las fallas a) Fallas con desplazamiento vertical

Falla normal (gravitacional). Se dice que es normal cuando el bloque techo desciende con respecto al piso y se produce un ensanchamiento en la corteza terrestre. Falla inversa. Cuando el bloque techo asciende con respecto al piso y se produce un acortamiento en la corteza terrestre.

Sobrecorrimiento. Falla inversa caracterizada por presentar un buzamiento menor o igual a 10º.

Fig. 5. 14. Falla normal

hg. 5.15. Falla inversa

-


b) Fallas con desplazamiento horizontal

F1g. 5. 16. Falla siniestra/

Fig. 5. I 7. Falla destral

-

Pilar Tectónico- Horst. La parte central de un conjunto de fallas asciende respecto a las laterales.

-

Fosa Tectónica- Graben . La parte central de un conjunto de fallas desciende respecto a la s laterales.

-

Falla escalonada . Conjunto de fallas distribuidas en forma de escaleras .

··-----··------ - ---- - ---- --

lfflC=l·M%M-1·11ir1ilíH'iiiéMIII e) Ejemplos en el Perú y el mundo Casuarinas, Morro Solar (Lima), La Oroya, Callejón de Huaylas (falla de Quiches), Junín (falla de Huaytapallana), NW Peruano. (Talara), Cajamarca y Arequipa; en el mundo: falla de San Andrés (California), falla Anatolia (Turquía), falla de Sagami (Japón), falla Rin (Alemania) y fallas submarinas.

CAP. 5 - Deformadón de la corteza terrestre -

5.5. Discordancias o disconformidades Superficies de erosión o de no-deposición que separan estratos más jóvenes de rocas antiguas. Son rasgos estructurales; aunque, en su origen, intervienen procesos erosiona les y deposicionales . Las disconformidades o discordancias se fo rman por la conjunción de sedimentación, fuerzas tectónicas y erosión . Los estratos generalmente representan, de abajo hacia arriba, una cronología temporal , donde los estratos inferiores son más antiguos que los estratos superiores . Si no hay sedimentación de una época o faltan estratos de ella, después de este tiempo empezará nuevamente la sedimentación y cubrirá los estratos viejos con depósitos horizontales . Al final, se encontrará un perfil de capas que presenta una ausencia temporal. La ubicación de estos estratos permite datar movimientos orogénicos y epirogénicos y realizar estudios de estratigrafía . El desarrollo de los estratos comprende varias etapas :

-

Formación de la roca más antigua . Seguido de un levantamiento y erosión subaérea. Finalmente, se depositan los estratos más jóvenes.

5.5.1. Clases de discordancias A. Discordancia angular Discordancia marcada por una divergencia angular entre las rocas más antiguas y las más jóvenes. Si no hay sedimentación, pero existe actividad tectónica; los estratos viejos se inclinan o presentan fuertes deformaciones. Los estratos jóvenes todavía no existen y, por eso, no muestran deformaciones tectónicas . En una etapa siguiente, se depositan los estratos modernos en forma horizontal.

Frg. 5.19. D1scordonoc angular

-


B. Discordancia paralela-erosiva En esta di scordancia , las formacione s en ambos lados son paralelas . Se genera cuando las rocas estratificadas son elevadas y expuestas a la erosión ; además se hunden más tarde, sin ser plegados, para recibir el depósito de nuevos sedimentos . Si un sector tectónico se hunde lentamente, el mar puede ingresar hacia el continente . Este fenómeno es conocido como transgresión . C. Discordancia no concordante-inconformidad Se produce principalmente cuando la roca más antigua es de origen plutónico .

Fig. 5.20. lnconform,dad

5. 6. Planos geológicos En la mayoría de casos, las rocas de la corteza terrestre muestran varios tipos de planos geológicos. Existen, en general, dos tipos de planos:

-

Foliaciones primarias. Se originan antes de la litificación, es decir, durante la deposición . Ejemplos : estratos y flujo magmático.

-

Foliaciones secundarias. Tienen su origen después de la litificación . Son todos los planos formados por fuerzas tectónicas presentes en la corteza terrestre. Ejemplos: diaclasas y fallas.

Para definir matemáticamente la orientación de un plano en la naturaleza (estrato, falla o diaclasa), se usan el rumbo, la dirección de inclinación y buzamiento.


5.6. 1. Rumbo y buzamiento Las deformaciones que afectan las rocas pueden ser representadas en un plano geológico; para lo cual se toman dos parámetros importantes con el uso de la brújula : Rumbo. Dirección de una línea, producto de la intersección de la estructura que se medirá con un plano horizontal imaginario. Buzamiento. Ángulo diedro que forma el plano de la estructura por medir con el plano horizontal imaginario.

-------- - - .. - ---- - -- --------

-,

Plano de estratificación

Superficie horizontal del agua

1 1

Los 50º de buzamiento es ángulo entre el plano horizontal y el plano incl de estratificación, medido un plano vertical que es perpendicular al rumbo

A.

50º

7

F,g. 5.2 I. Rumbo, buzamiento y simbología de un estrato

5. 7. Tipos de brújula de minero Para tomar datos tectónicos de planos geológicos en terreno, se usa la brújula de minero . Existen dos tipos muy difundidos para tomar los datos de las diferentes estructuras geológicas : -

Brunton. Se usa para mediciones de rumbo y buzamiento (mediciones del tipo "medio círculo" y "americano").

-


Espejo

Pendiente Limbo graduado

Nivel tubular del clinómetro

Nonio

Pínula mayor\. Nivel tubular del clinómetro

k .. ·· LINEA AXIAL O EJE

T

Limbo graduado

LINEA AXIAL Limbo O EJE del clinómetro

Aguja magnética

Fig. 5.22. Brújula de tipo Brunton

Freiberger. Para mediciones azimutales o de círculo completo (dirección de inclinación/ buzamiento).

Aguja negra

Botón para Placa para medir la _ _....__ _ _ __ _ _ _ _liberar aguja ~

Aguja roja

Sector rojo

3 = 30 6 = 60 9 = 90 .. =45

Nivel

Escala de manteo

Fig. 5.23. Brújula de tipo Freiberger

Sector rojo (falta la indicación)


5.8. Tipos de datos tectónicos Existen tres tipos de notaciones de datos tectónicos : -

Círculo completo. Dirección de inclinación/buzamiento (ejemplo : 320/65). Es de notación más sencilla y eficiente; ya que solo dos números permiten la descripción de cualqu ier plano .

-

Medio círculo. Alineamiento/buzamiento dir. (ejemplo: 50/65NW) . Este tipo de medición, aunque existe todavía, casi no se usa .

-

Tipo americano. N rumbo, E/W buzamiento dirección (ej . NS0ºE;6SºNW) .

Tabla 5.2: Notación y datos tectónicos Tipo de notación

Datos

Ejemplo

Círculo completo

Azimut (0º-360º) Buzamiento (Oº-90º)

237 / 64

Medio círculo

Alineamiento (0º-180º) Buzam iento (Oº-90º) Dirección de buzamiento (cardinales)

178/37 E

Americano

Rumbo (0º-90º) Buzamiento (Oº -90º) Dirección de buzamiento (cardinales)

N 28º W; 68º NE

Formación de montañas y evolución continental Montaña es cualquier porción de la corteza terrestre que se eleva significativamente, con respecto al área circundante . Esta diferencia de elevación debe ser de por lo menos 300 metros . Generalmente, una montaña no es un hecho geológico aislado; sino un grupo de promontorios que forma cadenas montañosas y, a su vez, varias de estas conforman sistemas o cinturones de montañas. La orogénesis es el conjunto de procesos geológicos producidos en los bordes de las placas tectónicas que dan lugar a la formación de un orógeno o cadena montañosa . Estos procesos comprenden lo siguiente : -

Patrones peculiares de deposición. Rocas sedimentarias de aguas someras y de aguas profundas gruesas, del flanco interior y de la parte central del cinturón de montañas, respectivamente . Gruesos paquetes de areniscas y conglomerados se acumulan hacia el final de la historia de la cadena de montañas, a medida que se va erosionando.

-

Deformación. Abarca el plegamiento yfallamiento de empuje lo que da como resultado el acortamiento de la superficie y el incremento del espesor de la corteza terrestre .

-

Metamorfismo. Se produce en facies de esquistos verdes y anfibolítico en el corazón de la cadena montañosa ; metamorfismo de facies de esquistos azules a lo largo de su borde exterior.

-

Actividad magmática. Formación de intrusiones. Los batolitos ácidos (graníticos) usualmente están asociados con la orogenia . Normalmente, a lo largo de la cresta de la faja montañosa, se emplaza una cadena de volcanes andesíticos.

-

Fosas oceánicas. A lo largo del borde exterior de los cinturones de montañas más activos, se ubica una zanja oceánica estrecha y profunda . Actividad sísmica . Grandes terremotos de poca profundidad se producen a lo largo de la pared interna de la fosa; luego suceden terremotos más profundos a lo largo de la zona de Benioff que se introduce debajo de la cordillera y alcanza profundidades de hasta 700 km .

-


Las montañas son altas porque la orogénesis acorta y engrosa la corteza ; mientras que la isostasia causa que la gruesa corteza se levante. Además, se tiene que cons iderar que : Los materiales uniformes que están comprimidos en una dirección tienden a dilatarse en di rección de la menor resistencia . Las rocas en capas se acortan y se pliegan ; pero la pila de estratos también se pone más gruesa . Las fallas de empuje engrosan la corteza y apilan porciones de corteza una sobre otra . Las intrusiones añaden volumen a la corteza. Una gran cantidad de magma nunca invade la corteza ; pero se acumula en su base; proceso denominado «recubrimiento inferior» (underplating) . En las zonas donde la corteza es más caliente, la expansión termal hace que las rocas sean más ligeras y flotables. Al igual que muchos procesos geológicos, las montañas cumplen un ciclo : nacen, tienen un vida finita y se extinguen . En función de sus rasgos actuales se pueden clasificar en :

-

Juveniles. Son altas y empinadas . De mediana edad. Se encuentran erosionadas. Antiguas. Yacen enterradas bajo rocas sedimentaria s.

La formac ión de montañas se ha producido repetidas veces durante el pasado geológico. Evidencias de estos procesos son los núcleos metamórficos, los cinturones " móviles" deformados y los sedimentos erosionados. Ejemplos : montes Apalaches y Urales. Sin embargo, la formación de montañas sigue produciéndose en la actua lidad; es un fenómeno que puede observarse, por ejemplo, en la cordillera Alpino-Himalayense, la cordillera de los Andes y las montañas Rocosas (desde Cape Horn hasta Alaska) y los terrenos montañosos del Pacífico occidental. Antes de la tectónica de placas, la formación de montañas no se ente ndió claramente . Varias hipótesis trataban de explicar este hecho, algunas las consideraban como "arrugas de un planeta enfriándose y contrayéndose o " levantamientos". Los mayores cinturones montañosos de la tierra se ilustran en el siguiente gráfico:

CAP. 6 - Formación de montañas y evolución continental

Caledónides

Cordillera de los Andes '

-

-

I

Fig. 6. / . Prmc1pales cinturones de montañas de la Tierra

No es sencillo elaborar una clasificación definida ; pues muchos procesos se superponen. Pero se puede observar la formación de montañas, desde dos perspectivas : la fuente de energía que la conduce (calor o mecánica) y su relación con la tectónica de placas (bordes divergentes, convergentes y transformantes) . La siguiente tabla ilustra algunos de los procesos y cómo se traslapan . Tabla 6. 1: Procesos en la formación de montañas

Esfuerzos

Tipo de montañas

'

Fuente de energía

Levantamiento vertical + acumulación

Volcanes de puntos ca lientes

Levantamiento vertical + tensión

Zonas de rift oceánicas

Tensión (del levantamiento)

Zonas de rift continentales

Conducción mecánica

Acumulación+ compresión

Volcanes de subducción

Conducción térmica

Tipo de borde de placa Aislado

Conducción térmica

Divergente

Convergente Compresión

Montañas de colisión

Conducción mecánica

-


6.1. Calor y energía mecánica En primer lugar, la formación de montañas se debe a la acción del calor. El calor del interior de la Tierra calienta la envoltura litosférica y causa su extensión y levant amiento . La superficie es empujada hacia arriba . A menudo, los volcanes están asociados a estos procesos. Se incluye a los volcanes de puntos calientes (hot spots ) y de subducción; los primeros se desarrollan en el modelo de rift; los segundos se generan a lo largo de zonas de subducción en márgenes convergentes de placas, son las montañas del t ipo andino, que desarrollaremos más adelante. En segundo lugar, la formación de montañas es mecánica. Esto significa que lo fluente de las rocas en el manto y en la litósfera coloca a ciertas porciones de la corteza terrestre bajo tensión; mientras que otras son puestas bajo compresión, depend iendo de donde se encuentren con respecto a las corrientes de convección. El relieve (conjunto de formas que modelan la superficie de la corteza terrestre) se configura; fundamentalmente porque los bloques de la corteza ascienden o descienden uno con respecto al otro o se traslapan. Para entender los procesos de formación de montañas, los geólogos estudian las actuales colisiones tectónicas y los cinturones de montañas antiguos . Estas investigaciones permiten formular hipótesis y algunos modelos.

6.2 . Modelos de formación de montañas 6.2. 1. Modelo general Los geólogos han desarrollado un modelo general para explicar la formación de la mayoría de montañas. Este modelo implica tres etapas: (1) acumulación de sedimentos, (2) un periodo orogénico de deformación de las rocas y engrosamiento de la corteza y (3) un periodo de elevación de la corteza causada por el rebote isostásico y fallamiento en bloques . A su vez, estas últimas dos etapas implican la convergencia de placas tectónica s de la corteza que proveen los esfuerzos de tensión y compresión que producen la deformación, el levantamiento y fallamiento de las rocas . Normalmente, los cinturones de montañas contienen numerosos estratos de rocas sedimentarias y rocas volcánicas e ígneas . Estas acumulaciones pueden ser de varios kilómetros de espesor y la mayor parte fue depositada originalmente en un ambiente marino . Las capas de las rocas sedimentarias están compuestas de partículas que provinieron de masas terrestres cercanas . Estas partículas fueron liberadas de rocas por intemperismo y luego transportadas porfuerzas erosivas al borde de la corteza continental (ver cap. 3). Más allá del borde de los continentes, estos sedimentos son litificados y forman lutitas, ca li zas y areniscas que constituyen las plataformas continentales, taludes y elevaciones. Las acumu laciones de roca vo lcán ica se desarrol lan a lo la rgo de los márgenes convergentes donde la subducción origina plumas de magma que van a formar plutone s y volcanes . Los volcanes, por lo común, se organizan en filas, llamadas «arcos de islas », y se ubican perpendicularmente respecto a la dirección de movimiento de la corteza .

CAP. 6 - Formación de montañas

y evolución continental -

En la etapa orogen1ca de la formación de montañas, los sedimentos acumulados se deforman por las fuerzas compresivas de la colisión de las placas tectónicas . Esta convergencia tectónica puede ser de tres tipos: continente-arco, continente-océano o continente-continente . La convergencia continente-arco ocurre cuando un arco de islas choca con el borde de una placa continental. En esta convergencia, el área de la placa oceánica entre el arco y el continente es destruida (subducida) en la astenósfera y las rocas volcánicas, además los sedimentos asociados con la isla y el arco son incrementados (acrecionados) al borde del continente con el paso del tiempo. Este tipo de colisión, según algunos investigadores, pudo haber sido responsable de la creación de Sierra Nevada en California, durante la era mesozoica. En tanto que en una convergencia continente-océano, la colisión de océano y las placas continentales causa la acreción de depósitos sedimentarios marinos en el borde del continente . La convergencia continente-continente ocurre cuando una cuenca oceánica se cierra y dos placas continentales colisionan; de este tipo de convergencia surgieron los Himalayas, los Urales y los Apalaches . En los tres tipos de convergencia tectónica, las capas de rocas, que alguna vez estuvieron localizadas en la cuenca oceánica, fueron forzadas a ingresar en un área cada vez más pequeña. Esta compresión provocó que las capas planas sedimentarias fueran plegadas y elevadas. Cuando la fuerza de compresión se hace más grande que la habilidad de rocas para deformarse, ocurre el fallamiento. Las fuerzas de compresión típicamente resultan en fallamiento inverso . Otra consecuencia de la etapa orogénica es el metamorfismo regional y la incursión de plumas de magma, plutones y volcanes en la cadena de montañas creciente .

6.2.2. Formación de montañas en los márgenes de placas La formación de montañas está asociada con los tres tipos de bordes de placas: divergente, convergente y transformante. Solo nos ocuparemos de bordes de placas divergentes y convergentes . El ciclo de Wilson explica que los acontecimientos comienzan con márgenes de placas divergentes (la tensión produce sepa ración) y acaban en los márgenes de placas convergentes (la compresión conduce a colisión) . Esta es la dinámica que se intenta reflejar en la siguiente clasificación . Aunque desarrollaremos las zonas de Rift continentales, los volcanes de subducción y las montañas de colisión .

A. Modelo de márgenes de placas divergentes: Zonas de Rift continental Los márgenes divergentes de una placa son creados dentro de los continentes por esfuerzos tensionales. Aquí se puede ver justamente los principios de formación de montañas de tensión. La formación de montañas de tensión es casi siempre del tipo de bloques fallados

-


(horsts y graben) . Cualquier condición que desgarra la corteza puede causar este fallamiento . Para que esto ocurra, algo debe crear la tensión que desgarre la corteza . Hay condiciones donde los esfuerzos de tensión funcionan horizontalmente, paralelos a la superficie de la Tierra (por ejemplo, en los bordes transformantes de las placas) ; pero muchas veces la tensión ocurre porque la corteza es levantada por el calor ubicado abajo, semejante a un punto caliente . Levantar la corteza es algo como inflar un globo : la superficie se estira . Cuando la corteza se estira, las rocas se agrietan y fragmentan en bloques. También se abren brechas. Siguiendo las superficies de ruptura los bloques se deslizan por gravedad. El graben es el bloque fallado que se hunde y como va hacia abajo, forma un valle (ver fig. 6.2) . Los bloques de cada lado del valle que no se deslizan forman montañas tipo horst. Este proceso sucede en decenas de miles de hechos diminutos, donde cada uno crea una abertura pequeña ; la suma total expande la tierra muchos kilómetros .

Estado inicial de la corteza

Tensión, estiramiento y agrietamiento

Calor y abultamiento ascendentes

t

Caída del bloque por fallamiento normal

'',,

_______

Descenso del graben por acción de la gravedad

_,



Estas fallas pueden ser muy grandes. Por ejemplo : la "desavenencia africana del este", localizada al oeste de Nairobi (Kenya). Las "montañas" son bloques de horst y el valle es el graben . Es posible, claro está, que el bloque horst ascienda; pero la mayoría de las veces esto no tiene importancia, solo es observado el movimiento relativo . Si un bloque va arriba, el otro debe ir abajo y viceversa . B. Modelo de márgenes de placas convergentes: Zonas de subducción Los márgenes convergentes de una placa existen cuando dos placas se mueven una hacia la otra . La convergencia comienza cuando la litósfera oceánica se de-sacopla, es decir, se quiebra en algún lugar y desciende en el manto a lo largo de una zona de subducción. La corteza oceánica es la que siempre se desacopla y desciende; la corteza continental es demasiado ligera para subducirse. Las zonas de subducción se pueden formar en cualquier parte de una cuenca del océano y pueden enrumbarse en cualquier dirección. Puede generarse más de una subducción en una cuenca oceánica simultáneamente . De esta manera, es posible una sucesión compleja de formación de montañas y esto no es raro. La formación de montañas convergentes es compleja en sus mecanismos. Aunque la convergencia es compresiva, la formación de montañas puede ser conducida, ya sea por calor, energía mecánica o una combinación de ellas. Sin embargo, aún en los casos conducidos por el calor, es la compresión la que, finalmente, genera el calor. Entonces, se tienen que entender las relaciones y los procesos que las operan. Las montañas resultan por subducción o colisión.

6.2.3. Orogénesis en márgenes convergentes Las montañas aparecen formadas en "cinturones" porque la tectónica compresional afecta los márgenes de la placa . La orogénesis en márgenes convergentes es de cuatro tipos y se muestra en la siguiente tabla : Categoría

Convergencia

Tipo de orogénesis

Océano-océano

Aleutiano

Océano-continente

Andino

Océano-continente

Terrenos sospechosos

Continente-continente

Himalayo

Subducción

Colisión

-


A. Orogenia de subducción Exi sten dos tipos de orogenias de subducción: las que ocurren dentro de cuencas oceánicas (tipo de arco de islas) y las que descienden debajo de los continentes (tipo andino). La orogenia de tipo de arco de islas se presenta en las islas de Japón y las Aleutianas. Aquí el levantamiento es en su mayor parte conducido por el calor, ya que el magma se eleva de la zona de subducción . Además, el volcán m ismo construye una montaña encima del abultamiento . Ejemplos de la formación de montañas de tipo andino son las cordilleras de los Andes y las Cascadas . Aquí también hay abultamientos por el ca lor en el cont inente ascendente y los volcanes construyen encima de ellos . Ambos tipos orogénicos de subducción tienen numerosos procesos y generan una gran diversidad de rocas y estructuras 1 .

B. Orogenia de colisión La segunda categoría de orogen ias de placas convergentes son las de colisión. Hay de dos tipos: el tipo del arco de islas-continente y el tipo continente-continente. En ambos casos una cuenca oceánica desciende completamente debajo de la otra por una zona de subducción hasta que desaparece totalmente . Se le llama «cuenca oceánica remanente» (COR) porque es el rezago de cuencas anteriores. Los bloques flotantes pueden ser arcos de islas, microcontinentes, continentes o alguna combinación de estos, situados a cada lado del océano y no tienen más alternativa que colisionar. En la figu ra 6.3, se observa que los cortes transversales, por encima del modelo del arco de islas-continente, la colisión no ha tenido lugar todavía ; pero es inminente. A su costado, la colisión continente-continente ha ocu rrido y un continente se ha colocado sobre el otro. En ambos casos, la zona de subducción actúa como una rampa y un bloque resbalará sobre el otro . El bloque cabalgante es un hinterland (región interior) y el bloque cabalgado es el foreland (antepaís) . Es importante tener en cuenta la siguiente observación : no es posible que sucedan las orogenias de la colis ión, sin que por lo menos uno de los bloques flotantes haya tenido antes una orogenia de subducción, de tipo aleutiano o andino; ya que esta es la única forma en que una cuenca oceánica puede cerrarse. Al igual que con las orogenias de subducción, las orogenias de colisión producen una gran va riedad de rocas y estructuras . Para más detalles, veáse el ciclo Wilson, estadios F y H.

Para más detalles completos y explicaciones, ver el ciclo de Wilson, estadios E y G. Recomendamos la lectura de: Physics and Geo/ogy. 2.' ed.J.Ajacobs, R.D. Russell y J.T.Wilson, McG raw Hill. NewYork. 622 pp. 1974.

CAP. 6 - Formación de montañas y evolución continental

-

El ciclo de Wilson FASE B. Punto caliente y fracturamiento

FASE A. Cratón estable

FASE C. Creación de nueva corteza oceánica Borde divergente inicial

FASE D. Bordes divergentes

\f::.:2~~'\2L' TJ!t!>

+

FASE E. Creación de un borde convergente Formación de montañas tipo arco de islas volcánicas

FASE F. Colisión arco de islas - continente Formación de montañas

~------·

-.

... _

FASE G. Formación de montañas cordilleranas

FASE H. Colisión continente-continente Formación de montañas

...

'

FASE l. Cratón continental estable

'· F,g. 6.3. Diagrama esquemát,co de las fa ses del ciclo de W1lson

f

-


Orogenia de subducción

. _................ -.., . . v, .."' ".,,.., .

........ ;f,

'

....

11'

11' 1

y .....

7 ••

4

""'"

1'

Tipo aleutiano

Tipo andino Orogenia de colisión r;,;:,,

Antepaís .. --.....

t..,

.. • • A

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...

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v ..... " ..... y ..

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~"" -..,

Hinterland Hinterland

1

•

V'-C"

¡,, _,-. V ... ..,.

Tipo terreno sospechoso Fig. 6.4. Orogenia en márgenes convergentes

6.2.4. Orogénesis de tipo aleutiano (convergencia océano-océano) En este tipo orogénico, dos placas oceánicas convergen y una es subducida debajo de la otra. El magma de la placa subducida crea los volcanes. Dado que ambas placas son basálticas, la mayoría del volcanismo es basáltico. En un inicio, el resultado es una cadena de islas; pero la subducción largamente sostenida y la acumulación de rocas volcán icas y sed imentos pueden crear una gran extensión de tierra firme . Ejemplos de esta convergencia son la s islas Aleutianas, las Marianas y las Antillas Menores. La pregunta es si en el pasado lo fueron el istmo de Panamá, Cuba y las Antillas Mayores. El arco de islas volcánicas se forma con la subducción continuada de litósfera oceánica y puede tener rasgos muy grandes. La mayoría de estas se encuentra en el Pacífico. El prolongado desarrollo da como resultados una topografía montañosa compuesta por rocas ígneas y metamórficas. Japón, por ejemplo, es un arco de islas.

6. 2. 5. Orogénesis de tipo andino (convergencia océano-continente) Es la formación de montañas a lo largo de márgenes continentales. Involucra la convergencia de una placa oceánica que desciende y una placa cuyo borde frontal contiene corteza continental que se escurre encima de la otra. La placa descendente es de corteza oceánica . Se trata del cinturón orogénico más "típico". El volcanismo inicial es basáltico; pero por fusión de las rocas incrementada al mezclarse con fragmentos de la corteza resulta de tipo andesítico y, finalmente, el volcanismo

1


y evolución continental

145

termina siendo ácido (se forman riolitas) . Ejemplos : la Cordillera de los Andes, Indonesia y Japón. En el pasado, seguramente lo fue la cadena de la costa de California .

Astenosfera

1

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Astenosfera

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Fig. 6.6. Esquema básico del desarrolla de la aragénes,s andina

-


A. Fases de desarrollo a) Margen pasivo En esta fase el margen continental es parte de la misma placa, al igual que la corteza oceánica inmediata . La deposición de sedimentos en la plataforma continental está produciendo una cuña potente de sedimentos de agua poco profunda .

Margen continental

1

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F1g. 6. 7. Orogenia upo andino en la fase de margen pasivo

b) Margen activo En esta fase, se forman zonas de subducción y empiezan los procesos de deformación . La convergencia del bloque continental y la placa oceánica al subducirse provoca la deformación y el metamorfismo del margen continental. Asimismo, se desarrolla el arco volcánico continental y se forman los prismas de acreción.

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Arco volcánico continental

F,g. 6.8. Orogenia upo andino en la fase de margen activo



B. Prisma de acreción Es la acumulación caótica de rocas sedimentarias y metamórficas con los fragmentos de corteza oceánica .

C. Composición de las dos zonas aproximadamente paralelas -

Arco volcánico Se desarrolla en el bloque continental. Consiste en grandes cuerpos intrusivos entremezclados con rocas metamórficas de alta-temperatura .

Los prismas de acreción Segmento que da al océano . Se compone de sedimentos plegados, fallados y metamorfoseados; así como de escombros volcánicos .

D. Cordillera de los Andes Es uno de los mejores ejemplos de un cinturón orogénico activo de tipo andino . Se presenta la subducción de la placa de Nasca bajo el borde occidental de la placa sudamericana . Los volcanes activos de Arequipa, Moquegua yTacna son una parte del arco volcánico continental.

6.2.6. Orogénesis de tipo terreno sospechoso (convergencia terrenocontinente) Es un t ipo de orogénesis recientemente descubierto y ocurre, eventualmente, en la mayoría de cinturones orogénicos . Los fragmentos pequeños de corteza chocan y se unen a los márgenes continentales; como resultado, muchas regiones delimitadas por fallas y rocas adyacentes son abruptamente diferentes; los bloques acrecionados de corteza se llaman "terrenos sospechosos". A menudo, la subducción del océano bajo el continente pondrá en o un continente con un arco de islas o un fragmento continental pequeño . Este t ipo de orogénesis es responsable de muchas de las regiones montañosas que circundan el Pacífico . Ejemplos : la actual "cola " oriental de Nueva Guinea y en el pa sado la zona occidental de América del Norte y China .


-

Fosa Restos de continente

Corteza oceánica

F1g. 6. 9. Esquema básico del desarrollo de la orogénesis tipo terreno sospechoso

6.2.7. Orogénesis de tipo himalayo (convergencia continente-continen-

te) Es la col isión entre dos placas litosféricas que arrastran corteza cont inental y que da como resultado la formación de un cinturón orogénico en la mitad de un cont inente . Ambos lados de este cinturón están separados por una "sutura" marcada por el metamorfismo de esquistos azules, melange, ofiolitas y grandes fallas . Las rocas de cada lado de la sutura pueden mostrar historias muy di ferentes. La subducción del océano-continente algunas veces pondrá a un continente en o con otro. Ejemplos : los Alpes, el Himalaya y el Golfo Pérsico; en el pasado, los Apalaches y los Urales. Las montañas del Himalaya son una cordillera juvenil formada por la co lisión continuada de la placa india con la placa eurasiática . La colisión empezó en el Eoceno, hace aproximada mente 45 millones de años. Los Apalaches se formaron aproximadamente entre 250 y 300 millones de añ os atrás, f ue el resultado de la colisión de América del Norte, Europa y África . La orogénes is producid a aquí es comp leja, incluye subducción, actividad ígnea, co lisión de bloques continentales, plegamiento y levantam iento de la corteza .

CAP. 6 - Formación de montañas y evolución continental -

Litosfera

Antigua corteza oceánica

Astenosfera

Convergencia de placas continentales Fig. 6.1 O. Esquema bas,ca del desarrolla de la orogenes1s Himalaya

Placa Euroasiática

hace 38 millones de años

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OCÉANO ÍNDICO

Al final de la convergencia de placas, la formación de montañas entra en su última fase . Esta se caracteriza por el levantamiento de la corteza; debido al rebote isostás ico y fallamiento en bloques (ver fig . 6.13). El rebote isostásico involucra el movimiento vertical de corteza continental que está flotando en el manto superior plástico. Cuando la erosión retira los materiales de la superficie de las montañas, el peso de la corteza en esta región se reduce progresivamente . Con menos peso, la corteza continental hace un ajuste isostásico que causa un desplazamiento vertical en el manto. Este proceso también causa fuerzas tensionales que rompen la corteza continental en varios bloques; cada bloque se mueve verticalmente para compensar las fuerzas tens ionales que producen fallas normales y graben.

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Fig. 6.1 1. Traslado ~ col1s1ón de la India con Eurasia

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Montañas Caledónicas~

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Sudamérica

F,g. 6. / 2. Formación de /os Apoloc/1es

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Fin de la etapa orogénica

Erosión de la superficie y fallamiento en bloques

Corteza continental

Etapa del levantamiento isostático y fallamiento en bloques

F,g. 6.13. Después de que la (ase orogémca. el 11Jtemperismo y la erosión, empiezan a remover el ma!erial de lo superficie de las monta,ias recientemente creadas. La ,emoción de masas rocosas de las montañas hace el órea de la corteza continental 111e11os pesado y ese extremo de la corteza empieza o rotar hacia arriba en el monto.

y

CAP. 6 - formación de montañas y evolución continental

6. 3. Origen y evolución de los continentes No hay acuerdo entre los geólogos en lo que se refiere al origen y la evolución de continentes; además, sus explicaciones son mu y especulativas. La corteza primitiva era delgada y estaba compue sta por rocas ultramáficas densas. El basalto emanado de las dorsales de expansión fragmentó la corteza y la subducción la destruyó. La fusión pa rcial de corteza basáltica formó arcos de islas andesíticos y la de rocas intermedias en la corteza inferior produjo magmas félsicos . Los núcleos de varios continentes, ya se habían formado hace unos 3 800 millones o 3 960 millones de años atrás . Las rocas antiguas que constituyen los núcleos estables de los continentes son conocidos como «cratones». La mayor parte del cratón está enterrado bajo rocas sedimentarias más jóvenes. La porción expuesta de un cratón es conocida como «escudo ».

6.3.1. Modelo de evolución temprana de los continentes Propone que la corteza continental se formó muy temprano en la historia de la Tierra y el volumen total de aquella no se ha alterado sensiblemente, desde su origen . Las rocas continentales más tempraneras aparecieron en algunos arcos apartados de la isla .

6. 3. 2. Modelo de evolución gradual de los continentes Sostiene que los continentes han aumentado en el tiempo geológico, por la acreción gradual del material derivado del manto superior. La evidencia que da soporte a la evolución gradual de los continentes proviene de investigaciones en regiones de subducción de placas, como Japón y los flancos occidentales de las Américas.

Movimientos sísmicos 7. 1. Geofísica Es una de las ramas de la geología que aplica los principios físicos al estudio de la Tierra. Analiza, por ejemplo, el tamaño, forma , densidad y la estructura interna de nuestro planeta . Entre los principales principios físicos aplicados se tienen los siguientes : Leyes de la atracción gravitatoria y magnética Leyes de la refracción y reflexión Leyes de la electricidad La teoría electromagnética Por otro lado, la mayor información que se ha obtenido sobre la estructura interna de la Tierra es a través de una rama de la geofísica denominada «sismología ».

7. 2. Sismologia El término «sismolog ía» deriva de la voz griega seismos que significa 'terremoto'. La sismología se ocupa del estudio de terremotos, sismos, temblores y de otras vibraciones producidas natural o artificialmente en la Tierra, en la Luna y en otros planetas. El estudio de los terremotos comprende su detección y la determinación de su localización, magnitud, energía y de los movimientos tectónicos causantes . Otros objetos de estudio son las vibraciones relacionadas con el volcanismo y aquellas generadas por los océanos, el viento y las ondas atmosféricas . Asimismo, la sismología es una de las principales herramientas en el estudio de la estructura interna de la Tierra. Los sismos son movimientos rápidos y violentos -es decir, de corta duración y gran intensidad- que alteran un sector de la superficie terrestre . Se les puede dividir en:

Microsismos. Vibraciones casi imperceptibles motivadas por agentes externos. Temblores. Movimientos originados por fuerzas internas que generalmente llegan hasta los 4 o 5 grados .

-


-

Terremotos. Movimientos de gran destrucción originados por fuerzas internas que resultan cuando las rocas han sido deformadas más allá de su resistencia y están por encima del grado 4 o S. ·············· · ·· · ······················7

················· · ····

Fig. 7. l. Vista del terremoto en lea, Perú (agosto de 2007)

Los métodos de exploración sísmica se basan en la generación de ondas sísmicas provenientes de una explosión, el desplome de una caverna o el desplazamiento violent o del magma/lava en las cavidades volcánicas . Las ondas sísmicas son ondas mecánicas y elásticas que causan deformaciones no permanentes en el medio en que se propagan. Una deformación es la alternancia de compresión y dilatación; de tal manera que las partículas del medio se acercan y alejan en respuesta a las fuerzas asociadas a las ondas; como sucede, por ejemplo, en un elástico extendido; su propagación se describe por la ecuación de ondas. Por otro lado, la velocidad de una onda sísmica depende de los parámetros elásticos del medio en que se propaga la onda.

7.2.1. Origen de los sismos -

Fuerzas tectónicas. En algunos sectores del mundo, la corteza terrestre es afectada por fuerzas tectónicas que, en ocasiones, se liberan en una rotura y que deforman las rocas. Estos movimientos tectónicos provocan ondas sísmicas que, en la superficie terrestre, se sienten como un temblor; debido a la ruptura repentina de las rocas por la distorsión generada más allá de su límite de resistencia (teoría del rebote elástico) . Ejemplo: fa ll a de San Andrés en California.

CAP. 7 - Movimientos sísmicos

A

B

Sismo

e Fig. 7.2 Los sismos en la teoría del rebote elástico

Explosión volcánica. La erupc1on de un volcán puede originar ondas sísmicas. Frecuentemente, los procesos volcánicos están asociados a movimientos telúricos. -

Terremotos por hundimiento. Los derrumbes subterráneos generan temblores que se sienten muy fuerte en los sectores cercanos. Este hecho ocurre muchas veces donde hay karst o depósitos de sal en la profundidad. Por ejemplo, la sal de un domo que se encuentra en una secuencia sedimentaria se diluye paulatinamente por acción del agua que ingresa a través de fisuras y fracturas, en la secuencia de rocas sedimentarias; las rocas suprayacentes caen en la cavidad que se ha formado en la profundidad .

-


Frg. 7.3. Ongen de los sismos

No todas las regiones del mundo están afectadas por la misma cantidad de terremotos. En general, las regiones que se hallan cerca de un margen continental activo sufren abundantes e intensos temblores o terremotos; es el caso de Chile, Perú, Japón, Italia, Serbia, Croacia, China y el oeste de los Estados Unidos.

7.2.2 . Elementos de un sismo A. Foco sísmico Llamado también «hipocentro», es la fuente de origen o dispersión de las ondas sísmicas. La distancia del foco de un sismo se refleja en la llegada de ondas primarias rápidas (ondas p) y de ondas secundarias más lentas (ondas s). Si el foco es profundo, la diferencia de tiempo entre ambas (delta t) es grande; pero si el foco está muy cerca, la diferencia temporal entre la llegada de ondas p y s es muy corta . El foco se ubica a diferentes profundidades, según esto se tiene que:

Tabla 7.1: Ocurrencia y profundidad de un sismo Sismo de foco

Ocurrencia (%)

Profundidad (km)

Profundo

3

300 a 700

Intermedio

12

70 a 300

Somero

85

> 70

**

* La mayor profundidad que se ha registrado es de 700 kilómetros. ** La gran mayoría de los sismos son de este tipo y son los más destructivos.

*


B. Epicentro

y área epicentral

El epicentro es el punto de la superficie terrestre más cercano al foco sísmico y el área epicentral es la parte de la superficie que se encuentra verticalmente encima del foco . El foco o hipocentro y el epicentro se ubican en un radio de la Tierra. El foco puede situarse en la superficie terrestre, cerca de ella o en una profundidad más alta .

F1g. 7.4. Elementos de un sismo

La determinación del epicentro de un terremoto se hace del siguiente modo: en los observatorios, se detecta el tiempo de llegada de las ondas p y s propagadas a mayor y menor velocidad , respectivamente. De la diferencia, en la llegada de las ondas p y s, se puede calcular el tiempo inicial del terremoto (con las velocidades de las ondas conocidas) . Para los observatorios más cercanos al hipocentro (por lo menos tres), se construye un círculo con radio r = velocidad de la onda p (os)- tiempo de inicio. Tres de estos círculos se interceptan en un solo punto que es el epicentro del terremoto. La profundidad del foco (hipocentro) se estima a través de los tiempos de llegada de las ondas reflejadas por la superficie encima del foco .

C. Ondas sísmicas Al producirse la ruptura de las rocas, la energía liberada se propaga por medio de ondas elásticas que pueden ser de tres tipos:

a) Ondas longitudinales. Llamadas también «ondas P». Vienen a ser las ondas sonoras, es decir, las ondas de expansión y compresión . Son las primeras que llegan a una estación sísmica y se caracterizan por la oscilación de las partículas en la dirección del movimiento de la onda. Se transmiten a través de cualquier material sólido, líquido y gaseoso . Surge como una reacción del medio a la alteración del volumen. Su V= 6 km/ seg.

-


b) Ondas transversales. Llamadas también «ondas S» u «ondas de cizalla». Son ondas cortantes que resultan de una reacción del medio a la alteración de la forma y se propagan solamente a través de los sólidos. Se caracterizan por la oscilación predominante de las partículas, en dirección perpendicular a la del movimiento de la s ondas . e) Ondas superficiales. Llamada s también «ondas L». Se caracterizan por tener una velocidad muy baja : VL = 0,9 VS y se transmiten a lo largo de la superficie terrestre . Se originan en condiciones particulares, precisamente en el límite que separa dos medios: líquido- gaseoso y sólido-gaseoso. Además, pueden ser de dos clases: ondas de Lave y ondas de Rayleigh .

epicentro

En - Estación Sísmica F,g. 7.5. Localización del ep,centro de un sismo

CAP. 7 - Movimientos sísmicos -

Rarefacción Compresión

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Partícula de movimiento /

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Ondas compresionales

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Propagación Ondas transversales --r---,... .....

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-Partícula de movimiento

Fig. 7.6. Propagación de las ondas P y S

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J

Ondas de Rayleigh. John Rayleigh predijo en 1885 la presencia de ondas superficiales, diseñando matemáticamente el movimiento de onda s planas en un espacio semiinfinito elástico. Las ondas de Rayleigh causan un movimiento rodante , parecido a las ondas del mar, y sus partículas se mueven en forma elipsoidal en el plano vertical que pasa por la dirección de propagación . En la superficie el movimiento de las partículas, es retrógrado con respecto al avance de las ondas . La velocidad de las ondas Rayleigh vRay1e1g. hes menor que la velocidad de las ondas s (transversales) y es aproximadamente VRayleígh = 0,9- vs, según Dobrin (1988).

Ondas de Love. En 1911, Love descubrió la onda superficial que lleva su nombre cuando estudiaba el efecto de vibraciones elásticas, en una capa superficial. Las ondas de Love requieren la existencia de una capa superficial de menor velocidad, en comparación con las formaciones subyacentes; en otras palabras, un gradiente de velocidad positivo (pues la velocidad se incrementa) con la profundidad. Son ondas de cizalla que oscilan solo en el plano horizontal, es decir, horizontalmente polarizadas y su velocidad es aproximadamente de vLove = 0,9-vs, según Doyle (1995). Las ondas internas se extienden en tres dimensiones, a diferencia de las superficiales que lo hacen en solo dos. Las velocidades de ambas guardan la siguiente relación: v p > vs > v Lave > v Ray e1g h" Generalmente para las amplitudes (A) de las ondas, vale el orden inverso: A Ray e1gh > A Love > As > A . Como la s amplitudes de las ondas superficiales . p disminuyen, según la profundidad del foco; la razón entre las amplitudes de estas y las de las ondas internas indica, aproximadamente, la profundidad del foco . .

1 .

1

-


En comparac1on con las ondas internas, las amplitudes de ias ondas superficiales disminuyen gradualmente con la distancia. En consecuencia, con respecto a un temblor, las ondas superficiales generan señales más altas en distancias largas y dominan los registros conservados en los sismogramas. Las ondas superficiales se caracterizan por la dispersión, vale decir que la velocidad de ellas depende de su frecuenc ia y longitud de onda . A la variación de la velocidad con la frecuencia o longitud de onda se denomina «dispersión». En una onda afectada por dispersión, se propagan distintas longitudes de onda con diferentes velocidades que aparecen como una cadena de eventos cuyos ciclos sucesivos son de periodos que se incrementan o disminuyen. Al analizar la dispersión de las ondas de Rayleigh, los científicos obtuvieron información muy útil acerca de la estructura de la corteza terrestre y del manto superior de la Tierra. Por el contrario, en la exploración por el método de reflexiones sísmicas, las ondas de Rayleigh son menos útiles porque contribuyen apreciadamente al ruido del fondo.

Onda Primaria

Onda Rayleigh

Fig. 7. 7. Propagación de los diferentes vpos de ondas sísmicas

1

CAP. 7 - Movimientos sísmicos -

Tabla 7.2: Distancia y tiempo de recorrido de las ondas P y S

•

•

•

Ki lómetros de distancia desde el origen

ONDAS P

ONDAS S

1600

03' 22"

06' 03"

3 200

05' 56"

10' 48"

4800

08' 01"

14' 28"

6400

09' 50"

17' 50"

11200

13' 50"

25' 39"

•

7.2.3. Trayectoria de las ondas sísmicas La velocidad de las ondas P y S aumenta con la profundidad . La trayectoria es convexa respecto al centro de la tierra. O= Estación F = Foco E = Epicentro L = Ondas L = < epicentral (PP) (PPP) = Se reflejan dos o tres veces .

103°

<

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1

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143º

A.qlifse

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F1g, 7.8, Trayeaoria de la, ondo: ,;ís,rrncas

143°

-


Los parámetros característicos de las rocas, determinados con los métodos sísmicos, son la velocidad de las ondas p y s, el coeficiente de reflexión y la densidad . Entre otras propiedades de las rocas que influyen en estos parámetros son los siguientes: Petrografía (contenido en minerales) -

Estado de compacidad

-

Porosidad (porcentaje o proporción de espacio vacío, poros, en una roca). Relleno del espacio vacío, es decir, de los poros como aire, agua, petróleo y gas. Textura y estructura de la roca Temperatura

-

Presión

La variación, en una de estas propiedades de la roca , puede ser relacionada; por ejemplo, con un límite entre dos estratos litológicos, con una falla o una zona de fallas con un cambio en el relleno del espacio poroso de la roca. Las ondas sísmicas internas, como las ondas p y s, tienen que ser elást icas para que las leyes de reflexión y refracción tengan validez. Una onda sísmica incidente en una superficie de separación entre dos medios, como dos estratos, en parte es reflejada y en parte es refractada. Cuando el ángulo de incidencia alcanza un va lor crítico, se genera una onda que se propaga a lo largo de la superficie de separación con la velocidad de la onda correspondiente al estrato 2. Esta onda se denomina onda de Mintrop, en homenaje al científico aleman Ludger Mintrop quien inventó, en 1914, el primer sismógrafo mecánico con precisión suficiente para la exp loración. Los dos métodos, el de la sísmica de refracción y el de las reflexiones sísmicas, se basan en los fenómenos de reflexión y refracción. El comportamiento y la trayectoria de las ondas sísmicas que se propagan en el subsuelo pueden representarse por : Un perfil que incluye tiro y varios detectores (geófonos) alineados en la superficie terrestre, donde se ilustra la penetración de los frentes de onda o de los rayos de ondas, respectivamente, en las formaciones geológicas de l subsuelo . Un gráfico del tiempo de la primera llegada de la onda sísmica en función de la distancia desde el tiro hacia los geófonos (ver gráfico distancia-tiempo) . Se puede reconstruir el recorrido de las ondas en el subsuelo y loca lizar discontinuidades, como límites litológicos o fallas, generando ondas sísmicas artificiales (vibraciones mecánicas o vibraciones) en la superficie o cerca de ella y observando su tiempo de llegada en las estaciones de observación (geófonos) alineadas a lo largo de un perfil.


-

Tabla 7.3.Velocidades de las ondas p y s de algunas rocas Vp en km/s (porosidad en %)

M ateria l

Vs en km/s

Petróleo

1,20-1,40

Agua

1,50

Lodo

1,50-1,80

Lutita

1,60 {40%) - 4,10 {5%)

Arenisca

1,90 {40%) - 4,90 {5%)

2,15

Caliza

1,90- 3,50

1,35

Carbón

3,90 {20%) - 6,10 {0%)

Sal

4,50

Dolomita

4,90(20%)- 7,10 {0%)

Yeso y anhidrita

5,70- 6,20

Granito

5,20

Basalto

6,40

3,00

Tabla 7.4. Velocidad de propagación V P - Vs en distintas rocas Datos del laboratorio: P = 4 000 kg/cm 2 Roca

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T = 30 ºC

a.¡;;;¡¡;;

Vp km/ seg

6,0

6,1

7,0

7,0

7,9

8,0

Vs km/ seg

3,4

3,6

3,8

3,8

4,6

4,0

7.2.4. Intensidad de un sismo (escalas de Rossi-Forel y de Mercalli) La intensidad de un terremoto se representa por el grado de destrucción de los objetos y los grados de perceptibilidad en los seres humanos. Se expresa en escalas relativas, como Mercalli o Rossi-Forel que cuantifican la intensidad de un terremoto, a partir de la observación y clasificación de los daños provocados por ellos. En 1902, el sismólogo italiano Giuseppe Mercalli introdujo la escala que lleva su nombre la cual mide la intensidad de un temblor, a través de gradaciones que van entre I y XII. La escala de Mercalli es muy parecida a la de Rossi-Forel: una intensidad de grado I se ap lica a un suceso percibido por pocas personas; en cambio, para los eventos catastróficos que causan destrucción total, se asigna una intensidad de grado XII. Como los efectos sísmicos de superficie disminuyen según la distancia desde el foco, las mediciones de Mercalli dependen de la posición del sismógrafo .

-


7.2..5. Magnitud de un sismo (escala de Richter) La magnitud de un sismo puede ser medida por la energía liberada durante el mismo, mediante un cálculo instrumental que se expresa y cuant if ica en una escala absoluta y logarítmica que introdujo el sismólogo estadounidense Charles Ritcher en 1935 y que se basa en el registro de las amplitudes de ondas máximas producidas en la superficie, por medio del sismógrafo Wood-Anderson, sensible para periodos cortos. La escala de Richter parte de menos de cero; en teoría, no tiene cota máxima y sus valores medibles van de 1 a 10. Quiere decir que un temblor de magnitud 7 es diez veces más fuerte que uno de magnitud 6, cien veces más que otro de magnitud 5 y así análogamente. La variación grande de la energía liberada en los temblores hace necesaria la aplicación de una escala logarítmica. Generalmente, la magnitud se estima midiendo las amplitudes que se producen en la superficie terrestre y que se registran en los observatorios situados alrededor del epicentro o de todo el mundo. La forma general de la ecuación empírica para la magnitud Mes la siguiente:

M = log 10 AfT + F(D,P) + constante Donde: A= Amplitud máxima producida en la superficie en micrómetros. Se deduce de los registros del sismógrafo. T = Periodo de la onda en segundos . -

F = Función empírica de la distancia D expresada en grados y de la profundidad P del foco expresada en kilómetros.

El terremoto de magnitud más alta detectado alcanzó el nivel 9 = 109 en la escala de Richter. Hasta 1979, se creía que el sismo de máximo poder posible tendría una magnitud de 8,5. Sin embargo, desde entonces, los progresos técnicos han permitido redefinir la escala y se considera que en la actualidad 9,5 es el límite práctico. Los temblores de magnitud entre 3 y 4, en la escala de Richter, son casi equivalentes a los de intensidades que van entre 11 y 111 de la escala de Mercalli. Asimismo, pueden asociarse los sismos de magnitudes 8 y 9 con los de niveles XI y XII de dicha escala.

-

Descripción

l. Muy débil 11. Débil

=====::;;.::: 111. Leve

IV. Moderado

V. Fuerte

VI. Bastante fuerte

VII. Muy fuerte VII I. Destructivo

"""""""""""""""""""""""""~

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-

1. •

• •

XI Muy rJ F'Sdstroso

No se advierte, sino por unas pocas personas y en condiciones de perceptibilidad, especialmente favorables. Se percibe solo por algunas personas en reposo, particularmente por aque lla s que se encuentran ubicadas en los pisos supe riores de los edificios. Se percibe en los interiores de los edificios y casas. Los objetos colgantes oscilan visiblemente. La sensación percibida es semejante a la que se produciría por el paso de un vehícu lo pesado. Los automóviles detenidos se mecen. La mayoría de las personas lo perciben, aún en el exterior. Los líquidos oscilan dentro de sus recipientes y pueden llegar a derramarse. Los péndulos de los relojes alteran su ritmo o se detienen . Es posible estimar la dirección principal del movimiento sísmico. Lo perciben todas las personas. Se siente inseguridad para caminar. Se quiebran los vidrios de ventanas, la vajilla y otros objetos frágiles. Los muebles se desplazan o se vuelcan . Se hace visible el movimiento de árboles o bien se les oye crujir. Los objetos colgantes se estremecen . Se experimenta dificultad para mantenerse en pie. Se producen daños de consideración en estructuras de albañilería mal construidas o ma l proyectadas. Se dañan los muebles. Caen trozos de mampostería, ladrillos, parapetos, cornisas y diversos elementos arquitectónicos . Se producen ondas en lagos.

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Se hace difícil e inseguro el manejo de vehículos . Se producen daños de consideración y aun el derrumbe parcial en estructuras de albañ ilería bien construidas. Se quiebran las ramas de los árboles. Se producen cambios en las corrientes de agua y en la temperatura de vertientes y pozos.

3

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Pánico generalizado. Todos los edificios sufren grandes daños . Las casas sin cimentación se desplazan. Se quiebran algunas canalizaciones subterráneas, la tierra se fisura .

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o

Se destruye gran parte de las estructuras de albañilería de toda especie . El agua de canales, ríos y lagos sa le proyectada a . las riberas. Muy pocas estructuras de albañilería quedan en pie. Los rieles de las vías férreas quedan fuertemente deformados. Las cañerías subterráneas quedan totalmente fuera de servicio .

o

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8 VI VI

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-

El daño es casi total. Se desplazan grandes masas de roca. Los objetos saltan al aire. Los niveles y perspectivas quedan distorsionados.

1

-


Tabla 7.6: Escala de Richter Magnitud 10-3 -3 -2

10-2

-1

10-1

-0,5

10-0,s

o

10º

1

101

2

102

3

103

4

104

5

10s

6

106

7

101

8

10ª 10s,s

8,5

Descripción Los sismógrafos modernos son sensibles para niveles de-3,0.

M = 10-º· 5 unidades de energía, por ejemplo, es la magnitud de energía generada por la caída de una roca de 100 kg de masa, desde una altura de 10 m sobre la superficie terrestre .

Los terremotos menores, sentidos por los seres humanos, son del nivel 2.

En 1960, en Chile.

7.2.6. Interpretación de la estructura interna de la tierra por medio de las ondas sismicas 1

Los conocimientos acerca de la estructura interna de la Tierra se derivan de la observación de_la propagación de las ondas sísmicas en su interior.

velocidad en km/s, densidad en g/cm3

1

O

¡

2

4

6

8

10

12

! :: '

:' :' :E Distribución de la densidad y de la velocidad de :.i,:

1000

2000

e:

las ondas p y s, en el manto y en el núcleo de ¡ 4) la Tierra. : "g 3000 t

::' :s"'Ce: Í '5 1

4000

...

: c.

Ftg. 7.9. Estimaoones de la va nación en la densidad y veloodades de las ondas p y s en el ,nanto y ntícleo de la Tierra.

'

t

'1

5000

i

6000

: '' 1

!' ¡'

Corteza terrestre de espesor variable Vp = velocidad de las ondas p Vs = velocidad de las ondas s P = densidad

14


-

7.2.7. El sismógrafo Las características de las ondas sísmicas y su propagación han podido estudiarse gracias al sismógrafo, instrumento que tiene por fundamento el principio del péndulo y que registra los movimientos del suelo en dirección horizontal y vertical. A la gráfica resultante de este movimiento, se le llama «sismograma». En un sismógrafo, se une ligeramente una masa (elemento inerte) con el suelo; de tal manera que este puede vibrar, sin causar grandes movimientos a aquella. La masa puede ser acoplada con el suelo, por medio de un péndulo o un resorte y durante el movimiento del suelo tenderá a mantener su posición debido a la inercia. El sismógrafo ideal sería uno sujetado a una base fija y ubicado fuera de la Tierra; de modo que las vibraciones generadas por el movimiento del suelo se podrían medir a través de la variación de la distancia entre el instrumento y el suelo.

El desplazamiento relativo del suelo con respecto a la masa inerte se utiliza para determinar el movimiento del suelo (su tiempo de inicio, amplitud y ubicación del epicentro). Los sismógrafos modernos pueden detectar desplazamientos de 10-10 µm que ya son dimensiones atómicas.

tambor de

sismograma ..

Sismógrafo vertical

Fig. 7. I O. Sismógrafo vertical

-


F1g. 7.11. Sismógrafo de tambor

-- ----------·-· ··---------. Magnitud ML

Registro de sismo local Distancia epicentro-estación: 42 km Sensor de periodo corto

Reg istro de sismo regional Distancia epicentro-estación: 500 km Sensor de banda ancha

DURACIÓN DEL REGISTRO

Registro del sismo de Nazca 12-11 -01 Distancia epicentro-estación: 2 100 km Sensor de banda an cha

ONDA RAYLEIGH

~b\~~ Magnitud Ms

1mln

Fig. 7.1 2 Registros sísmicos en funoón del tipo de sensor y d1stanc1a epicentro - estaoón


-

7.2.8. Mapa de isosistas Una isosista es una línea que une puntos de la misma intensidad sísmica; entonces, un mapa de isosistas es un plano que indica los diferentes valores de intensidades de un sismo en una región. Con los mapas de zonificación sísmica, se puede señalar y predecir las intensidades de un sismo en un área determinada; pero el momento en que ocurrirá un sismo todavía no es pronosticable .

7.2.9. Maremotos y tsunamis Los maremotos son movimientos sísmicos que tienen su hipocentro en los fondos oceánicos. Los tsunamis, grandes olas marinas que se producen en los maremotos, se forman cuando la masa de agua es empujada violentamente por una fuerza que la desplaza verticalmente .

.

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0

Ruptura en el fondo marino. Empuja el agua hacia arriba e inicia la ola.

La onda se mueve a una velocidad de 500 Km/h

1

'1

•'

A media que se acerca a tierra firme su velocidad disminuye (45 km/h) pero aumenta su altura.

0

La ola llega a la costa y destruye todo a su paso.

Fig. 7.13. Origen de un tsunomi

7.2.10. Distribución geográfica de los sismos Se ha delimitado dos grandes bandas sísmicas : el Cinturón de Fuego del Pacífico y la franja mediterráneo-alpinohimalaya . En otras regiones, se produce el 5% de la actividad sísmica.

a) Cinturón de Fuego del Pacífico. El 80% de la actividad sísmica se origina allí. Comienza desde el Cabo de Hornos (Chile), pasa por las costas occidentales de América , las costas orientales de Oceanía, Asia hasta el Japón.

-


b) La franja mediterráneo-alpinohimalaya. El 15% de la actividad sísmica se localiza en esta zona y abarca desde el estrecho de Gibraltar hasta el archipiélago malayo.

Fig. 7. 14. Distribución geográf,ca de los sismos

Tabla 7.7: Sismos importantes producidos a lo largo de un año Magnitud

Cantidad

(RICHTER)

por año

Destrucción casi total

>8,0

0,1-0,2

Grandes destrucciones

>7,4

4

Destrucciones serias

7,0-7,3

15

Destrucciones de algunos edificios

6,2-6,9

100

Destrucciones leves en los edificios

5,5-6,1

500

Sentido generalmente por todos

4,9-5,4

1400

Sentido por varias personas

4,3-4,8

4800

Sentido por algunas personas

3,5-4,2

30 000

Registrable solamente por instrumentós

2,0-3,4

800 000

Característicos


-

Tabla 7.8:Terremotos más grandes registrados alrededor del mundo

---+;;;y

Descripción

11;;;;;;+4¡;;;;,;;;1

1348

Austria

Villach

Aluvión .

1556

China

Shensi

?

830 000

± 7,8

1730

Japón

Hokkaido

?

137 000

?

1899

USA

Alaska

Levantamiento de la costa de 15 m vertical.

1906

USA

San Francisco

Desplazam iento horizontal de 5 m, fisuras abiertas .

1000

8,2

1908

Italia

Mesina

Tsunami, fisuras abiertas .

82 000

7,5

1920

China

Gansu

Fisuras abiertas, aluviones.

180 000

7,5

1923

Japón

Kanto

Desplazamientos, Tsunami, destrucción de 650 mil edificios.

142 807

8,1

1939

Chile

Cambio de la morfología .

28 000

8.3

1960

Chile

Activó volcanes, formación de nuevos volcanes.

4000

8,4

1962

Irán

Grandes destrucciones.

20 000

7,0

1976

Guatemala

Hasta 2 m de desplazamiento.

22 545

7,3

1976

China

El 80% de las casas destruidas.

650 000

7,8

Valdivia

Tangshán

5 000

Tabla 7.9: Otros terremotos importantes

·-

Lugar

Descripción

1920

China

Gansu

180 000

7,5

1969

China

Pohai

3 000

7,4

1948

Japón

Fukui

3 769

7,4

1933

Japón

Sanriku

3 008

8,5

1964

Japón

Ni igata

26

7,6

Tsunami

-


1978

Japón

Sendai

19

7,5

1906

USA

San Francisco

700

8,3

1957

USA

Islas Aleutianas

¿· 7.

8,3

1964

USA

Alaska

115

8,4

1971

USA

San Francisco

58

6,4

1949

Rusia

Tadzhikistan

10000

¿· 7.

1980

Italia

Potenza

5 000

6,9

1753

Portugal

Lisboa

60000

6,9

1746

Perú

Lima-Callao

1141

10-11

1942

Perú

Nasca

30

8,4

1946

Perú

Ancash (falla de Quiches)

1396

7,2

1970

Perú

Ancash

50000

7,7

1974

Perú

Cañete

78

7,6

7.2.11. Sismologia a partir de la tectónica de placas Cuando chocan una placa oceánica (mayor peso específico) y una placa continental (menor peso específico), la primera se hunde debajo de la segunda . Este movimiento lento hacia abajo implica un aumento lento de las temperatura s de las rocas del antiguo fondo del mar. En una profundidad de 100 km , aproximadamente, las rocas de la placa oceánica se funden parcialmente. La subducción siempre provoca fenómenos sísmicos de mayor magnitud y ocurre principalmente en la costa oeste de América del Sur (Perú y Chile), Japón, islas Aleutianas, Java y regiones del mar Mediterráneo . Durante la subducción, se observa un rápido aumento relativo de la presión ; además, la placa oceánica subducida, parcialmente fundida, puede generar una cadena de volcanes activos. Cuando los sedimentos marinos chocan con el continente y no se sumergen con las otras partes de la placa, se produce un fenómeno conocido como «acreción » que causa un crec imiento de la co rteza continental.


-

A. Zona de Benioff El movimiento entre la placa oceánica y las rocas continentales producen altas tensiones tectónicas. Esta actividad tectónica se descarga en temblores y terremotos en las zonas por arriba de la subducción. Los geofísicos pueden medir la profundidad de la actividad sísmica: los sismos cercanos de la costa tienen su foco en bajas profundidades y hacia al interior del continente la profundidad aumenta paulatinamente. t

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Corteza oceánica

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B. Tipos de subduccíón Generalmente, existen dos tipos de subducción:

Andino. Tiene un ángulo de subducción que oscila entre 20 y 30 grados. Produce una morfología como la de los Andes . Ejemplo: la placa de Nasca con la placa continental sudamericana (Colombia, Ecuador, Perú y Chile) .

Back-Arc. Tiene un ángulo de subducción de alrededor de 70º . Produce una cadena de islas volcánicas, un mar (con corteza oceánica) entre los volcanes y el continente . Ejemplo : Japón. En la configuración de placas actuales, existen varios lugares de subducción . Entre los cuales destacan Alaska con la fosa Aleutiana , la fosa de Java (Corea) y la costa de Venezuela (Océano Atlántico) .

7.2.12. Importancia de la sismología La sismología permite obtener más conocimientos acerca de: Los terremotos : detección, localización, magnitud, momento, energía y movimiento a lo largo de fallas.

-


La estructura interna de la Tierra a través de ondas sísmicas . La delineación de la geología de las cuencas sed imentarias (en el caso de búsqueda de petróleo, gas y carbón) y de los depósitos m inerales; la determinación del espesor del hielo en los glaciares empleando explosivos y otras fuentes energéticas. El reconocimiento de la corteza terrestre superior, en la hidrología y en la exp loración para agua subterránea ; el estudio del subsuelo para la con strucc ión de edificios, cortina s de embalses y carreteras, utilizando explosivos y otras fuentes energéticas . La sismología teórica o matemática y el procesamiento de datos.

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... - ....... ._ _________ ......__ .......... ____ ,_._.., .. _..... __ .,,.._,_., ... ____ ,.,.. __ .., __ ., ____ .. _____ ..

Epicentro del terremto

-·-- -~ ---·---------- -----------·----- --Clave

Onda P----+ Onda S ----+

Ondas

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La estación sísmica registra sólo las ondas P

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1

Tiempo geológico y significado de los fósiles El tiempo geológico es la sucesión de procesos relacionados con los cambios de vida , clima, vulcanismo, glaciación, formación de montañas, entre otros que afectaron nuestro planeta a lo largo de su evolución. Para reconstruir estos sucesos, se recurre a una escala de tiempo. El estudio de estas sucesiones de tiempo forma parte de los programas de distintas especialidades de la geología como la palinología, micropaleontología, paleontología, estratigrafía y geología histórica.

Fig. B. I. El tiempo geológico con la evolución de la vida

-


8.1. Sinopsis histórica Du rante los últimos siglos, los científicos no tenían métodos para medir las edades absolutas en las rocas, solo podían asignar edades relativas (v. cronología) . Las estimaciones de edades absolutas, por la potencia de los estratos y velocidad de sedimentación, no llegaron a resultados satisfactorios . En 1654, Usher determinó que la Tierra se había formado 4004 a. C. Por su parte, en 1715, Halley hizo una estimación de la edad de nuestro planeta por las sales que contienen la tierra y el mar. En 1897, Lord Celvin calculó que la Tierra tenía una edad de 20 a 40 millones de años; sin embargo, Joly, en 1899, hizo una proyección que arrojaba 90 millones de años. En 1931, Schuchert estimó que la Tierra ten ía 4 mil millones de años. Solamente el método de la medición de la descomposición radiactiva de algunos isótopos (uranio, rubidio y carbono) con siguió al fin determinar edades absolutas de la formación de roca s. Hoy se sabe que la Tierra tiene una edad de 4 540 millones de años . Se estableció esta edad por medio de isótopos radiact ivos y su descomposición permanente. En general, la geología utiliza dos métodos fundamentales para la estimación del tiempo geológico :

A. Cronología relativa La edad de las rocas no se determina por unidades de tiempo; sino por su posición relativa en una región o un área determinada. Es el caso, por ejemplo, de las rocas sedimentarias: del conjunto de capas de sedimentos no transtornados, es evidente que el fondo es más antiguo que los demás que se hallan por encima de él y así sucesivamente, cada capa que se superpone a otra es más joven que la anterior.

B. Cronología absoluta La edad de las rocas se expresa en un idades de tiempo, es decir, se determina en función de los años transcurridos desde que ocurrió el suceso geológico. La edad absoluta de la roca más antigua data , posiblemente, de hace 3 500 millones de años. Para calcula r la edad de una roca , se tiene que buscar un fenómeno cuyas variaciones se desarrollen a ritmo constante que no haya sido diferente en el pasado y del cual se pueda medir el efecto total, además del ritmo de cambio; uno de estos fenómenos es la desintegración radiactiva . Al respecto, se sabe también que los minerales no aparecen de modo sincrónico, durante la cristalización del magma ; por lo tanto, la edad absoluta de un mineral puede ser distinta del resto de la roca .

CAP. 8 - Tiempo geológico y significado de los fósiles

-

-·--- ·-·------ .. --~- . ~-·--- ... --Datación relativa más moderno

Datación absoluta

j

f $

Hace 495 m.a.

l 51 0 m.a.

1 . f

datación de ceniza volcánica 1

520 m.a.

más antig uo

8.2. Métodos de cronologia relativa A. Superposición estratigráfica La estratigrafía es un campo de las ciencias geológicas que trata del estudio de las rocas estratificadas, en términos de tiempo y espacio. El método de superposición fue propuesto por Wil liam Smith y considera que de dos estratos cualesquiera el que originariamente se encuentra ubicado más abajo es el más antiguo. De ahí que, se puede determinar que existen las siguientes relaciones entre las rocas:

-


Capa reciente de sedimento

Sedimentos depositados en capaz horizontales

F,g. 8.3. Secuencia de la depositadón de los estratos.

Relación horizontal. Diferentes rocas se depositan en distintas áreas al mismo momento, es decir, de manera concurrente. El concepto de facies ayuda a comprender mejor este tipo de relación . Por ejemplo: en la bahía de Lima se forman actualmente depósitos de playa: mientras que kilómetros hacia fuera de la costa peruana se forman depósitos de sedimentos que pertenecen a un ambiente marino; existen, entonces, tres clases de facies: una fluvial (A}, otra litoral (B) y otra marina (C).

F,g. 8.4. Facies sedimentarias


'

18 1

Relación temporal. Es la determinación de edades absolutas o relativas de los estratos . Según el principio de Esteno, los estratos más profundos (del fondo) son los más antiguos que los estratos más elevados, siempre que no estén invertidos o hayan sufrido una fuerte deformación tectónica.

Más joven

TIEMPO

Más antiguo

V,

(l) V,

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~ b

-¡g,

¼

Rg. 8.5. La superposición estratigraf,ca y su relac,ón temporal

-


B. Paleontológico Identifica los estratos por medio de fósiles (restos de animales o plantas petrificadas). Los fósiles que han tenido una evolución primitiva serán más antiguos que aquellos que han tenido una evolución más avanzada (fósil guía) .

C. Prehistórico Se basa principalmente en la industria y el arte.

l.,n viaje n el ti mpo F1g. 8.6. Método de la Prehistoria

O. Tefrocronología Estudia el tiempo geológico con cenizas o capas volcánicas que se han depositado, en grandes extensiones de la superficie terrestre .

Fig. 8.7. Método de lo te(rocronalogía


-

E. Fenómenos mundiales Capas globales, por ejemplo, el impacto grande de un meteorito, como lo ocurrido a findes del mesozoico .

F. Regresión o transgresión marina G. Estructuras tectónicas

Fig. 8.8. Un ejemplo de cómo se aplica la cronología 1elativa en geología

8.3. Métodos de cronología absoluta A. Dendrocronología Es un método que se basa en el estudio de las capas de crecimiento de los árboles. Se ha determinado que un anillo se desarrolla en un año. Por ejemplo, en California, se dató un pino en 4 600 años.

F,g. 8.9. Conteo de anillos de un árbol (dendrocrono/ogía) .

-


B. Las varvas glaciares Las varvas son depósitos de sedimentos de una laguna que forman una serie de capas pequeñas claras y oscuras . La datación se realiza tomando un par de capas que es el equivalente a un año . Al aplicar este método, se determinó que la última glaciación ocurrió hace 13 600 años.

1 capa clara : Tiene minerales oxidados (verano).

VARVA 1 capa oscura: Tiene materia orgánica (invierno) .

Fig. 8.1 O. Vista de un depósrto lagunar de origen glacial (va, vas)

C. Métodos radiométricos Estos método s se basan en los tiempos de des integración de los isótopos 1 radiactivos de uranio, torio, rubidio, potasio y carbono que lo hacen a una velocidad exponencial constante. La mitad de estos isótopos se desintegra en un intervalo de tiempo defin ido y constante (llamado periodo de semidesintegración) y forma isótopos radiógenos. El periodo de semidesintegración es característico en un isótopo radioactivo y no depende de la temperatura , presión ni otros factores.


-

a) Periodo de vida media. El periodo de vida media de un elemento radiactivo es el tiempo que invierte para quedar reducido a la mitad de su volumen como consecuencia de la desintegración radiactiva . El elemento radiactivo debe integrarse a la estructura del mineral durante su cristalización, mientras que el elemento estable debe conservarse íntegramente, es decir, no debe haber aportes ni pérdidas. b) Breve resumen histórico. En 1896, el físico Antaine Henri Bequerel descubrió la radiactividad al observar que las sales de uranio podían ennegrecer una placa fotográfica; aunque estuvieran separadas de la misma por una lámina de vidrio o un papel negro . En 1905, Rutherford identificó los tres componentes principales de la radiación a los que denominó rayos alfa, beta y gamma . Demostró, asimismo, que las partículas alfa son núcleos de helio . Tiempo después, se obtiene el método de las aureolas pleocroíticas y hacia el fin de la década de 1930 Nier y Mattauch desarrollan el espectrómetro de masas . En 1974, se desarrollan los métodos estándares de uranio-torio-plomo, rubidioestroncio, potasio-argón y samario-neodimio; asimismo, los métodos de interpretación como el concepto del common lead, la isocrona o concordia . Por ejemplo, la descomposición radiactiva de 4°K a 40 Ar y de 4°K a 4°Ca. El periodo de semidesintegración de 4 ºK a 4 ºAr es 1,3 MA. Es decir, de cada 1,3 MA la mitad de los isótopos de 4°K originariamente presentes se han descompuesto y formado 40 Ar. Conociendo los parámetros siguientes, se puede calcular el tiempo en que se inició la desintegración radiactiva la cual , en algunos casos, coincide con la edad de formación de la roca :

a) La cantidad de los isótopos radioactivos (4ºK).

b} La cantidad de los isótopos radiógenos (4ºAr) formados por la desintegración de los isótopos radioactivos .

e} El periodo de semidesintegración.

Los isótopos son átomos de un elemento de distintas masas y cantidades de neutrones, pero de la misma cantidad de protones (mismo número atómico). Tienen casi las mismas propiedades químicas.

-


!l?ilih&WR

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Datación radiométrica potasio-argón

Duración: 1 300 millones de años

D

~

4oK

40 Ar

[I] so% so%

40K

100%

Año O

...

~

. . _ Duración: 1 300 millones 4 ºK de años

40K 40 A

5J

1 300 millones de años

40

Ar

4oK 25% 40 7s% A

2 600 millones de años

F,g. 8. I I. Desintegración del potasio

Tabla 8. 1: Propiedades de algunos isótopos radiactivos apl icados con frecuencia en la determinación de las edades absolutas de las rocas Isótopo

Vida media (años)

Producto

K-4o

1,3 X107

Ar4º

u-23s

4,5 X107

Pb-206

LJ ·235

7,3 X106

Pb-201

Th-232

14,1 X107

Pb-2os

Rb·B7

49 X107

Sr87

C-14

5730

N-14

Si se generó una onza de uranio, transcurridos 4 560 millones de años, quedará solamente media onza .

Tabla 8.2: Minerales y rocas datadas Rocas contenidas

Minerales datados

Método utilizado

1

Circon (ZrSiO 2 )

Rocas graníticas

LJ 238 __ LJ 235

Pechblenda (UO 2 )

Rocas graníticas

LJ 238 __ LJ235

Muscovita (K-AI)

Rocas ígneas y metamórficas

K4º -- Rbª7


Biotita (K-Mg-Fe-AI)

Rocas ígnea s y metamórficas

K4º __ Rbs1

Ortosa KAISip8

Rocas ígneas

K4o __ Rbs1

Madera vegetal

Vegetales fósiles

( 14

Glauconita K(Fe,Mg,Al) 2 (Si40 10 )(0H) 2

Rocas sedimentaria s

K4o __ Rbs1

-

El espectrómetro de masa permite separar los isótopos de un elemento y determinar la proporción de un isótopo dado. Para aplicar estos métodos, se debe tener cuidado con la muestra a datar la cual , por ejemplo, no debe haber sufrido tectonismo. El método K4º/ Ar40 no es aplicable en rocas metamórficas.

El argón es un gas que se difunde rápidamente al aumentar la temperatura. En diez años pierde 0,004% a 20 ºC y 0,4% a 100 ºC. Las dataciones con el C14 tienen la exactitud 0-15 mil años y de 15 mil a 30 mil más mil años de error.

i

El carbono radiactivo se desintegra con una velocidad conocida. Los paleontólogos pueden determinar la edad de un fósil midiendo la cantidad de carbono-14 que contiene.

1 C-12 estable Una pequeña porción

C-14 inestable

del fósil es incinerada y convertida en gas (dióxido de carbono)

El C-14 decae en N-14

Q

~~s~~:fr~~o

,

~ Electrón

Nidrógeno Un contador de radiación registra el número de electrones emitidos

M4=11•1'M·Mil%i!iif#IM@+iri·lí.._-ffl

e

1 k ,~

f

l t

-


-

Para calcular el tiempo, se tiene la siguiente fórmula: -dC / dt = C 'A. (t2- tl) = In Cl / C2

Donde: C = Cantidad de material radiactivo t = Tiempo

'A. = Constante de desintegración

8.4. Las rocas sedimentarias en el tiempo 8.4. 1. Estratigrafía El conocimiento de la estratigrafía de un sector es la base para rea lizar un mapeo . En esta etapa, se toman todas las informaciones del terreno sobre la litología de las rocas, los espesores de las capas, su contenido y las relaciones temporales (cronología) . Por otra parte, es ya una norma considerar el registro sedimentario del tiempo geológico en forma de columna estratigráfica; por lo que es apropiado definir algunos términos fundamentales usados en estratigrafía .

-

Estrato. Capa o banco horizontal de una roca sedimentaria cuyas características varían de acuerdo con los materiales depositados, las condiciones de sedimentac ión y las deformaciones a las que la roca ha sido somet ida. Se le considera la unidad fundamental en estratigrafía.

Sedimentación F,g. 8.13. El estrato como unidad fundamento/ en lo estrovgrafio

-

Formación. Se llama así al conjunto de estratos que tienen las mismas características litológicas y paleontológicas .


-

Correlación geológica. Viene a ser el proceso de relacionar, en el tiempo, una secuencia de rocas sedimentarias (formación geológica) con otra . Generalmente, se basa en características litológicas, como los estratos guía y paleontológicas (fósil guía, fós il índice o fósil de zona) . Fósil guía. Es la denominación que reciben los restos de plantas o animales prehistóricos que brindan información del estrato rocoso en que se encuentran. Tiene un rango estratigráfico corto (pequeña distribución vertical); pero una distribución horizontal amplia . Los fósiles guías se utilizan para señalar la edad de los sedimentos que forman las rocas o el medio ambiente en el que estos se depositaron; para relacionar o comparar rocas de lugares distintos o para demostrar qué rocas distintas se depositaron durante el mismo periodo geológico. También, reciben el nombre de «fósiles estratigráficos », «índice», «tipo», «zonales», «característicos» y «diagnósticos» .

Para lograr correlación entre zonas más o menos alejadas se utilizan las columnas estrratigráficas que contienen las litologías de sus zonas respectivas y los fósiles presentes en éstas, los cuales permiten hacer una correlación temporal entre litologías distintas.

I I

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I

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F,g. 8. 14. Vista de una correlación estratigráfica

Ftg. 8.15. Fóstl guia,Annmomtes

Ftg. 8.16. Fósil guía. Trilobites

-


&MM! iiiiWIPWMii4&&iiWW114iiMN@fFtb wrewmm,

8.4.2. Procedimiento de recolección de información litológica Observe en el terreno y realice una descripción utilizando la siguiente tabla : Tipo de roca

Sedimentaria, volcánica, intrusiva, metamórfica

Resistencia a la meteorización

Muy duro/ duro/ normal/ blando/ muy blando

Fracturamiento

Irregular/ regular/ liso/

Color

Negro, verde, café ...

Contenido de minerales comu-

Cuarzo, feldespatos, plagioclasa, biotita .. .

nes Minerales especiales

Epidota, ma laquita, pirita, hornblenda, piroxe-

no ... Textura

Porfirítica, elástica, fina, criptocristalino ...

Foliación

Estratificación fina, cruzada, regular, irregular, flujo magmático

Techo/Piso

Tipo de roca

Otros

Fósiles, marcas

Dirección de inclinación y buzamiento

Se toma los datos de la foliación primaria (estratificación) con la brúju la..

Potencia (espesor) real

Se mide, al final, el espesor real.

-

Realice la descripción detallada de la muestra con una lupa y la estimación del contenido modal.

-

Reconozca los fósiles por grupo, especie y época de vida. Efectúe, en la sección transparente de la muestra, el conteo del contenido modal de minerales e identifique los minerales rios.

-

Determine el contenido de los elementos químicos principales mediante análisis químicos por difractometría de rayos X (silicio, aluminio, hierro, entre otros); así como los elementos químicos de traza como : bario, estroncio y rubidio .

Toda la información se resume en un informe o un listado cronológico, muy detallado. Lo mejor sería la elaboración de una columna litológica con gran cantidad de datos, como manual del mapeo .

8.4.3. Columna estratigráfica Una columna estratigráfica es una secuencia cronológica de rocas, desde las más antiguas a las más jóvenes. Un perfil litológico o columna litológica representa gráficamente la estratigrafía generalizada de un sector. En la parte inferior, se dibuja los estratos más antiguos y, en la superior, los estratos más jóvenes . El eje horizontal representa la resistencia contra la meteorización. En la figura siguiente, se puede apreciar que las ignimbritas son muy res istentes a la meteorización y que, por eso, forman lomos o cerros en el terreno.


-

- -- -- - ., _______ -~--- ------- ----------- --- ---- --- ------- --------- -- --------------- - - ---Sector 2

Situación en terreno

Arenisca fina Conglomerado /

J,t:

•

Conglomerados negros

~

Andesitas 1

Caliza Marga

Sector 3

1

O

10

20

30

40 5

Perfil litológico Escala

Columna litológica

Nombre

Especialidad del estrato

Unidad

140m

rojo, con fenocristales de cuarzo •

•

_

0 Muestra L313. S1O2- 61 ,521/o

lgnimbritas 100 m

Color café

1

Formación de rocas

f

volcánicas 2

Muestra L354: microfósiles {diatomitas) Conglomerados Tamaño de Glastos: < 3 cm Conglomerado negro Andesita

50m

Formación de rocas elásticas

~

0-0--

cii QJ Q

Tamaño de Glastos: < 10 cm

E QJ

_&ryphea, amonites ~ósiles marinos) Muestra L305: FeO: 8,89 %

t

Blanda con epidota Fenocristales de plagioclasa (hasta 1 cm)

espesor

Om antigua resistencia contra la meteorización (dureza)

Formación de calizas

.,; g¡s

E QJ

·¡: l.'.)

Formación ~ de rocas volcánicas 1 ...aie:

Fuente: W. Griem & S. Griem Klee, 1999.

F,g. 8.17. Elaboración de una columna estratigráf,ca

·¡: l.'.)

QJ

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u..

1 1 1 1

-


A. Definición de las unidades del mapeo Generalmente, un mapeo es la compilación de la información litológica necesaria. En otros términos, se tiene que reunir un grupo de estratos litológica mente parecidos para definir un techo y un piso de la unidad del mapeo. Naturalmente, en algunas unidades, se encontrará capas "extrañas"; por ejemplo, una capa delgada de andesitas en la unidad de rocas elásticas. Aparte de ello, para definir el techo y el piso de las unidades del mapeo, conviene el uso de capas vistosas. Los fósiles guías (paleontología) permiten establecer una correlación de edad entre diferentes sectores.

D

$

e (@

Localidad 2

Localidad 3

lil:R~RS·iil+Y·H·l41Mi+I En la fig. 8.18, se observa la correlación de estratos que afloran en tres localidades distantes muchos kilómetros entre sí, tomando como base la similitud de grupos fósiles que contienen. Aquí se aprecia que en la Localidad 3 está ausente el estrato B; pues C descansa directamente sobre A.

B. Escala del tiempo geológico Está fundado en un reloj biológico, es decir, en una secuencia de fósiles que, a través de los cambios producidos por su evolución, señalan las divisiones principales de la historia geológica.

Plantas Anfófitas Hongos Licopodíneos Algas y bacterias Protozoos Corales y esponjas Braquiópodos y briozoos Equinodermos Gasterópodos y bivalvos Cefalópodos:'

.--""-",::::_~ Artrópodos (sin los insectos) Insectos Peces Anfibios Aves...,,.,;.,,--__ Reptiles Mamíferos Hombre

F,g. 8.19. Diagrama de la evolución biológica en la historia de la tierra (tomado de Y. M. Vasiliev y otros Geología General e Histórica).

1


-

Principales acontecimientos de la historia geológica

Época* Serie**

1

Cuaternario

Cenozoica

Terciario

Cretácico

Jurásico

.. •

Reciente (Holoceno) Pleistoceno

0,01

Plioceno

5,1

Mioceno

24,6

Oligoceno

38,0

Eoceno

54,9

Pal eoceno

65,0

2,0

Glaciaciones repetidas; extinción de mamíferos grandes; evolución del horno; surgimiento de las civilizaciones

Diversificación de los mamíferos, aves, angiospermas, insectos polinizadores .

Continentes ocupan posiciones próximas a las actuales. Te ndencia a la aridez en el terciario medio.

144

La mayoría de los continentes se hallan ampliamente separados . Las angiospermas y los mamíferos· inician su diversificación; extinción masiva en el final del periodo .

213

Dinosaurios diversificados; primeras aves; mamíferos arcaicos; gimnospermas dominantes; diversificación de los amonites. Deriva continental.

248

Primeros dinosaurios; primeros mamíferos; las gimnospermas se vuelven dominantes; diversificación de los invertebrados marinos. Los continentes inician la deriva . Extinción masiva al fin éil del periodo.

Mesozoico

Triásico

Principales acontecimientos

-


Época * Serie**

-

1111111

286

Diversificación de los reptiles, incluyendo formas semejantes a los mamíferos; declina miento de los anfibios; diversificación de los órdenes de insectos. Un supercontinente: la Pangea; glaciaciones. Extinción masiva, especialmente de formas marinas, al final del periodo .

360

Extensos bosques de plantas vasculares, especialmente helechos. Anfibios diversificados; primeros reptiles. Diversificación de los primeros órdenes de insectos.

408

Origen y diversificación de los peces cartilaginosos y óseos; trilobites diversificados; origen de lo amonoideos, anfibios e insectos. Extinción masiva próxima al final del periodo.

438

Diversificación de los agnatos, origen de los placodermos; invasión de la Tierra por traqueófitas y antrópodos.

Ordovícico

505

Diversificación de los equinodermos, otros grupos de invertebrados, verte brados agnatos. Extinción masiva al final del periodo.

Cámbrico

570

Aparición de la mayoría de los filos animales y algas diversificadas.

>700

Origen de la vida . Aparecen los procariontes y más tarde los eucariontes; muchos grupos animales en el fin del periodo .

Pérmico

Carbonífero

Paleozoico Devónico

Silúrico

Arqueozoico

Principales acontecimientos

Precámbrico

* Unidades geocro nológicas. ** Unidades cronoestratigráficas.

•

Pré-Cambriano

•

Paleozóica

•

Mesozóica

[l

(Terciário)

ECHIPPUS

MAMIFEROS GIGANTES

HIMALAIAE MONTAN HAS ROCHOSAS

Cenozóica

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Cenozóica

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(Qutemério)

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ÚLTIMOS DINOSSAUROS

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C. El espectrómetro de masa La cantidad de los isótopos y la composición isotópica de los elementos se mide con un espectrómetro de masa, aparato que posee principalmente tres componentes: una fuente de rayo de iones cargados positivamente, un campo magnético y un colector de iones . En las tres unidades, se establece un vacío de una presión alrededor de 10-5 a 10-9 mm Hg. De acuerdo con la configuración de la fuente iónica, se puede analizar muestras gaseosas o sólidas. Para anali zar una muestra sólida , se coloca una sal del elemento en un filamento que se introduce en la fuente ióni ca. El filamento de tantalio, renio o volframio se cal ienta eléctricamente a una temperatura suficientemente alta como para traspasar el elemento en la fa se gaseosa . La temperatura alta del filamento en evaporación o de un filamento vecino incandescente causa la ionización de la muestra gaseosa. Los iones generado s de esta manera se aceleran en un campo de alto voltaje y po r medio de placas de rendijas se les enfoca en un rayo . A continuación, el rayo iónico entra en el campo magnético generado por un electroimán cuyas expansiones polares están formadas y ajustada s; de tal modo que las líneas de fuerza magnética son perpendiculares, con respecto a la dirección de propagación de los iones. El campo magnético desvía los iones, de modo que los iones siguen trayectorias circulares cuyos radios son proporcionales a las masas de los isótopos; es decir, los isótopos más pesados están menos desviados y los iones más livianos lo están más. Las expansiones polares se forman de tal modo que al salir del campo magnético, los rayos iónicos convergen . Los rayos iónicos separados siguen la trayectoria pasando por el tubo analizador hasta llegar al colector, donde se proyecta una imagen de la rendija de la fuente, por medio de un efecto iono-ó ptico del campo magnético . El colector iónico se compone de una copa metálica ubicada detrás de la placa de rendija . El voltaje de aceleración de la fuente y del campo magnético se ajusta de modo que uno de los rayos iónicos es enfocado por la rendija del colector; mientras que los demás rayos iónicos chocan con la placa de rendija puesta unida a tierra o con las paredes metálicas del tubo analizador y resultan neutralizados. El rayo iónico captado por el colector es neutralizado por los electrones que pasan por el colector y por un resistor de 1 010 a 1 012 ohm . La variación del voltaje generado entre los términos del resistor se amplifica y se mide por med io de un vo ltímetro análogo o digital. Usualmente, se registra las señales por medio de un registrador de cinta sinfín. El análisis de masa de un elemento o de un compuesto integrado por varios isótopos o masas isotópicas se obtiene variando el campo magnético o el voltaje de aceleración, de tal manera que los rayos iónicos separados son enfocados consecutivamente hacia el colector. La señal resultante se capta con el registrador de cinta sinfín y se compone de una serie de máximos y mínimos que, en conjunto, forman el espectro de masa del elemento . Cada alto representa una proporción discreta de masa y carga que hace posible la identificación de cada isótopo presente én el espectro de masa. El tamaño del alto es proporcional a la abundancia relativa de este isótopo .


ESPECTRO DE MASAS

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Vl

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E

196

198

200

202

Peso antómico ( u.m.a.)

M@:ifiilMilildili!Ht+•

204

-

-


D. Columna estratigráfica _de Lima'

Edades ro

u

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u

Descripción

Litología Dep. co Dep. fl .

ro

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ro

E J'ro:l

Piroclásti cos y derra m es andesíticos masivos con nive les de lavas de estructu ra almohadil lada y amigda loide con interca lación esporádica de arenisca volcánica.

Dep. p Dep. al Dep. marinos

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ID

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Albiano inf.

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Formación Chilca

Formación Atoco ngo

Apti ano sup.

700 Secuencia sedimentaria volcánica constituida por intercalación de areniscas volcánicas, lutitas, grauvacas y ca lizas finamente estratifi ca das con andesi ta y dacitas. Prayelliceras- barroisiceros Derrames y piroclásticos volcán icos Andesltico-dacítico, con hor izontes de lavas, almohadi llas.

750

300

--------=-

º vvvvvv

vvvv vvv

Aptiano med. ba rren iano, hauternia-

u

Volcánico Quilmaná

u o o. ::,

Formación Pamplona

700 PARAHOPTILES

no, valang sup.

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Valangi-

niano

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Germasiano

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Titoniano

Formació n Marcavilca

245

Formación Herradura

130

Form ación Salto del Fraile

+/-100

Calizas oscuras intercaladas con lutitas y margas

V)

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~

Germasia no superior

Bancos gruesos de ca lizas gri s cla ra a beige muy si licificada por metamorfismo termal.

o

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ID

Grupo Puente Piedra

OLCOSTEPHAHUS Areniscas cuarciticas de grano tino a med io, blancos, verdes y grises.

2 280

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Luti tas tisibles, algo pizarrozas de color negro, gris con areniscas pardas. RAIMONDICERAS RAIMONDI GAB Bancos de cuarcitas, gris cla ra en la parte superior, calizas oscuras y areniscas, vale. en la base, con horiz. vale. INOCERAMUS Horizontes lenticulares de lutitas tufóceas abiga rrados en la parte superior e intercalaciones de derrames y brechas volcánicas con limolitas, areniscas y lutitas pizarrozas en la base. AMONITES- LAMELIBRANQUEOS Y PLANTAS

Fig. 8.22. Columna estraugrá(¡ca geoemltzod<1 de Cllanca,,, C/wsico, Luna y Lurin (zona coscera), por O. Pa/acios,j. Caldas )' C. \lela, 1992.

2 Una descripción más detallada de la columna estratigráfica de Lima y alrededores puede encontrarse en el Boletín N.º 43 de la Serie A de la Carta Geológica Nacional, Geología de los Cuadrángulos de Uma, Lurín, Chancay y Chosica; de Osear Palacios,Julio Caldas y ChurchilVela. Lima, lngement, 1992; pp. 14 - 42.

Movimiento del terreno superficial 9.1. Definición y generalidades Las aguas de arroyo constituyen el principal agente modelador de la superficie terrestre. La s rocas expuestas en la superficie terrestre son atacadas inmediatamente por el intemperismo . Pero este no actúa solo, otros agentes unen sus fuerzas a él; por ejemplo, la gravedad que actúa para mover los productos del intemperismo e incluso de la roca inalterada hacia niveles cada vez más bajos. Algunas veces estos movimientos se producen en forma repentina, a manera de grandes deslizamientos de tierra y desprendimientos de rocas de los acantilados o huaycos; pero, a menudo, lo hacen en forma lenta o imperceptible .

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Evolución edafológ ica

Tra nspo rte por las aguas ~ supe rficiales Transporte en solución

Diagénesis

_t

-


9.2. Movimiento de masa Movimiento de la roca sin consolidar en respuesta a la atracción de la gravedad. Los glaciares, la acción eólica y otros agentes también pueden mover grandes cantidades de material, como rocas y suelo .

F,g. 9.2. Movimiento del terreno superficial, afectando la ciudad de El Salvador

9.2.1. Factores que inciden en el movimiento de masa -

Tipo de roca o suelo

-

Estructuras geológicas (estratificación, fallas, pliegues, diaclasas)

-

Topografía (pendiente/talud)

1 t t t

------'

CAP. 9 - Movimiento del terreno superficial -

Generación Transporte Transporte y Depósito

Depósito

2

3

4

En la planta, se abservan esquemáticamente /as zonas de generación de la avalancha ( I), depósito (,na/ (4), tramos de conducción y deslizamientos (2), y transición y depósito (3 ). De manera general, se presentan, en el perfil, las variaciones de la pendiente en las zonas ( I) y (4) y en los tramos (2) y (3) .

El nivel de agua (en negro) va aumentando a lo largo del canal; debido al aumento del caudal de lodos en e/ tramo (2) y a la disminución de la pendiente en /os tramos (3) y (4).

IMPkD41111i·i·l·&iiMIMiiil·M•"... ~ ~-, - .·-Acción del agua (lluvias, saturación del material con agua y nivel freático elevado, ríos, mares, glaciares) que acrecienta la efectividad de la gravedad y facilita su trabajo; por lo que después de un aguacero, el terreno se hace inestable . Clima (tipo de precipitaciones, temperatura, presión, vientos, etc.) . Sismos. Desplazamiento de vehículos pesados Actividades mínimas que realizan los animales y los hombres . Construcción de obras de ingeniería en zonas no aptas. En las zonas con abundante vegetación, los movimientos son muy retardados .

-


9. 3. Comportamiento del material

Fig. 9.4. Comportamiento

del material rocoso

9 .4. Clasificación Sharpe considera tres tipos de movimientos :

A. Corrimientos lentos Es el paso hacia abajo o descenso lento de los productos de meteorización por acción de la gravedad. Afectan solo la parte superficial de la ladera, la cobertera del suelo y la parte de la roca subyacente . Se pueden clasificar, a su vez, en :

Deslizamientos de suelos o reptación {creep). Movimiento continuo; aunque excepcionalmente lento, de la roca suelta y del suelo, en el sentido de la pendiente . Son difíciles de reconocer y comprender. Solo se tiene evidencias indirectas de ellos, a través de la inclinación de los postes de cercado, postes de luz y postes de telégrafos, muros de sostenimiento rotos y desplazados, y árboles curvados .

Postes inclinados

Cerco inclinado

Pared inclinada y rota

""

F,g. 9.5. Indicadores de reptación

Roca madre parcialmente intemperizada e inclinada

CAP. 9 - Movimiento del terreno superficial

-

Solifluxión. Es un descenso lento que se produce en regiones de mucha altitud o templadas, donde se intercalan los periodos de congelamiento y deshielo . Durante el deshielo, la parte superior que está formada por un suelo saturado de agua, musgos y partículas de rocas se desliza pendiente abajo como si fuera un líquido viscoso, inclusive en declives bajos de dos y tres grados (Permafrozt).

Glaciares de rocas. Los fragmentos rocosos se acumulan en el talweg de los valles; además por acción del agua y la gravedad forman corrientes de roca o ríos de rocas. Ocurre en regiones montañosas .

-

Deslizamiento de rocas. Descenso lento de bloques agrietados cuando a lo largo de un declive se deslizan formaciones masivas muy trituradas.

Deslizamiento de taludes de roca. Bajada lenta de bloques irregulares y heterogéneos.

El material grueso de un talud cae de un acantilado en retroceso al debilitarse. B. Movimientos o corrimientos rápidos Movimientos de masa más espectaculares, desastrosos o destructivos. Su velocidad de destrucción depende del clima y tipo de roca .

a} Deslizamientos de tierras. Descensos continuos y frecuentes de un cuerpo de suelo empapado con agua cuya velocidad de movimiento depende de la naturaleza de las laderas .

b) Flujos de lodo {barro). Masa de tierra y agua bien mezclada que fluye pendiente abajo en la ladera de un valle . Tiene la consistencia del concreto recién mezclado y su comportamiento es muy parecido al de la solifluxión. Se distinguen dos tipos:

-

Desértico (Uadis). Se produce en las zonas desérticas y se origina por las lluvias repentinas que causan estas avenidas.

Fig. 9.6.Vista de un ffujo de lodo en la ~osta peruana.

-


-

Volcánico (Lahar). Ocurre en las laderas de un volcán .

Fig. 9. 7. Lahar

Fig. 9.8. Desplome en un talud muy pronunoado


-

e) Desplome. Movimiento hacia abajo y hacia afuera de la roca o material sin consolidar. Por lo común, ocurre en zonas de fuerte pendiente o en los acantilados.

Erosión debida al oleaje

2

Socava miento de las rocas

Rocas a punto de desplomarse

3

Plataforma de abrasión

4

Fig. 9. 9. Etapas en la generación de un desplome

d) Deslizamiento de rocas. Movimientos rápidos y repentinos principalmente de una capa de rocas a lo largo de planos de debilidad .

Fig. 9.1 O. Vista de un deslizamiento de rocas en la carretera central (Perú)

-


e) Deslizamiento de escombros. Movimientos rápidos y pequeños de material no consolidado en el cual no existe material fino . En las zonas estrechas, forman surcos o canales. Generalmente, le siguen a periodos de grandes lluvias .

Fig. 9. 11. Deslizamiento de escombros

f) Caída y deslizamiento de rocas. Originado principalmente por la acción de la gravedad la cual suministra material para los taludes ubicados al pie de las montañas de las regiones escarpadas. Son de forma cónica y llegan a un máximo de 30º de inclinación.

g) Aludes. Caídas de grandes masas de hielo en forma repentina, ligados con frecuencia a una sacudida sísmica.

F1g. 9.12. Vista de un alud


-

C. Movimientos complejos -

Huaycos. Avenidas periódicas o estacionales que todos los años se deslizan por las laderas de los valles interandinos; debido a las fuertes lluvias producidas después de un largo periodo de sequía. Movilizan violentamente material heterogéneo de lodo, rocas y árboles que causan grandes destrucciones . Durante el trayecto, el material acarreado incrementa su volumen y alcanza velocidades de 60 a 90 km/h. «Huayco » es un término quechua muy usado en el Perú que significa 'avalancha'.

hg. 9. 13. Vista de un huayco en el Pedregal, Chosica, Perú

-

Aluviones. Son avalanchas violentas cuya magnitud y velocidad son altas y tienen efectos devastadores. Se originan por las mismas causas que un huayco o por la ruptura de presas artificiales de formación glaciar en los andes peruanos. Por ejemplo: la ruptura del represamiento del río Mantaro en la localidad de Huaccoto, el 25 de abril de 1974, originó un aluvión que produjo deslizamiento de rocas, seguido de una avalancha y de un flujo de lodo y rocas.

hg.>9. 14. El suelo de Uma un depósito fluv,o-aluvional

-


-

Alud-aluvión. Es una combinación de un alud y aluvión. El primero se origina por el desprendimiento o ruptura de las cornisas de hielo de las cordilleras andinas, a partir de los 4 500 msnm; este hielo es pulverizado por el impacto de su caída y licuado; en su avance involucra material morrénico o antiguas acumulaciones de aluviones y forma el 'alud-aluvión' que siempre arrasa todo lo que encuentra en su camino. Ejemplo: el terremoto del 31 de mayo de 1970 originó un "alud-aluvión" que sepultó dos pueblos bajo una masa de lodo y rocas cuyo volumen fue calculado en más de 250 millones de metros cúbicos con una altura de seis metros, donde perecieron más de 50 mil personas.

Deslizamientos, huaycos y aluviones ocurren cada año en época de lluvias. Los más impactantes en el país se produjeron en Huancavelica (1930), Huaraz (1945), Matucana (1953), Ranrahirca (1962), Yungay (1970), Cusca, Uchiza, San Martín (1971), Villa Rica, Santa Eulalia, Chosica, San Bartola, Cusca y Huánuco (1978), Tumbes, Piura, Ancash, Junín (1983) . Las inundaciones más importantes que se registraron en 1891, 1925, 1926, 1972, 1983 y 1984 ocasionaron el fenómeno del Niño en 1983 la cual ha sido considerada como la mayor catástrofe mundial del siglo XX. Otras catástrofes de gran repercusión, producidas por este tipo de movimientos, son el deslizamiento de Kanzu y la inundación de Honan en China; la rotura de la represa de Assan (India) en 1950, la represa de Vaiont (Italia) en 1963. También, se han producido grandes avalanchas en Estados Unidos, Italia, Japón y Suiza .

1


Fig. 9.15.Alud-a/uvión, Yungay 1970

-

Acción geológica de las aguas superficiales El agua es el más poderoso de los agentes que intervienen en el modelado de la superficie terrestre, así como en el transporte y sedimentación de materiales . La rapidez de su acción geológica está en función de su velocidad y del caudal.

1O. 1. Ciencias y ramas de la geología que estudian el agua -

Oceanografía. Ciencia que se ocupa del estudio de las aguas oceánicas o marinas que, como se sabe, cubren el 70 % de la superficie terrestre .

Fig. I O. I . Fondo marino

-


-

Fluviología (potamología). Es una rama de la geología encargada del estudio de las aguas superficiales que se presentan como torrentes o ríos.

-

Hidrogeología. Especialidad de la geología que se ocupa del estudio de las aguas subterráneas.

-

Limnología. Parte de la geología que estudia las aguas acumuladas en la superficie terrestre, como los lagos, lagunas y pantanos .

-

Glaciología. Especialidad de la geología que estudia las aguas solidificadas en la superficie terrestre; por ejemplo: como los glaciares.

El ambiente fluvial es, probablemente, el más importante de tierra firme. La vida de un río, desde su cuenca de recepción hasta su desembocadura, representa un sistema muy complejo con un sinnúmero de fenómenos, factores y dependencias . El ambiente se define por la acción del agua en movimiento, por la energía del agua y por el conjunto de erosión, transporte y sedimentación en el mismo ambiente . Además, los sistemas fluviales tienen una fuerte dependencia de las condiciones climáticas y los ríos son siempre susceptibles a los cambios; no solamente cambios estacionales, como sequías y deshielos; sino también de mediano y largo plazos.

Fig. I0.2. Ramas de la geología que estudian el agua

CAP. 1O - Acción geológica de las aguas superficiales -

10.2. El ciclo hidrológico Es la representación del flujo de agua en varios estados a través de los diferentes almacenes del sistema terrestre, como son los océanos, las acumulaciones de hielo glaciar, el agua superficial y subterránea, y la atmósfera . El paso entre estos almacenes se produce por medio de la evaporación y transpiración en la superficie terrestre, condensación para formar nubes, precipitación en sus variantes de lluvia y nieve, as í como escorrentía superficial o subterránea . Se ha establecido que las tres octavas partes de las aguas de lluvia regresan al océano a través de la escorrentía superficial. Ocurrida la precipitación en forma de lluvia, se formarán las aguas de escorrentía superficial (escurrimiento) que luego se desplazarán y formarán los ríos. Una parte de estas aguas se infiltrará para formar las aguas subterráneas. Cuando la precipitación cae en forma de nieve o granizo, se almacena temporalmente en la superficie donde forma los glaciares (lagos y lagunas); otra parte regresará a la atmósfera debido a la evaporación .

Transporte de vapor

40

¡¡¡ Precipitación

71 Transpiración

425 Evaporación

/// Precipitación

385

Fig. I 0.3. Ciclo hidrológico

La evapotranspiración es un proceso de evaporación realizada por los seres vivientes .

10.3. Factores en el desplazamiento de las aguas superficiales -

Topografía de l terreno sobre el que cae el agua.

-

Velocidad de la precipitación

-


Tipo de roca o sedimentos -

Vegetación

-

Distribución anual de las precipitaciones

10.4. Evolución de las aguas de lluvia Cuando las aguas de lluvia se ponen en o con la superficie terrestre originan cárcavas, pequeños surcos que encausan las aguas de lluvia, siguiendo la línea de máxima pendiente y forman una tupida red de ramificaciones en la ladera. A estas aguas, se les denomina «salvajes» o «de arroyada» . El desarrollo de las cárcavas estará en función de la geología de la zona y dará origen, posteriormente, a los sistemas de drenaje. La acción erosiva de las aguas salvajes forma los barrancos, la unión de estos conforma un accidente en el terreno conocido como quebrada, donde las aguas se encauzan y toman el nombre de torrentes . A su vez, las quebradas se juntan y originan un valle, donde las aguas que circulan reciben el nombre de «ríos» . Las aguas que quedan retenidas por algún accidente geológico, en forma de barrera, forman lagunas o lagos que son depresiones continentales ocupadas permanentemente por agua; aunque en la mayoría de casos vienen a ser simples episodios en el cauce de un río.

Fig. I O. 4. Vista de una quebrada en la cuenca del río Rímac

CAP. 1O - Acción geológica de las aguas superficiales

-

10.5. Torrentes y rios Los torrentes son cursos de agua estacional o eventual con un cauce fijo, propios de áreas montañosas, de escasa longitud y régimen hidrográfico irregular. Son agentes erosivos poderosos, especialmente cuando hay poca vegetación en el terreno . Los ríos son corrientes de agua permanente que fluyen por un lecho desde un lugar elevado hacia otro más bajo. Constituyen una red hidrográfica completa y un aparato fisiográfico de categoría superior. Casi todos los ríos desaguan en el mar o lago; pero algunos desaparecen porque sus aguas se filtran en la tierra o se evaporan en la atmósfera. La mayoría de los cursos costeros peruanos son mal llamados «ríos»; pues no son más que masas de agua que discurren confinados en un canal y se mueven hacia abajo, por acción de la gravedad.

Fig. I 0.5.Visto del río Montoro, Perú

-

Descarga. Cantidad de agua que pasa por un punto dado en una unidad de tiempo. Ejemplo, 80 m 3/seg.

-

Riada o crecida. Aumento brusco del caudal o elevación del nivel, debido a la fusión de las nieves.

-

Velocidad. Se mide en función de la distancia que recorre el agua en una unidad de tiempo .

-


10.5.1. Partes de un rio y un torrente A. Cuenca de recepción o curso superior Zona en forma de embudo donde se recoge el caudal de pequeños arroyos. Generalmente, se encuentra en las partes altas que es la zona de lluvias y se caracteriza por una mayor pendiente y un predominio de erosión vertical. Si se produce la sedimentación, generalmente, es de material grueso.

B. Canal de desagüe o curso medio Zona donde las aguas reunidas corren por un solo cauce, más o menos profundo, hacia la desembocadura y alcanzan su máxima velocidad . Presenta una pendiente moderada, erosión vertical mínima y predomina en ella la erosión de sus márgenes y la evacuación de sedimentos .

C. Cono de deyección o curso inferior Llamado también «llanura de inundación» o «abanico aluvial». Zona donde las aguas pierden velocidad y depositan todo el material recogido y transportado por el río en las fases anteriores. Se caracteriza por tener una pendiente mínima y predominio de la sedimentación.

I

11

111

',l, 1

----

1 1 1

Cuenca de recepción

I

Canal de desague

Planta

Fig. I 0.6. Partes de un curso de agua.

Cono de deyección


-

10.5.2. Origen de rios y torrentes Los ríos o torrentes tienen diferentes orígenes: -

Pluvial . Si las aguas provienen de las lluvias .

-

Glaciar. Cuando provienen de los deshielos de los glaciares.

-

Níveo-pluvial. Si las aguas provenien de la nieve y las lluvias .

10.5.3. Evolución de un ria Para comprender mejor el funcionamiento de un curso evolución longitudinal y transversal.

fluvial, tenga en cuenta su

A. Evolución longitudinal Se considera que la ladera pudo tener un perfil convexo en un inicio. Al discurrir el torrente, profundiza su cauce; debido a la erosión vertical y llega un momento en que el perfil se hace cóncavo el cual indicaría el límite de la profundidad longitudinal, debajo de este límite ya no se produce la erosión . Todo río tiende a alcanzar su perfil longitudinal teórico, perfectamente regularizado, llamado «perfil de equilibrio» .

A

i )

A, nacimiento del río; CB, base de erosión del río; AB, superficie por la cual corre el río originariamente (en el momento de su surgimiento); ab, a1 b1, a2 b2, superficies de erosión y la curva ÁB es el perfil de equilibrio del río.

Fig. 1O. 7. Perfil longitudinal de un río

-


-

Perfil de equilibrio. Es una curva ideal cóncava hacia arriba (en la figura 10.7 es la línea AB o en su momento las líneas aB, a1 B, a2 B y finalmente Ab 2 b1 bB), es decir, se trata de la gradiente en cuyos puntos no se produce la erosión ni la sedimentación, solo hay capacidad de transporte .

-

Nivel de base. Es el nivel de la cuenca de recepción donde desemboca el río. En otras palabras, es el límite inferior más abajo del cual un río ya no puede erosionar. El nivel de base final para los ríos es el nivel del mar, proyectado t ierra adentro como una superficie imaginaria debajo de la corriente.

-

Ley de Surell. El río se desarrolla desde el nivel de base, pendiente arriba y siguiendo la ley de la erosión remontante o retrocedente.

B. Evolución transversal La corriente erosiona en forma rápida y profundiza el cauce. Predomina la erosión vertical y en las altas montañas se puede apreciar la forma típica en V. Se produce también la erosión lateral y el valle se va ensanchando poco a poco.

A, en el curso superior; B, en el curso medio e inferior; C, en la parte estuarina: l. cauce; 2. llano de crecida; 3. terrazas de val le de crecida; 4. cejo de la ladera primitiva del valle (dibujo de N. Kostenko).

Fig. I 0.8. Modelado de un valle fluvial.


10.5.4. Clases de rfos A. Por su recorrido

-

Continentales. Por ejemplo : el Amazonas, el Mississipi o el Nilo. Nacionales. Mantaro y Ucayali en Perú; entre otros. Locales. El río Tumbes {Tumbes); Rímac y Chillón {Lima).

¡ L

I / )

I

r

/

I

o

i,, Cuenca del río RÍMAC

Ftg. I O. 9. Cuenca del río Rímac

B. Por la pendiente del terreno

-

Consecuentes. Aquellos que siguen la directriz general del declive del terreno. Subsecuentes. Afluentes perpendiculares, por ambos márgenes, a los ya mencionados.

-

Obsecuentes. Subafluentes que corren en dirección contraria a los consecuentes.

C. Por la forma de su cauce

Trenzados (braided). Llamados también «an astomosados », se componen de varios canales de agua y bancos de arena y .gravas. El río del tipo braided se encuentra en las montañas o en regiones subpo lares . La cantidad de agua puede ser muy variable entre primavera y otoño/invierno.

-


-

Con meandros. Se encuentra en los sectores de colinas y llanuras. La inclinación mediana provoca que el río, por sí mismo, forme curvas. Rectos. Se hallan en las llanuras grandes con poca inclinación. Los ríos son grandes, pero con una lenta velocidad del flujo.

/

/ 1

/

y

i

Fig. I0.1O. Los cursos de agua respecto a la pendiente del terreno

10.6. Trabajo geológico de las aguas superficiales La acción geológica de las aguas superficiales se realiza dentro de las características del ciclo geodinámico exógeno, que comprende lo siguiente:

10.6.1. Erosión El proceso erosivo de las aguas superficiales es mayor en materiales heterogéneos y poco consolidados, en climas donde predominan las lluvias torrenciales o en suelos sin vegetación . En ese proceso, es importante, además, la naturaleza de la roca que forma el suelo y su estructura, como lo es el fracturamiento y el grado de alteración en las rocas ígneas o el plano de estratificación en las rocas sedimentarias. El proceso de erosión puede ser de cuatro tipos : -

Acción hidráulica o de masa. Proceso producido por la fuerza inherente al flujo de agua que levanta y mueve partículas sueltas.

-

Abrasión. Proceso por el cual un agente móvil, como el agua, utiliza un material para desgastar las rocas. Es el desgaste mecánico del lecho de las corrientes por la fricción de los cantos rodados, gravas o arenas llevadas por la corriente .

-

Atricción. Desgaste de las partículas llevadas en suspensión, debido a choques producidos entre sí. Dichas partículas tienden a ser esféricas.


-

Corrosión o dilución. Erosión causada por procesos químicos o la acción disolvente de las aguas sobre los minerales de las rocas.

Existe también una erosión diferencial que puede ser perturbada por la presencia de estructuras geológicas, como fallas, pliegues o diaclasas, por el desarrollo del magmatismo o por periodos de vulcanismo .

10.6.2. Transporte Los sedimentos arrastrados por la corriente forman la carga y pueden subdividirse en: a) Material disuelto. Transportado en solución que consiste, principalmente, en sales solubles (NaCI, KCI , CaSO 4 , MgSO 4 }, carbonatos (CaCO 3 } y compuestos de hierro y manganeso. b) Partículas sólidas. Arrastradas por la fuerza del agua. Pueden ser las siguientes: -

Material fino (limos y arcillas). Transportado por suspensión y casi siempre en el interior de la masa de agua. Depende de la turbulencia de la corriente para evitar que los materiales de grano fino caigan al fondo.

-

Material grueso (arenas y gravas). Material que salta, rueda, se empuja o desliza por el cauce del río y es transportado como carga de fondo por tracción o arrastre (indica empuje o rodamiento de las partículas) y por saltación (producida por las irregularidades del cauce del río).

e) Partículas por gravitación. El cono aluvial (aluvial Jan) acumula material detrítico, especialmente arenas y gravas finas .

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Fondo inmóvil

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Arrastre

~

Rodadura

~ Saltación

También se transportan muchas sustancias Fig. I O. / I . Transporte nuvial

.. . ...

~

t...:...:.....: Suspensión

-


Las rocas destruidas por erosión/meteori zación se mueven cerro abajo de dos maneras: lenta (pocos centímetros al año) y rápida (algunos cientos de metros, en breves momentos por un derrumbe) . La energía del movimiento proviene de la gravitación, el agua solamente mejora el desl izamiento. Muchas veces los derrumbes son impulsados por una lluvia fuerte o una actividad sísm ica . Los movimientos de masas provocan varios problemas para la población y las obras de infraestructura . Los tal udes en movimiento lento pueden ser percibidos por el crecimiento de árboles en línea curva ; ya que el árbol quiere mantener su posición . Este fenómeno se llama «cabeceo » y es un ind icador muy importante para detectar desl izamientos lentos en las montañas . Los deslizamientos rápidos provocan grandes problemas en el momento que tapan un valle en su total idad, pues se formará un embalse natural que se romperá por las enormes presiones del agua acumulada . Cada año todos los ríos del mundo transportan hacia al mar aproximadamente 10 km 3 de sedimentos : cada segundo llegan a los océanos 317 000 m 3 de materiales lo que equivaldría a que 176 mil cam iones grandes botaran su carga al mar cada minuto .

10.6.3 . Flujo de una corriente de agua Movimiento que hace el agua que transporta los sedimentos.

Flujo turbillonar. Se produce cuando una corriente se mueve en direcciones ascendentes y descendentes sobre una superficie irregular. -

Flujo laminar. Se origina cuando el agua discurre sobre un cauce de fondo liso. Son trayectorias recta s y forman láminas paralelas al lecho .

Existen cuatro principales modos de transportar partículas en el agua: (1) en solución, como iones Na+, 0-, K+, Ca 2+; (2) en suspensión, partículas pequeñas flotantes; (3) en saltación, partículas medianas; y (4) tracción, partículas grandes .

10.6.4. Deposición Está en función de la velocidad y caudal del río; además forma abanicos aluviales, conos de deyección y deltas . Primero, se depositan materiales gruesos y, a medida que se debilita la corriente, se depositan materiales cada vez más finos .

GRUESO Bloques ===> Guijarros ===> Gravas ===> Limos 0256mm . {Zl 1/256mm

===>

FINO Arenas ===> Arcillas


-

La deposición también puede ocurrir al pie de los declives fuertes, dentro de su propio cauce, sobre las llanuras aluviales y en la desembocadura.

1000.----------------------,

Zona de erosión 100

t Velocidad del flujo

(cm/ seg )

1O

Zona de transporte Zona de sedimentación Arcilla

Limo

Tamaño de granos

( frio)

Fig. I O. 12. Velocidad del

Arena

~UJO

Grava

--+

(grueso)

y la erosión o deposición de sedimentos

1O. 7. Los valles Depresiones de la superficie terrestre ocupadas habitualmente por un río o un glaciar. La

erosión fluvial es el principal agente que actúa en la formación de valles; acción que se complementa por la descomposición natural que origina la meteorización .

-


Curvas de nivel. Líneas que unen puntos situados a la misma altitud o cota . Tha lweg. Línea ideal que une los puntos más bajos a lo largo de un valle . Cauce. Superficie por la que corren las aguas de un río . Área entre ríos o entre cauces. Área montañosa que separa dos valles consecutivos. Divisoria de aguas. Línea de cumbres, es decir, la que une los puntos más altos de un valle . Penillanura . Formada principalmente por la erosión de dos áreas de entre ríos .

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20 m

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-

1O. 7.1. Clasificación de valles C. l. Lisson clasifica los valles de acuerdo con su génesis y morfología :

A. Génesis. Por su origen pueden ser de tres tipos: Glaciar. Se forman por la erosión de los glaciares. Fluvia l. Los valles se forman por la erosión de los ríos. Tectónico. Se originan por la actividad tectónica de la corteza terrestre que, a su vez, puede ser por callamiento o plegamiento.

B. Morfología. De acuerdo con su morfología pueden ser los siguientes: -

Simétri cos. Cuando la sección de un valle, es uniforme y se ha formado por el paso del río o el glaciar a través de formaciones rocosas de una misma dureza.

-

Asimétricos. Cuando la sección del valle es irregular; debido a que el río o el glaciar atraviesa formaciones rocosas de diferente dureza.

10.7.2. Ciclo erosivo fluvial Este ciclo comprende todas las manifestaciones o rasgos que caracterizan a un río joven, maduro o senil . También, es llamado «ciclo corrosivo » o «ciclo geomorfológico de un río» . Por otro lado, los procesos de diastrofismo, magmatismo, vulcanismo, glaciación, climatología, entre otros, son los principales causantes de perturbaciones en el ciclo de erosión.

-


10. 7.3. Etapas de evolución de un río Davis compara las etapas de evolución de un río con las del hombre.

A. Etapa juvenil Los saltos de agua indican la juventud del río. Este tiene fuerte pendiente y sus aguas transportan materiales gruesos y finos. Los valles son moderadamente profundos, existe alto poder de erosión y predomina el de tipo vertical. Por ejemplo, casi tod os los ríos de la costa y la sierra.

- ---~--

--111

111 11

Cau ce

1 11 y 111 - Terrazas

Aluvión del cauce Aluvión del valle anegadizo Aluvió de las t errazas Calizas

Corte de un valle y sus terrazas

lílt•lifflilMIIW!NiHHW B. Etapa de madurez El río presenta una pendiente moderada y transporta material constituido por arenas. Predomina la erosión lateral y los valles son muy profundos. Ejemplo : el Mantaro y el Vilcanota .

C. Etapa senil El río tiene pendiente débil, numerosos meandros y se hace navegable. Predominan los fangos y soluciones. Los valles son superficiales y ya no hay erosión. Ejemplo: los ríos Amazonas y Ucayali.

D. Rejuvenecimiento El rejuvenecimiento de un río se produce principalmente por las variaciones del nivel de base que pueden ser, por ejemplo, variaciones del nivel del mar durante los period os


-

glaciares. Una característica principal de esta etapa es la presencia de terrazas fluviales, formaciones aluviales, casi a nivel relativamente angosto que bordean el río y term inan en un banco abrupto . En el último millón de años, se han producido cuatro glaciaciones importantes que han formado cuatro terrazas en la mayoría de los ríos .

10.7.4. Desplazamiento de divisorias y captura de un río Fenómeno causado por la erosión, mediante el cual un río le qu ita las aguas a otro. La corriente que profundiza su valle más rápido puede extender sus cabeceras hasta sobrepasar la divisoria .

B

hg. IO./ 8. Esquema de las migraciones de una div,sona de aguas a 1, a2, a3, b 1, b2, etc., pos,oones sucesivas de las cabeceras de los ríos migrantes por efecto de la erosión remontante.

-


Captura de un no , en proceso

Captura de un no , en p roceso com Peta 1

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10. 7.5. Accidentes en el curso de un rio A. Saltos de agua Producidos por la presencia de diferentes tipos de rocas en el curso de un río .

Cascada. Se forma cuando el río discurre por peldaños. Catarata. Se crea cuando el salto es uno solo y tiene un volumen importante .

Fig. I 0.21. Las cataratas de El Gera, en el d1stnto de Jepelacio, a 2 I km de Moyobombo, depa, ta111cnro de Son Martín. Perti.

-


B. Rápidos Zonas de un río de fuerte pendiente donde las aguas corren a gran velocidad y turbulencia. Se forman cuando se va destruyendo un salto de agua .

C. Vados Lugares donde el río tiene poca profundidad .

D. Meandros Curvas regulares que describe un río y que generalmente se forman en la llanura del río . Una vez formados estos meandros, por las variaciones que sufre el nivel de base, el río rejuvenece y origina meandros encajados . Ejemplo : el río Manta ro.


E. Gargantas y cañones Zonas de estrechura de un valle que se caracterizan por sus paredes verticales donde el río va encajado. Cuando es de poca longitud viene a ser una garganta; cuando tiene varios kilómetros viene a ser un cañón .

F. Marmitas

Se originan por las irregularidades que existen en el fondo del cauce. Son excavaciones semicirculares perforadas en el fondo por abrasión (ollas de barro). G. Pongo

Paso estrecho y peligroso de un río .

Aire

•

Agua

Formación de Marmitas Fig. I 0.25. Formación de marmitas

•

-


10. 7.6. Tipos de desembocadura En las desembocaduras de los ríos, se origina la transición del régimen fluvial al marino mediante la compleja interacción de las aguas dulces fluviales y las saladas del océano.

A. Estuario Es el área costera semicerrada que forma la desembocadura de un río en el mar. Se caracteriza por tener el aspecto de un embudo cuyos lados se van apartando, en sentido de la corriente y por la influencia de las mareas en la unión de las aguas fluviales con las marítimas. Cuando sube la marea y penetra el agua del mar, se produce el flujo. El reflujo viene a ser la salida del agua de mar. En un estuario 2, se puede observar tres zonas: -

De agua de mar De agua fluvial

-

De mezclamientos de las aguas o zona mixoalina, donde se forma un depósito fangoso de limos y arcillas humedecidas que se conoce como «marisma» . Ejemplo: el río Amazonas .

Fig. I 0.26. Desembocadura de un estuario


-

--- --------- ----------- -

'

32% -

Salinidad - - - 0,1%

1

Facies marina MAR

100

1

Facies estuarina (influen cias mixtas)

Facies fluviátil

ESTUARIO central

RIO interno (cabeza)

l

"'¡:n l

so

B. Ria Penetración que forma el mar en la costa por el sumergimiento de la orilla de una cuenca fluvial de laderas más o menos abruptas . Se observa en las costas del Atlántico Sur.

C. Delta Zona donde se depositan los sedimentos transportados por un río y que se forma cuando este desagua en el mar o lago . Tiene una forma triangular muy parecida a la letra griega delta (L'i) . Ejemplos : deltas de los ríos Nilo, Mississipi y Tumbes . :·------------

-


10.8. Depósitos fluviales Pueden adoptar las sigu ientes formas:

10.8.1. Conos y abanicos aluviales Los conos, generalmente, están constituidos po r materiales gruesos y los abanicos por materiales finos .

..: .: '

--------

F,g. I 0.29.Abanico ~uv,al

10.8.2. Llanuras aluviales de pie de monte Se forman cuando los ríos descargan sus sedimentos : unos cerca de otros, en la misma llanura. Con el tiempo, estos abanicos aluviales pueden unirse hasta formar capas continuas de sedimentos.

10.8.3. Rellenos del cauce Pueden presentarse en una variedad de formas . Los que más se observan son las barras o los bancos y los canales trenzados o anastomosados .

10.8.4. Terrazas fluviales Restos de antiguas llanuras aluviales producidas por el rejuvenecimiento del río .

CAP. 1O - Acción geológica de las aguas superficiales ----- ---- -- ------ ---- .. ------ --- ----------- -------- ----- --- -------- --- -- .. -- --- ------------ -- ----

A

M•til+Ml·l+i·B·lk#@M+i&i@éift+-

Aguas subterráneas Cuando el agua de lluvia llega a la superficie terrestre, pasa a los ríos y torrentes de agua, penetra en el terreno (se infiltra) o vue lve a la atmósfera po r evaporación y transpiración de las plantas . Pero, en general, se sabe que más de la m itad de las precipit aciones vuelve a la atmósfera y que más del 50% de lo restante se escurre . Solo una pequeña cantidad de agua se mueve en el medio poroso de las rocas (percolación) y se le denomina «aguas subterráneas» . Con otras palabras, las aguas subterráneas son aquel las que provienen de la infiltración, es decir, la s que se encuentran bajo la superficie terrestre, bien en los espacios porosos o en la s fracturas y cavidades del material conso lidado y sin consolidar. La rama de la geología que estudia estas aguas es la hidrogeología.

Pptotal = Escorrentía + Percolación + Pérdida por evaporación

Flujo del agua subterránea

Arroyo que se recarga con agua subterránea

~ca de agua subterráne

l

Fig. 11. I. Genetación de las aguas subterraneas

-


11 . 1. Clases de aguas subterráneas 11 . 1. 1. Por su modo de presentación -

Aguas vadosas o meteóricas. Aquellas cuyo origen es la infiltración de las lluvias, hielo o nieve fundida durante el ciclo hidrológico. No son qu ímicamente puras; sino soluciones o suspensiones de sustancias diversas con aire y gases.

-

Aguas juveniles o magmáticas. Son aguas que han quedado entrampadas en el interior de la Tierra y que se han formado, a partir de los productos gaseosos que se desprenden del magma durante su enfriamiento. Los vapores acuosos empiezan a condensarse y a pasar al estado líquido en forma de gotas.

-

Aguas connatas o de formación . Aguas saladas que están entrampadas entre los poros de los sedimentos cuando estos pasaron por el proceso de diagénesis. Se encuentran, generalmente, en áreas petrolíferas.

11 .1.2. Por las sustancias en disolución La composición química de las aguas subterráneas está vinculada con las condiciones de su origen (connatas, vadosas o j uveniles) y con los procesos subsiguientes que las modifican. Las aguas subterráneas se caracterizan por su gran poder de disolución. El contenido total de sustancias disueltas en estas aguas se llama «mineralización».

-

Aguas potables. Aguas cuyo contenido de sales no es dañino para la salud.

-

Aguas duras. Presentan un contenido de sales alto y perjudicial para la salud . Son ricas en bicarbonatos, sulfatos y cloruros de calcio y magnesio. Las aguas con mucho flúor originan las caries dentales y las que tienen sulfatos de magnesio y sodio son purgantes.

-

Aguas blandas. Son las aguas puras.

11.2. Movimiento y descenso de las aguas subterráneas Los factores que influyen en este tipo de movimiento son los siguientes:

-

Tipo y cantidad/ritmo de las precipitaciones. Por ejemplo, un aguacero intenso que descargue en una ladera empinada de roca impermeable y sin vegetación, dará lugar a una gran escorrentía.

-

Pendiente del terreno (topografía) Textura de la roca o del suelo

-

Vegetación

-

Estructuras geológicas

-

Porosidad y permeabilidad

CAP. 11 -Aguas subterráneas -

l l l + Infiltración - Infiltración

Fig. 11.2. Topografia del terreno en el movimiento de las aguas subterráneas

A. Porosidad Poros son los espacios libres entre las partículas del suelo o de rocas sedimentarias elásticas . La cantidad de estos espacios libres se denomina «porosidad (n)» . Los poros pueden ser ocupados por agua y/o aire. Un suelo se llama saturado cuando los poros son ocupados completamente por agua y no saturado cuando una parte de los poros es ocupada por agua y otra parte por aire. La porosidad se define como la relación entre el volumen de los vacíos y el volumen total del suelo o de una muestra del suelo y se puede expresar como un parámetro, sin dimensión o en forma porcentual: .------------------------------------------------- ----------------------------------------------------------------------------~ '

n=(V-VJ/V Donde : n = Porosidad Vs = Volumen de material sólido VV = Volumen vacíos V= Volumen total del suelo

F1g. I 1.3. Porosidad

n =VV /V

n = 1 -(VJV)

.

-


El coeficiente de vacío (e) es otro parámetro que también describe la cantidad de espacios libres. El coeficiente es definido como la relación entre el volumen de espacios vacíos y el volumen de material sólido del suelo o de una muestra del suelo:

i;_ e=(V-V)/V s s

e =VV /VS

Donde : n = Porosidad Vs = Volumen de material sólido Vv = Volumen vacíos V= Volumen total del suelo

Agua Aire Partículas de suelo Agua subterránea Partículas de suelo Fig. 11.4. Corte esquemático del suelo.

Entre los dos existe una relación matemática simple :

n=e/(1 +e)ye=n/(1-n). Ejemplo: un suelo que contiene tres partes de materia sólida y una de vacíos tiene una porosidad n de 0,25 (25 %) y un coeficiente de vacío e de 0,33 . Los valores den y e se pueden calcular cuando se conocen los valores de la densidad absoluta (igual a peso específico con símbolo "p") y de la densidad aparente del material seco (símbolo: ts). La s ecuaciones correspondientes son las siguientes:

n=

1-

(p~s) y e = ~s/p) -

1


1

n

e

Vacíos

1

1-n

1

• Fig. 11.5. Relaciones entre la parte sólido y los espacios vacíos

La siguiente tabla muestra los valores más frecuentes para e y n, en materiales diferentes. En general, un suelo común tiene una porosidad entre 20 y 70 por ciento.

Tabla 11.1 :Valores frecuentes de e y n Material

Coeficiente de vacío (e)

Porosidad (n)

Arcilla limosa

0,82-1,50

0,45-0,60

Limo arcilloso

0,66-1,20

0,40-0,55

Limo arenoso

0,43-0,66

0,30-0,40

Arena bien graduada

0,43-0,66

0,30-0,40

Arena gravosa

0,38-0,54

0,28-0,35

Grava arenosa

0,33-0,54

0,25-0,35

Como se aprecia en la tabla anterior, la porosidad depende en gran parte del tamaño de los granos del suelo y del sedimento .

-


A continuación, se presenta la escala de Wentworth que es una clasificación de grados de los tamaños de los fragmentos líticos . Si observa, en la tabla siguiente, la lista de números que establecen los límites entre las clases sucesivas de arriba hacia abajo; verá que cada uno de ellos es la mitad del valor que le precede y dos veces el valor siguiente; lo que es, en sí, una razón constante o una escala logarítmica :

Tabla 11.2: Escala de Wentworth

111111 -12 -11 -10 -9 -8 -7 -6 -5 -4 -3 -2 -1

4096 2048 1024 512 256 128 64 32 16 8 4 2

o 1 2 3 4

1 1/2 1/4 1/8 1/16

0,5 0,25 0,04 0,125 0,062

5 6 7 8

1/32 1/64 1/128 1/256

0,031 0,016 0,008 0,004

9 10

1/512 1/1024 1/2048 1/4096

11 12

161,3 80,6 40,3 20,2 10,1 5 2,52 1,26 0,63 0,32 0,16 0,08

Malla serie estándar US

' '

Nombre del grado '

Muy grandes Grandes Medianos Pequeños

Cantos grandes

Grandes Pequeños

Cantos medianos

63 mm 31,5 mm 16mm 8mm N.º 5 N.º 10

Muy gruesos Gruesos Medianos Finos Muy finos

Cantos pequeños

N.º N.º N.º N.º N.º

Muy gruesa Gruesa Mediana Fina Muy fina

Arena

Grueso Mediano Fino Muy fino

Limo

Gruesa Mediana Fina Muy fina

Arcilla

18 35 60 120 230

ro

>

~

l9

Según datos recientes, la arcilla posee una porosidad mucho más alta que la arena o la grava . Mientras que la arcilla tiene de 0,45 a 0,60, la arena posee de 0,30 a 0,40. No obstante, la arcilla es un material acuífugo prácticamente impermeable y, por el contrario, la grava y la arena son acuíferos, es decir, materiales permeables.

CAP. 1 i - Aguas subterráneas

Depósito sedimentaria pobremente clasificado. Tiene menos porosidad debido a que los espacios entre las partículas están rellenados de material fino las fracturas y la estratificación puede aumentar la prosidad.

Las fracturas y estratificación pueden incrementar la porosidad.

La presencia de un material cementante puede reducir la porosidad.

Depósito sedimentario bien clasificado tiene alta porosidad.

- Mi++Mii·IMFMMi+iiMiriii:8'/MI Aparentemente, la porosidad total de un material no es el único factor que determina si un su elo es acuífero o no lo es. El parámetro clave es la porosidad eficaz o porosidad eficiente, de símbolo ne/, que siempre es menor que la porosidad total; pero casi igual a esta para las partículas grandes y mucho menor para las partículas pequeñas.

Tabla 1 1.3: Porosrdad eficaz Material

Porosidad (n)

Porosidad eficaz (nef)

Arcilla limosa

0,45-0,60

0,01-0,05

Limo arcilloso

0,40-0,55

0,03-0,08

Limo arenoso

0,30-0,40

0,05-0,10

Arena bien graduada

0,30-0,40

0,10-0,15

Arena gravosa

0,28-0,35

0,15-0,20

Grava arenosa

0,25-0,35

0,20-0,25

-


A partir de la información de la tabla anterior, una parte del agua infiltrada forma una película adhesiva de espesor muy reducido (2 µm aproximadamente) sobre cada partícula del suelo. Esta agua adhesiva queda prácticamente "atrapada"; pues no circula más a través de los poros y bloquea una parte del espacio poroso para el flujo del agua no adhesiva . El agua adhesiva existe porque la superficie total de granos pequeños es más grande que la de granos de mayor tamaño (en una unidad de volumen de una muestra). Además, los espacios entre partículas pequeñas son más angostos que los espacios entre partículas grandes lo que tiene una consecuencia importante: Si el espacio entre dos granos de suelo es de 0,1 mm (100 micrones); la capa de agua adhesiva de cuatro micrones (dos micrones alrededor de cada uno) prácticamente no tiene importancia, con respecto a la permeabilidad del material porque el espacio libre todavía es suficientemente grande como para permitir un flujo de agua. Por otro lado, si el espacio entre dos granos es de solamente cuatro micrones, la capa de agua adhesiva de cuatro micrones (dos micrones alrededor de cada uno) ocupa el espacio disponible por completo, sin dejar cabida para la circulación de agua. Por lo tanto, la porosidad total coincide co n la porosidad eficaz solamente en material (en un suelo) con partículas de mayor tamaño. La det ermi nación o mejor estimación de la porosidad eficaz es más complicada que la determ inación de la porosidad total. Si se conoce el valor del coeficiente de la per meabilidad kf, se puede ca lcular el valor de la porosidad eficaz nef, utilizando la ecuación emp írica de Marotz:

nef = 0,255 + 0,045 In kf (para kf expresado en cm/s) nef = 0,462 + 0,045 In kf (para kf expresado en m/s)

B. Permeabilidad La permeabilidad o conductividad hidráulica de una roca es su capacidad de permitir el paso de un flujo de agua a través de sí. La permeabilidad depende de los tipos de vacíos y de las propiedades específicas de ellos. Los vacíos pueden ser poros o grietas conectados o no conectados entre sí.


High Permeability

Low Permeability

Fig. I I. 7. Permeabilidad en las rocas sedimentarias

a) Ley de Darcy

Sobre la base de sus trabajos de mecánica de flujos, el ingeniero francés Henry Darcy (1803-1858) descubrió que existe una relación entre la cantidad de agua Q (unidad m/s) que fluye a través de una superficie, la superficie A (unidad m 2 ) , el gra diente hidráu lico i (determinada por la distancia/ recorrida y la diferencia h de la altura del nivel freático) y el coeficiente de permeabilidad kf (un coefic iente específico para cada tipo de roca).

Q = k*A*(~ h/~ I)

o A= área Q = descarga k k = conductividad ~---------~--.J-----111J1li• hidráulica

------

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Fig. I / .B. Representación esquemática de la ley de Darcy

-


Como resumen de sus trabajos, se puede expresar la ley de Darcy de la forma:

Q

= kf x A x i o también kf =Q / (i x A)

(con i = h/1)

Q =V xA -----> Q = kA (hl - h2) (unidad para kf: [m/s]) L

Donde: Q = Cantidad de agua k = Constante de permeabilidad A= Área por donde fluye el agua L = Longitud de flujo h = Altura hidrostática El coeficiente de permeabilidad kf describe la resistencia hidráulica de una roca traspasada por el agua y permite determinar su permeabilidad. El valor del kf depende de las propiedades del agua (temperatura, peso específico, viscosidad) y del acuífero (poros o grietas). Por definición, la determinación del kf solo es posible para un régimen de flujo laminar; pero no para un régimen de flujo turbulento. Un flujo laminar del agua subterránea se puede esperar en rocas con vacíos de poros, es decir, en sedimentos o rocas no consolidadas y en rocas consolidadas muy porosas, poco cementadas, como algunas areniscas o conglomerados. Algunos ejemplos de rangos del coeficiente de permeabilidad kf (en m/s) para distintos tipos de roca no consolidada se muestran en la siguiente tabla:

Tabla 11.4: Rangos de coeficiente de permeabilidad kf

Grava

Rangos kf 10-1 _ 10-2

Arena gruesa

10-3

Arena mediana

10-3 - 10·4

Arena fina

10-4 _ 10-5

Arena limosa

10-s_ 10-1

Arcilla limosa

10·6 - 10-9

Arcilla

< 10·9

M aterial


Debido a su dim ensión (m/s}, el coeficiente kf expresa físicamente una velocidad. Modificando la ecuaci ón de Darcy, se puede definir la velocidad de filtración (vf): ,·

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-------------------------- --------------, vf = kf x i [m/s]

· -.11111 """

!I'

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La velocidad de filtración no corresponde a la velocidad real del flujo del agua subterránea porque aquella está definida como la cantidad de agua que pasa en cierto intervalo de t iempo por un corte transversal del suelo . Pero, en realidad , el agua recorre grandes distancias en un trayecto curvado por el subterráneo . Para calcular la velocidad real del flujo subterráneo vr, hay que inclu ir un parámetro en la ecuación que describe el espacio libre en el suelo que puede aprovechar el agua para correr. Este pa rámetro es el valor para la porosidad eficaz del suelo nef, llamado también p3: vr = vf / nef

[m/s]

Ecuación según Marotz: :_ nef = 0,462 + 0,045 In

kf (kf en m/s)

b) El gradiente hidráulico El gradiente hidráulico se determina con la construcc ión de l triángulo hidráulico. El nivel ireático se mide, en por lo menos, tres sondajes de observación (en metros sobre nivel del mar) . Con los datos obtenidos, se puede construir un triángulo para determinar el gradiente hidráulico i de un acuífero, es decir, la inclinación de la superficie del agua subterrá nea . El gradiente hidráulico es la relación: h/L

!

h = Velocidad de movimiento a través de una roca

)

Kh

La vel oci dad de movimiento a través de la roca: V= - L-

En consecuencia y en relación con la conducta de las aguas subterráneas o del petróleo, se pued e distinguir dos tipos de rocas : -

Permeables. Areniscas (arenas}, conglomeradas (gravas) y diaclasadas o fracturadas .

-

Impermeables. Lutitas (arcillas}, limolitas (limos}, margas, pizarras y rocas ígneas .

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Superficie del agua

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Agua (no subterránea) adherida por atracción molecular a la superficie de las particulas rocosas

Altura apoximada del nivel freático

Todos los huecos por debajo del nivel freático llenos de agua subterránea

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Grava

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CAP. 11 - Aguas subterráneas -

11. 3. Condiciones y distribución de las aguas subterráneas Dentro del ámbito de las aguas subterráneas, existe una zona de aportes donde se van a produ cir las infiltraciones, tamb ién existen acuíferos (capas porosas y permeables que perm it en el flujo y almacenam iento del agua) y capas impermeables . En cuanto a las zonas de distribu ción se puede mencionar las siguientes : -

Zona de aeración. Zona donde los espacios ab iertos o poros que generalmente están ll enos de aire . El agua est á en movim iento y es químicamente activo con oxígeno, dióxido de carbono y ácidos orgánicos .

-

Zona de saturación. Zona donde el agua llena todos los poros y cavidades de las rocas o suelos.

-

Nivel freático (NF}. Es la superficie más elevada de la zona de saturación. El nivel freático no es horizontal; dado que, usualmente, sigue la superficie del terreno suprayacente. Por lo genera l, las fluctuaciones de un nivel hidrostático muestran un máximo en otoño y un mínimo en primavera. Zona de oxidación. Debido al aporte de las lluvias, se va a producir una zona de fluct uación del nivel freático durante el año y, en los lugares donde hay concentración de minerales, estos se oxidarán para originar un sombrero de fierro.

--- - --- -

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- ---- - --

-

- - - -w

Divisoria de aguas superficiales Divisori a de aguas subterráneas

~ ~

1

~ 2

3

Pozo o perforación sin agua en periodos de sequía

4

-


11.4. Trabajo geológico de las aguas subterráneas -

Erosión. Se realiza principalmente por acción química mediante procesos de corrosión, disolución y sustitución (intercambio de determinadas sustancias por otras que extraen de las rocas) . Lo más resaltante de este proceso es que forma una topografía kárstica (cavernas y sumideros) cuando se realiza ante la presencia de rocas carbonatadas. Como ejemplos, se puede señalar la Cueva de las Lechuzas y las Cavernas de Lauricocha en Huánuco o la caverna de Huagapo en los Andes centrales en Junín. Transporte. El transporte de los productos de la disolución es principalmente por solucion .

Deposición. Este proceso se efectúa principalmente por precipitación y origina rasgos característicos, como las terrazas de travertino, geiseritas, estalactitas y esta lagmitas, las mismas que al desarrollarse llegan a constituir columnas.

o Precipitá'ción de carbonatb

Estalagmitas

6(CaC03)

Fig. I I. I I . Trabajo geológico de las aguas subterráneas

11. 5. Acuífero y acuifugo Los movimientos de agua subterránea son posibles solamente cuando existen en el suelo o la roca vacíos conectados entre sí. Si no existieran vacíos de cualquier tipo o si los vacíos existentes estuvieran aislados (como burbujas de gas en un basalto, por ejemplo}, no se producirían movimientos de agua. Se puede definir dos grupos de vacíos:


-

Vacíos de espacio poroso. Los poros representan el único tipo de vacío que poseen las rocas no consolidadas (suelos y sedimentos sueltos como arena, grava, entre otros) . Algunas rocas volcánicas también pueden tener un espacio poroso notable .

-

Vacíos de espacio de grietas. Las grietas, fracturas y diaclasas son los tipos de vacíos más importantes en todas las rocas consolidadas, como son las rocas sedimentarias (arenisca), las rocas magmáticas o metamórficas (granito, andesita, pizarra, etc.). No obstante, algunas rocas sedimentarias, como las conglomeradas y areniscas, cuentan a veces con una porosidad muy elevada . Los vacíos tipo «karst» son una forma especial de los vacíos de grietas en rocas solubles como caliza, incluyendo espacios muy grandes como las cuevas.

La tabla siguiente muestra algunas propiedades hidrogeológicas básicas de diferentes rocas, como las sólidas o consolidadas (caliza, arenisca, granito, etc.) y no consolidadas o friables (suelos y depósitos cuaternarios) .

Tabla 11.5: Propiedades hidrogeológicas básicas de diferentes rocas Roca

Grava

-

-

Porosidad

Per meabilidad

Caudal máximo de manantiales (1/min)

1

Poros

Elevada

Elevada

3 800

Arena

Poros

Elevada

Elevada

1000

Arcilla

Poros

Elevada

Muy baja

<4

Arenisca poco

Poros y fisuras

Variable, generalmente elevada

Generalmente elevada

Hasta 800

Caliza

Poros, fisuras y cavernas

Muy variable


1 700 frecuente; hasta 1000 000

Roca piroelástica poco cementada

Poros

Elevada


Hasta 2 400

Basalto

Poros, fisuras y cavernas

Variable

Variable

Entre 1 700 y 3 800 frecuente

Río/ita

Poros y fisuras

Variable

Generalmente, baja variable

Generalmente baja entre 4 y 100 fre cuente

Granito no alterado

Fisuras

Muy baja (casi nulo)

Muy baja

4-40 frecuente

Gneis

Fisuras

Muy baja (casi nula)

Muy baja

<40

cementada

-


Los datos para el caudal máximo de manantiales son aproximados e indican el rango del caudal posible . Estos datos no son aplicables a todos los casos particu lares en forma generalizada; pero dan una idea de la cantidad de agua disponible -teóricamente- en un terreno formado por la roca correspondiente . En función de la presencia y naturaleza de vacíos, algunas rocas permiten un flujo de agua ; mientras que otras no. Las rocas que lo permiten son llamadas acuíferos y las que no lo permiten son acuífugos. También, se usan los térm inos «acuicludo» o «acuitardo» para rocas que permiten solamente un flujo muy limitado. Hay que tener en cuenta que un acuífugo no necesariamente es una roca impermeable. Por ejemplo, habitualmente una arcilla es considerada un acuífugo, a pesar de no ser una roca absolutamente impermeable; pues a través de ella también puede producirse un flujo de agua subterránea; aunque extremadamente lento. En cambio, una formación de sal de roca puede ser considerada tota lmente im permeable. En las formaciones sedimentarias, especialmente, se observa muchas veces alternancia de varios estratos permeables e impermeables, es decir, una alternación entre diferentes acuíferos y acuífugos. Cada uno de los acuíferos puede estar total o parcialmente lleno de agua subterránea, en forma tempora l o permanente . El siguiente dibujo muestra un ejemplo de una serie de rocas estratificadas con distintas propiedades hidrológicas, vale decir, una secuencia de acuíferos y acuífugos.

Nivel piezométrico del acuífero confinado

+ Pozo en acuífero libre··

Fig. 11 . 7. Corte esquemático que muestra los rasgos hidrogeológicos más importantes.

Normalmente, los acuíferos de una zona son numerados o letrados (en forma ascendente) desde la superficie hacia abajo . El agua de un acuífero en el cual el nive l freático no coincide con el nivel piezométrico se denomina «agua confinada».

CAP. 1 1 - Aguas subterráneas -

El acuífero 1 del dibujo anterior está perforado por el pozo en acuífero cautivo (1) y por el pozo artesi ano (11). En el pozo 1, el nivel freático y el nivel piezométrico coinciden . Pero en el pozo 11 no, porque el nivel piezométrico se encuentra más elevado que el nivel freático. El agua subterránea está confinada y va a subir por dentro de este pozo hasta que alcance el nivel pi ezométrico . Si el nivel pi ezométrico se ubica más alto que la superficie del terreno, el agua sale de un manantial natural o de una perforación (o pozo artificial) ha sta la su perficie solamente por a presión, sin que haya necesidad de bombearlo. En este ca so, se habla de un sistema artesiano.

11.5.1. Tipos de acuíferos De acuerd o con el grado de confinamiento de las aguas que contienen, los acuíferos pueden ser de cuatro tipos:

A. Acuíferos libres Aq uellos donde el agua subterránea presenta una superficie libre, sujeta a la presión atmosférica, como límite superior de la zona de saturación . Esta superficie libre se conoce ambién co mo «superficie freática » y el nivel a que ella se eleva, co n respecto a otro de referencia se llama «nivel freático». En general, los acuíferos libres están formados por un estrato permeable, saturado de agua parcialmente que yace sobre otro impermeable o relativamente impermeable. En la mayoría de casos, existe solamente un nivel freático; pero en algunos (debido a la presenci a de acuicierres o acuitardos de pequeñas dimensiones re lativas) pueden existir acu íferos denominados «colgados » que tienen niveles freáticos ad icionales, tal como se pued e observar en la siguiente figura .

ACUÍFERO: POROSO-LIBRE-INTERIOR

F1g. 11 . I 2.Vista de un acuífero libre

-


En algunos acuíferos libres compuestos de partículas finas, puede que con frecuencia el drenaje por gravedad de los poros no sea instantáneo. En ese caso, el acuífero entrega el agua cierto tiempo después de que el nivel freático baja en el mismo. A este tipo de acuíferos, se les denomina «libres con entrega retardada».

B. Acuíferos confinados o artesianos Formaciones geológicas permeables completamente saturadas de agua, confinadas entre dos capas o estratos impermeables o prácticamente impermeables (una inferior y otra superior) . En general, en estos acuíferos, el agua está sometida a una presión mayor que la atmosférica y al perforar un pozo, el agua se eleva por encima de la parte superior del acuífero (o techo) hasta lo que se denomina «nivel piezométrico». La superficie imaginaria que representa la carga piezométrica en los distintos puntos del acuífero se conoce como «superficie piezométrica». En algunos casos, esta puede estar sobre el nivel del terreno natural; por lo que un pozo perforado allí fluirá solo, como si fuera un manantial. A estos acuíferos también se les llama «artesianos» porque la primera vez que se perforaron pozos profundos, por el año de 1750, fue en la región sa de Artois. Originalmente, el término artesiano se aplicaba solamente a los pozos fluyentes; pero, en la actualidad, la palabra se aplica a cualquier pozo perforado en un acuífero confinado.

-

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Sometida a presión hidrostática, el agua puede subir hasta este nivel

Zona de recarga

Fuentes de agua

extracción

F,g. I 1.13. Vista de un acuifero confinado

En la figura anterior, se observa la representación esquemática de un corte geológico que muestra un acuífero libre y uno confinado en la misma zona .


C. Acuíferos semiconfinados (en inglés leaky aquifers) Son acuíferos saturados por completo y sometidos a presión. Están limitados en su parte superior por una capa semipermeable, llamada «acuitardo», y, en su inferior por una impermeable, denominada «acu icierre », «acuífugo » o también por un «acuitardo» . En este tipo de acuífero, la disminución de la carga piezométrica (originada por el bombeo, por ejemplo) inducirá un flujo vertical del agua contenida en el acu itardo que actuará como recarga del acuífero. Las características del acuitardo confinante en un acuífero semiconfinado son tales que puede ignorarse la componente horizontal del flujo en él.

D. Acuíferos semilibres Representan una etapa intermedia entre un acuífero libre y uno semiconfinado. En este caso, la capa confinante superior es un estrato semipermeable o acuitardo de características tales que la componente horizontal del flujo no puede ignorarse . Kruseman y De Ridder, al considerar que los acuíferos se apoyan en una capa impermeable, especifican que el tipo de acuífero queda determinado por la naturaleza de la capa confinante superior. En la siguiente tabla, se presentan las principales características de los acuíferos determinadas por estos investigadores.

Tabla 1 1.6: aracterísticas de los acuíferos (resumen) Capa superior

Tipo de acuífero

Impermeable (acuicerre) .

Confinado

Semipermeable (acuitardo) donde puede ignorarse la componente horizontal del flujo.

Semiconfinado

Semipermeable (acuitardo), menos permeable que la parte principal del acuífero, donde hay que tomar en cuenta la componente horizontal del flujo.

Semilibre

Igual que la parte principal del acuífero.

Libre

11.6. Pozos Perforaciones hechas en el terreno para extraer aguas subterráneas. Pueden ser superficiales, profundos, a tajo abierto o tubular con equipo. La forma de explotación de pozos pued e ser por bombeo o artesiano .

-


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11. 7. Manantiales o fuentes Son puntos de emergencia natural de las aguas subterráneas. Generalmente, están relacionados con valles fluviales, barrancos y zonas de fallas que cortan los acuíferos. Pueden ser de las siguientes clases :

Traza de falla en superficie

Agua

D

F1g. 1 1.14. Principales tipos de manantiales

1


-

Fuentes de valle. Cuando el nivel freático aflora en el fondo de un valle.

-

Fuentes de ladera. Cuando el nivel freático asoma en la ladera de un valle.

-

Fuentes termales. Son manantia les que se encuentran entre 35 y 50 ºC que llevan, en disolución, diversas sustancias radiactivas y gases con propiedades terapéuticas como bicarbonato de sodio y de calcio, anhídrido carbónico, oxido de hierro, ácido si lícico, entre otros. Están relacionadas siempre con alguna falla o fracturas profundas por donde emerge el agua por efecto de la presión hidrostática a la que está sometida. Ejemplos: Baños de l Inca en Caja marca, de Monterrey y de Chancas en Ancash, de Yauli en Junín, y de La Juventud y Churín en Lima .

11 . 7. 1. Aguas minerales Como se sabe, toda agua natura l está mineralizada en mayor o menor grado con sales y gases. Sin embargo, suele llamarse aguas minerales a las que se utilizan con fines terapéuticos y poseen ciertas propiedades físico-químicas que ejercen un determinado efecto fis iológico sobre el organismo humano. Las propiedades curativas de estas aguas se deben a la presencia de ciertos componentes específicos como hierro, arsén ico, radio, bromo o yodo . De acuerdo con su temperatura, las aguas minerales pueden ser de cuatro tipos: frías (de temperatura menor a 20 ºC), templadas (de 20 a 37 ºC), calientes (de 38 a 42 ºC) y muy calientes (temperatura superior a 42 ºC). Las aguas minerales más conocidas son ácidas o ca rbonatadas (ácido carbónico), sulfhídricas o sulfurosas y radiactivas (sa les de rad io).

11. 7.2. Géiser Es un manantial dotado de un sistema especial de calentam iento y desfogue que da lugar a erupciones intermitentes (columnas o chorros) de agua y vapor. Su nombre proviene de Geysir, el más espectacular de los manantiales calientes de Islandia, que brota a intervalos irregulares que van de cinco a 36 horas y expulsa una co lumna de agua de hasta 60 metros de altura . Los géiseres se ubican en regiones de actividad volcánica actual o reciente. En algunos, se han medido temperaturas de 94,8 ºC y elevaciones del chorro de hasta 40 metros, como es el caso de El Gigante, ubicado en el Parque Nacional de Yellowstone, Estados Unidos. En el Perú, se les puede hallar en el Valle de los Volcanes (Arequipa) .

-


Punto de ebullición 100ºC

o M

50 Regreso del agua

140° 150°

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100

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Empuje inicial B

Fase de vapor

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11.8. Caracteristicas hidrológicas del Perú -

Costa. La explotación de aguas subterráneas es casi al máximo y, en muchos lugares, como Lima e lea, se produce una sobrexplotación. Hay lugares como Tacna y Piura en los que no se encuentran aguas subterráneas . Sierra. No se explotan aguas subterráneas; puesto que se utilizan más las aguas fluviales, a excepción de ciudades como Puno y Huancayo donde el río Mantaro se encuentra contaminado .

-

Selva. En esta región, se presenta el problema del exceso de agua y en algunos lugares como Madre de Dios las aguas subterráneas están muy contaminadas.


Fig. 11 . 16. Géfaer Panal del Parque Nac:tDna/ Yellowstone, en Estados Unidos

-


11. 9. Proceso cárstico Se denomina carst o karst al proceso de li xiviación de rocas solubles agrietadas por las aguas corrientes subterráneas y superficiales. El nombre procede de una región de Eslovenia en los Alpes Dináricos. Entre las rocas solubles, figuran la halita (sal gema), yesita , caliza, dolomía, marga . Como se ha mencionado, las aguas subterráneas llevan disoluciones complejas de sales y ácido carbónico que afectan la solubilidad de las rocas y originan las diversas formas cársticas .

11.9 .1. Topografía cárstica Es un paisaje geológico caótico, de superficie irregular, escabrosa con grietas, cavernas, cenotes o dolinas, sumideros y valles cársticos . Después de la precipitación, el agua de lluvia se infiltra por las grieta s de las rocas solubles, disolviendo, corroyendo y arrastrando las partículas separadas de estas rocas hasta ensancharlas y transformarlas en anchas hendiduras y hoyos, para dar origen a las rocas acarriladas o lapiaz.

Lapiaz o lenar

Esta lagmitas

F,g. / / .1 7. Topografio kárstico

CAP. ) ) -Aguas subterráneas -

El proceso cárstico no acaba una vez que se ha formado las rocas acarriladas; por el co ntrario, las aguas continúan, con su poder de disolución y forman depresiones a manera de em budos o de ollas vacías, de 100 m de diámetro, conocidos como «sumideros». En otros lugares, este proceso cárstico es muy complejo de mayores dimensiones y da o ri gen a las hondonadas cársticas o dolinas (cenotes o valles cársticos). Cuando estas aguas con sales y ácido carbónico se filtran por las grietas hasta encontrar una zona donde la disolución de las rocas es muy grande, originarán cavernas que, generalmente, tendrán forma de zigzag y bancales escarpados . Al infiltrarse las aguas superficiales en las cavernas, se originan concreciones peculiares de calcita, estalactitas que penden del techo y estalagmitas que yerguen sobre el suelo . Cuando las aguas subterráneas carbonatadas afloran a la superficie, se produce la precipitación del carbonato de calcio que da origen a las terrazas de travertino .

Fig. 11 .18. Terrazas de travertíno

11 .9. 2. Rocas solubles Roca soluble es, por ejemplo, la sal de roca; pero también son solubles otras rocas sed imentarias químicas como marga, dolomía y sobre todo caliza. Una zona cárstica puede ser muy dinámica, con respecto a la situación hidrológica. La a tura del nivel freático sube o baja dependiendo de las precipitaciones. Un sumidero puede transformarse en un manantial en periodos húmedos o un río puede correr en oartes del terreno donde en periodos secos en agua sumerge . Las cuevas y grietas en la caliza se llenan por completo en función de la cantidad de agua disponible. Ciertos pozos de erreno cárstico siempre tienen agua; pero algunos solamente por periodos y otros '1 nea; pu esto que no hay conexión con el sistema de cuevas y fracturas.

-


Fig. 11 . 19. Estalact,tas de caloto en una caverna de Cal,fomia.

Fig. 11.20. Estalagmitas y columnas en una caverna de Eslovenia

Las estalagmitas so n formaciones a modo de pilares que crecen del piso de una cueva hacia arriba . Lo opuesto son las estalactitas que crecen del techo de la cueva hacia abajo y son porosas, normalmente cristalinas, gruesas y de color blanco o amarillo. Tanto estalactitas como estalagmitas son esencialmente segregaciones de calcita de las cuevas y se componen ocasionalmente de aragonita . Se forman por la precipitación del carbonato de calcio disuelto en las aguas subterráneas al pasar por rocas carbonatadas. Si las aguas subterráneas saturadas de carbonato de calcio ingresan a una cueva de rocas carbonatadas y hay variac iones ligeras de temperatura, presión, composición de los gases atmosféricos o una evaporación breve, se puede iniciar la precipitación de carbonato de calcio .

11.10 Importancia y contaminación de las aguas subterráneas. Las aguas subterráneas constituyen un recurso natural muy importante; pero amenazado que es fundamental para la calidad del medio ambiente en una serie de ecosistemas de agua y tierra , para la producción industrial y agrícola así como para el abastecimiento de agua potable . Para proteger a los acuíferos de la contaminación , se imponen las necesidades de realizar estudios más detallados, controlar su comportamiento a través de redes piezométricas y calidad , además de controlar las extracciones .


Los acuíferos se pueden contaminar por la llegada de agua de lluvia que arrastra sustancias tóxicas y que se infiltra en la Tierra . También, cuando el nivel de agua acumulada baja, permite la entrada de agua del mar en el acuífero, originando una salinización del agua del acu ífero . Actividades que suelen provocar contaminación puntual y difusa son las siguientes: Pozos sépticos y acumulaciones de purines procedentes de las granjas . Lixiviados de vertederos de residuos urbanos y fugas de aguas residuales que se infiltran en el terreno. Lixiviados de vertederos industriales, derrubios de minas, depósitos de residuos radiactivos o tóxicos mal aislados, gasolineras con fugas en sus depósitos de combustible . Uso excesivo de fertilizantes y pesticidas en la agricultura o en las prácticas forestales. Explotación excesiva de los acuíferos que facilita que las aguas salinas invadan la zona de aguas dulces, por desplazamiento de la interfaz entre los dos tipos de aguas.

F1g. 11.21. /mportanoa de la superfioe p1ezometnca

-


La contaminación del agua subterránea por desperdicios sólidos ~

a de recarga 6

e/'e/) l6 6 h

Lugar donde depositan basura

F,g. I 1.22. Contammación de las aguas subterráneas

Acción geológica del mar Puede parecer paradójico que se haya descrito más las características de las áreas continentales de la Tierra cuando los océanos cubren 350 millones de km 2 de la superficie terrestre (es decir, el 71%) y su profundidad media es de 3 800 metros.

,, OCÉANO PACÍFICO

OCÉANO INOICO

...

AI.TUlt.U

......

O

i .J.00 «i-

i....,¡

Fig. I 2.1. Océanos y continentes

Los trabajos de investigación, en los fondos marinos, son difíciles, costosos y requieren de equipos e instrumentos muy especializados. El físico suizo Auguste Piccard -célebre por realizar, en 1931, la primera ascensión en globo a la estratósfera que marcó un récord mundial al alcanzar la altitud de 15 787 m-, diseñó en 1947 el primer batiscafo para explorar el fondo del mar. En 1954, esta nave alcanzó los cuatro mil metros de profundidad y soportó una presión de hasta 400 veces la presión atmosférica . Pero, en 1953, su segundo batiscafo, el Trieste, alcanzó una profundidad de 3 150 m. El 23 de enero de 1960, su hijo

-


Jacques y Donald Walsh (EE .UU.) lograron un récord mundial al descender con el Trieste hasta 10 916 m, en la Fosa de las Marianas (océano Pacífico) . -

Hidrosfera. Capa líquida de la Tierra que abarca el 70% de la superficie terrestre y constituye los océanos .

-

Hemisferio sur. Conocido también como hemisferio oceánico .

-

Hemisferio norte. Llamado también hemisferio continental.

Tabla 12.1: Principales elementos del agua de mar Su stancia

Abundancia (ppm)

Cloro (CI)

52 292

Sodio (Na)

30 593

S0 4

7 698

Magnesio (Mg)

3 725

Calcio (Ca)

1197

Hierro

total

(Fe)

0,01

Potasio (K)

1106

HC0 3

25

Si0 2

6

co 3

0,207

Bromo (Br)

0,189

Tabla 12.2: Contenido de sales en los océanos Total sales (%)

Diluid as(%)

Cloruro de sodio (NaCI)

78,00

2,700

Cloruro de magnesio (MgCl 2 )

9,50

0,330

Sulfato de magnesio (MgS0 4 )

6,50

0,230

Sulfato de calcio (Caso 4 )

3,50

0,120

Cloruro de potasio (KCI)

2,00

0,070

Carbonato de calcio (CaCOJ

0,33

0,011

Bromuro de magnesio (MgBr 2 ) y bromuro de sodio (NaBr)

0,25

0,009

Total :

100,00

3,500

CAP. 12 - Acción geológica del mar

-

12.1. Composición de las aguas marinas La compos ición de las aguas marinas es muy constante en la mayor parte de la Tierra. Sus principales componentes son los siguientes:

Tabla 12.3: Composición del agua de mar Sustancia

Abundancia (ppm)

Cloruros sódicos

27 200

Sales magnésicas

5 540

Sulfato cálcico

1 260

Los océanos contienen aproximadamente 3,5% de sal en solución. Los principales elementos químicos que se encuentran en él son sodio, magnesio, calcio y potasio los cuales provienen de las rocas de tierra firme . Todas las rocas de la parte continental sufren erosión y meteorización, procesos que originan la fragmentación de las rocas en diferentes tamaños, algunas inclusive se disuelven en el agua. Los ríos transportan esta carga hacia el mar. Cabe mencionar que el agua de los ríos también contiene sales; pero en cantidades mucho menores que los océanos. Sin embargo, durante todo el año, los ríos del mundo depositan agua y sales en los océanos . La única salida del agua del mar es la evaporación directa desde la superficie oceánica. La evaporación es la transformación de agua a vapor (gas) el cual no puede llevar algún tipo de sal; pues esta se acumula en los océanos sin la posibilidad de evaporarse y salir del ambiente marino. Es una acción que se repitió durante millones de años e hizo que gradualmente aumentara la cantidad de sales atrapadas en los océanos. Si la saturación de sal es muy alta, se precipitan las sales y se forman rocas nuevas. La otra salida de agua y sales sería la incorporación en los sedimentos marinos y la subducción .

12.2. Ciencias que estudian los mares Oceanografía. Ciencia que se ocupa del estudio de los océanos y mares con respecto a sus características fís ico-qu ímicas y biológicas. -

Geología marina. Rama de la geología que se ocupa del estudio de las características geológicas del mar. En las últimas décadas, ha alcanzado grandes avances en investigación.

12.3. Movimientos de las aguas marinas: Las olas Las olas son ondulaciones producidas en la superficie marina originadas por acción del vi ento. También se les define como deformaciones ondulatorias en la superficie de los océa nos y mares por acción del viento . Se les puede definir, con otros términos, como el resultado de las fuerzas de rozamiento entre la atmósfera y la superficie del agua .

-


_______________________________________ 1

o o o

Fig. 12.2. Oleaje

en

mar profundo

Ftg. 12.3. O/eoJe cercano a la costa

...,.

CAP. 12 - Acción geológica del mar -

La suces ión continuada (u oscilación periódica) de olas se denomina «o leaje » y es originada po r te m pestades lejanas. La altura de una ola depende de la fuerza con que sopla el viento y de la distancia de recorrido . En un mar de gran profundidad, la s partículas de agua en una ola se mueven siguiendo un curso rotatorio y describen un círculo cerrado, es decir, que vuelven a su punto de partida, teóricamente sin transporte de la masa de agua en la dirección de propagación. Pero, a medida de que la ola se aproxima a la costa, este movimiento se transforma en un movimiento de avance de toda la masa de agua contra el litoral; lo que causa el proceso de erosión de la roca.

VIENTO => Mov. ROTATORIO de la ola => Mov. de TRASLACIÓN de la ola => EROSIÓN

12.3.1. Partes de una ola La parte más alta de una ola se llama cresta y la parte más profunda de la depresión entre dos olas consecutivas se denomina valle . Una ola marina es semejante a una onda física, por eso tiene los mismos parámetros.

Cresta

Cresta

Movimiento - - de partícula de agua Movimiento despreciable del agua por debajo de 1/2 de la longitud de la onda

Fig. I 2.4. Partes de una ola manna

12.3.2. Tipos de olas Olas de oscilación. Son las olas normales que se originan a grandes distancias del ' ora l, en las aguas profundas, y se caracterizan por ser simétricas y no provocar el desplazami ento de masa de agua. Es decir, representan una transferencia de forma y o de masa.

-


---- ---

......

--------

-------- --

'

OLA COSTERA +---+ OLA DE AGUA PROFUNDA 1 1

OLA DE MASA

OLA DISIMÉTRICA

: I

OLA DE OSCILACIÓN

, Inferior a la normal : Deformada por : Altura superior a la : la infl uencia del : de agua profunda : fondo del mar

OLA DE OSCILACIÓN SIN INFLUENCIA DEL FONDO (agua profunda)

1

PLAYA

1 1

: la mitad, comienza , , en el fondo el : ,~"""'""""' : transporte de arena ! OLA SOMERA : FONDO LISO

Fig. 12.5.Tipos de ola

Olas de traslación. Se originan cerca del litoral o en aguas poco profundas y se caracterizan por desplazar ma sas de agua . Olas envolventes o envoluta. Olas de gran combadura en las que la cresta se desplaza a mayor velocidad que la ba se. Olas en derrame. Presentan espuma en la cresta la cual se derrama progresivamente. Olas internas. Estudios oceanográficos recientes han permitido descubrir este tipo

F,g. 12.6. Ola cercana a la costa en su fase envo/uta y cercana a su ruptura

CAP. 12 • Acción geológica del mar -

de o las. Son ondulaciones que se desplaza n como flujos de agua, a manera de ríos qu e circu lan en el interior del mar. Se originan por la presencia de dos corrientes de diferente densidad la cual va rían de acuerdo con los cambios de temperatura, sa li nidad y cantidad de material en suspensión. De acuerdo con esto, tanto el agua fría com o la de alta salinidad son más pesadas y se trasladan al fondo . Asimismo, el agua lodosa es más pesada que el agua clara .

12.3.3. Tsunamis Un tsun ami es una serie de olas producida en una masa de agua que es empujada con vio lencia por una fuerza que la desplaza verticalmente . Es un término japonés que sign ifica 'grandes olas en el puerto' (tsu: puerto o bahía y nami: ola) y que se ha generalizado como t érmin o ci entífico para denominar las gigantescas olas marinas que no se producen por fenóm enos naturales como las mareas; sino por maremotos (terremotos submarinos}, erupciones volcánicas oceánicas, meteoritos, perturbaciones atmosféricas intensas, corrimie ntos de tierra e incluso por explosiones de gran magnitud .

F1g. I 2. 7. Tsunam,

La m ayo ría de tsunamis son generados por maremotos de gran magnitud y ocurren en el Ani llo de Fuego del Pacífico, una zona de volcanes de 32 500 km de longitud y con siderable actividad sísmica . Por ejemplo, esta es la principal causa que desde 1819 hayan llegado a la s costas de Hawa i alr.e dedor de 40 tsunamis (la ola más grande que se de ectó fu e de 34 metros de altura) . En ese sentido, un tsunami puede viajar cientos de ·1óm etros por alta mar, alcanzar velocidades de 725 km/h a 800 km/h y altura s de 15 a 30 m o más. Al llegar a las costas, un tsunami es capaz de destruir todo a su paso.

-


Antiguamente, se les llamaba «marejadas », «maremotos » u «ondas sísmicas marinas »; pero estos términos quedaron obsoletos porque no describían adecuadamente el fenómeno. La palabra marejada imp lica movimientos de marea, un fenómeno que tiene que ver con un desbalance oceánico provocado por la atracción gravitacional ejercida por los planetas, el Sol y especialmente la Luna . Los maremotos y las ondas sísmicas, por otra parte, designan solamente terremotos y no son la única causa de un tsunami.

Fig. 12.8. Daños del tsunami en mayo de 1960 en Hilo, Islas Hawa,

A. Tsunamis históricos -

Alejandría (Egipto). En el año 335, un tsunami sumergió esta antigua ciudad (de 2 917

327 habitantes) la cual ha permanecido a seis metros de profundidad desde entonces . -

Nueva Cádiz {Venezuela). Esta ciudad, fundada en la isla de Cubagua, se consolidó a

partir de 1528; pero no duró mucho, pues la isla fue destruida en 1541. -

El Callao (Perú). El 28 de octubre de 1746, un terremoto seguido de un tsunami asoló el Callao y causó seis mil víct imas (3 800 muertos) .

-

Lisboa {Portugal). El 1 de noviembre de 1755, un terremoto seguido de un tsunami y un incendio destruyó gran parte de la ciudad y causó 60 mil muertos.

-

Reggio di Calabria (Italia). Esta ciudad sufrió muchos terremotos; el más reciente

ocurrió en 1908 y fue seguido por un tsunami que la asoló. Contaba con 178 496 habitantes . -

Yangon {Myanmar, antes Birmania). En 1930, la capital resultó muy afectada por

un terremoto y luego por un tsunami. Ten ía 2 513 23 habitantes . -

Valdivia (Chile). En 1960, un tsunami y un terremoto sacudieron el pa ís y provocaron

enormes daños y miles de muertos, especialmente en esta provincia chilena .

E


12.3.4. Mareas Una marea es el movimiento de ascenso y descenso alternado, regular y periódico de las aguas oceánicas por influencia de la atracción gravitatoria que ejercen la Luna y el Sol sobre la Tierra. La influencia de la Luna es mayor porque se encuentra más cerca de la Tierra y según la posición en que se encuentre, la atracción será mayor o menor. Cuando la marea está alta o en fase de máximo ascenso, se llama pleamar; cuando está baja o en descenso, bajamar. El ciclo de una marea se repite en periodos de 12 horas (mareas semidiurnas) y de 24 horas (diurnas) . Pero lo normal es que sean mixtas, es decir, que en la misma costa se den los dos tipos de mareas.

Fig. 12. 1O. Las mareas: pleamar y ba1amar

Además, las mareas pueden ser provocadas por los vientos que, en algunas zonas del planeta, tienen mayor influencia que las fuerzas de atracción de la Luna y el Sol.

12.3.5. Corrientes marinas Las corrientes son flujos internos de aguas marinas originados por la vanac1on de densidades que resultan de la diferencia de temperatura y de salinidad que pueden existir en diferentes zonas del mar. Existen tres tipos de corrientes:


A. Corrientes oceánicas generales Se originan y circulan en océanos abiertos lejos del litoral. Desplazan grandes volúmenes de agua a gran profundidad y cuando se aproximan al continente tienen un efecto importante por su alto poder de erosión. Estas corrientes originan, por ejemplo, grandes canales en el Golfo de México.

1 DeAlaska 2 Pacífico Norte 3 De California 4 Ecuatorial del Pacifico 5 Contracorriente ecuatorial 6 De Humbolt o del Perú 7 Ecuatorial del Pacífico 8 Cabo de Hornos

----

-----

9 Antártica (de los vientos del Oeste) 10 Brasileña 11 Atlántica del Sur 12 De Benguela 13 Ecuatorial del Atlántico 14 Del golfo 15 Ecuatorial del Atlántico Norte 16 Del AUántico Norte 17 Del Labrador

9

18 De Groelandia 19 De las Aguas 20 Australiana del Norte 21 Ecuatorial del Sur 22 Ecuatorial del Norte 23 Del Monzón 24 Bengala 25 Australiana del Este 26 Ecuatorial del Pacifico Sur

27 Kuro Shivo 28 Ecuatorial del Pacífico Norte 29 Oya Shivo 30 De Guinea 31 De las Canarias

B. Corrientes litorales Son ramales de las corrientes oceánicas que se desplazan hacia la línea de costa . Tienen una influencia en la morfología costera y de las bahías.

-


Mapa físico e Hidrográfico de América Latina

-

Corriente fría de Hombolut

F,g. 12.12. Principales corrientes en el mar peruano

C. Corrientes locales Son flujos de agua que se originan a nivel de estuarios, entrantes y bahías. Pueden ser los siguientes: Corrientes de retroceso superficial. Se concentran y regresan en un canal. Se desparraman en los rompientes y forman un abanico. El agua retorna al mar. Corrientes de retroceso por el fondo. Retornan al mar y son más frecuentes. Deriva del litoral. Corrientes originadas por olas oblicuas que realizan erosión, transporte y alimentación de playas. Las partículas en suspensión llegan a la playa y bajan siguiendo la máxima pendiente. -

Corrientes de turbidez. Corrientes densas cargadas de sedimentos o avalanchas submarinas de barro y rocas que abarcan la plataforma continental hasta las llanuras abisales . Estas avalanchas se mueven hacia abajo a velocidades aproximadas de 60 km/h . Durante el movimiento las partículas finas se separan de las partículas gruesas por efecto de la gravedad en un medio acuoso, es decir, primero llegan abajo las partículas más densas y grandes, después las medianas y, por último, las livianas y más pequeñas. Los depósitos característicos de una corriente de turbidez son los sedimentos marinos que muestran una estratificación gradada .

CAP. 12 -Acción geológica del mar -

12.4. Modelado costero: Erosión, transporte y deposición marina La acción erosiva ocasionada por las aguas marinas puede ser de las siguientes maneras:

12.4.1. Efecto de golpe o choque de olas Es la fuerza de llegada de las olas al continente y constituye la acc1on erosiva más im portante. La energía originada por el choque de las olas es muy poderosa y se puede med ir fácilmente por medio de dinamómetros. Por ejemplo, en el mar del Norte, se hizo un a serie de mediciones de la presión y se obtuvo 30 t/m 2 en promedio . Estas presiones rompen fácilmente las rocas y las pueden mover a otros lugares .

Fig. 12.13. Las rocas' andesítícas son erosionadas rápidamente, las cuarcitas resisten más. La energía de las olas se disipa en forma de torbellínos. El Salto del Fraile, Chorrillos, Lima (Perú).

12.4.2. Efecto de pistón 0

roceso erosivo que se origina cuando existe agrietamiento en la roca . El agua de las olas enetra por las grietas y comprime bruscamente el aire o agua aprisionada en su interior, :ransmitiendo presiones considerables en todas direcciones y fragmentando bloques de gr.m tamaño. El retiro de las olas produce succión y la salida de los fragmentos y todos los e ementos que, en ella, se encuentran y la grieta se va ensanchando.

-


Superficie originaria de la Costa

Candil

Nicho de oleaje (socave)

Nivel de pleamar Nivel de bajamar

· t;; ,,,, .. ,.

p~t~jer;~~ó Terraza d,

F,g. I 2.14. Trabajo geológ,co marino

12.4.3. Bombardeo de cantos rodados (abrasión) Acción erosiva que se realiza principalmente al pie de los acantilados, donde las olas utilizan un material para producir la erosión y, por consiguiente, el retroceso de los mismos.

12.4.4. Principales formaciones de erosión - Acantilado.

Rasgo geomorfológico que presenta un terreno (o costa) cortado casi en vertical a causa de la acción erosiva de las olas sobre afloramientos los rocosos o sobre los depósitos de origen fluvial o glacial.

F,g. I 2. 15. Acantilados de la Costa Ve,de. Lima (Pertí)


Cavernas. Cavidades subterráneas profundas o formadas entre rocas.

Fig. I 2. 16. Cavernas marinas en un acantilado

-

Arcos. Estructuras rocosas en forma curva que se apoyan en pilotes líticos.

Fig. 12. I 7. Vista de un arco manno.

Puntas. Lenguas de tierra, generalmente bajas y de poca extensión, que se adentran en el mar.

-


Por otro lado, el proceso de deposición marina estará en función del tipo de transporte de sedimentos el cual puede ser de tres clases:

-

Tracción/arrastre. Transporte de materiales gruesos como bloques, gravas o gravillas.

-

Suspensión. Transporte de arenas, limos y arcillas .

-

Solución. Transporte en solución de cloruros, sulfatos y carbonatos.

F,g. I 2. 18. Morfología costera.

12.4. 5. Principales formaciones por deposición -

Playa. Acumulaciones de materiales a lo largo del litoral y constituidas principalmente por sedimentos de diferentes tamaños, desde arenas hasta gravas . Si los sedimentos son finos, la playa tiene menor pendiente y si son gruesos la pendiente es mayor. La acción de las olas va a producir el desgaste de los cantos volviéndoles discoidales.

Fig. I 2. 19. Vista de una playa (depósito de ongen marino)


Cordón litoral o restinga. Depósito alargado o banco de material grueso (arena y grava), ubicado paralelamente a la costa, a modo de barrera, de la que está separado por una laguna (o lagoon) poco profunda y que sobresale por encima de la marea alta. Es el límite superior del estrán. Cuando el cordón litoral une las partes salientes de una bahía, se forma una albufera o laguna litoral.

F,g. 12.20. Cordón litoral y la formac,ón de una albufera

-

Bermas o terracitas. Terraplenes formados por la acumulación lineal de cantos o gravas en la playa, por efecto de las olas. Son el límite de cada marea alta. Estrán. Espacio comprendido entre el nivel de la pleamar y bajamar. Puede ser rocoso, cenagoso o arenoso. Flecha arenosa. Barrera estrecha y alargada, producto de la acumulación de arenas y gravas, que tiene uno de sus extremos unidos a la costa. Tómbola. Depósitos de origen marino o bancos de arena que unen la costa con una isla o una isla con otra.

Fig. 12.21 .Vista de im tómbola

-


: · ···········•··················································· ···• ····································Risco ······

j

Berma o

l Marea alta

Lado de playa

Marea baja Roca

F,g. I 2.22. Partes de una playa. ··· ·············=·••-,

···---

NIVEL DEL MAR

CONGLOMERDO MARINO

LUTn'AS Frg. 12.23. La sedimentaoón marina.

12. 5. Clasificación de las costas 12. 5. 1. Criterio genético de Jonson -

Costas de levantamiento. Llamadas también de emersión, son aquellas en que el continente le gana terreno al mar; es decir, donde se produce una regresión marina . Se caracteriza por presentar playas extensas, terrazas marinas levantadas, escasez o ausencia de islas (relieve poco accidentado) .

-

Costas de hundimiento. Se denominan también de sumersión, son aquellas donde el océano le gana terreno al continente; es decir, donde se produce una transgresión marina . Presenta valles inundados, una línea de costa acantilada, playas angostas o inexistentes, numerosas islas, islotes y peñascos. Costas compuestas. Categoría que no ha tenido acogida; debido al periodo postglacial en que se encuentra la Tierra.


12.5.2. Criterio morfológico de Gulliver -

Costas de rías. Costas de hundimiento o sumersión caracterizadas por tener un alto índice de sinuosidad . Ejemplo : las costas del Atlántico.

-

Costas de fiordos. Costas que se formaron en antiguos val les glaciares que fueron ll ena dos por agua de mar. Presentan un alto índice de sinuosidad. Ejemplos : la Patagonia (Argentina y Chile) y la Tierra de Baffin (Canadá).

-

Costas de llanuras no glaciales. Costas más o menos rectilíneas que presentan pe queños deltas, estuarios o lagos costeros. Tienen un índice bajo de sinuosidad.

-

Costas de llanuras glaciales. Costas casi rectilíneas que presentan rasgos de erosión o sed imentación glacial (rocas aborregadas).

-

Costas con rasgos estructurales dominantes. Costas que están controladas por fa llamientos o plegamientos.

-

Costas volcánicas. Costas que se han formado en áreas volcánicas y pueden ser ci rculares, lobulares o en herradura .

F,g. J2.24. Costa de llanuras no g/ac,a/es.

12.6. Arrecifes coralinos Cora l es el nombre común de una clase de invertebrados marinos que se caracteriza por poseer un esqueleto protector de carbonato de calcio (CaCO) o córneo . Por lo general, los corales viven en aguas cuya temperatura va de 25 a 30 ºC, agua s limpias y bien oxigenadas que permiten la penetración de la luz solar. Si varían esta s condiciones, se produce la ortandad de los corales y, por acumulación, se forman los arrecifes.

-


Los arrecifes de coral son crestas o partes elevadas de una zona poco profunda del suelo marino que se halla próxima a la superficie. Está formada por exoesqueletos calcáreos de animales de coral , algas calcáreas rojas y moluscos que le dan un aspecto y consistencia similar a la de una roca . Son ecosistemas bien estructurados y tropicales, pues se desarrollan hasta 30º al norte y al sur del ecuador y solo, en aguas superficiales, cuya temperatura no desciende nunca por debajo de los 16 ºC. Existen varios tipos de arrecifes:

En parches. Pequeños y de forma circular. -

En pináculo. De forma cónica . Costeros o en orla. Se extienden desde la costa del continente o de una isla hacia el mar, sin que haya agua de por medio .

De barrera. Llamados también franjeantes ; se forman a cierta distancia paralela de la costa y está separada del mar por un canal o laguna.

-

Atolones. Son islas de coral que, generalmente, adoptan forma de herradura y poseen una laguna poco profunda en el centro .

A lo largo de la historia geológica, se han determinado algunos periodos claves para el desarrollo de los arrecifes, como el Silúrico en el cual los arrecifes coralinos formaron una zona que se extendió desde Indiana hasta Wiscons in (hoy Estados Unidos), el Devónico (actual Alemania) y el Pérmico (ahora el oeste de Texas) .

ARRECIFE COSTERO

Planta

ARRECIFE DE BARRERA

Planta


---------- - --·----- ------------------------ - ------·------- ------ATOLON (ARRECIFE CIRCULAR)

Planta

o

Nivel del mar

Fig. 12.25. Arrecifes coralinos

12.6.1. Origen de un atolón Charles Darwin fue el primero en proponer una teoría sobre la formación de los atolones . Según el naturalista inglés, el proceso se inicia cuando un volcán erupciona en el suelo oceánico y la lava genera capas nuevas en su superficie exterior las mismas que construyen una montaña cónica visible sobre la superficie marina a modo de isla . El coral inicia su crecimiento en las aguas profundas que rodean a dicha isla volcánica y forma un arrecife coralino . Tiempo después, este volcán comienza a erosionarse y a hundirse, el agua ocupa el espacio existente entre el volcán y lo que se ha convertido en arrecife barrera para crear una laguna. Al final, puede producirse la caída del volcán por acción de su propio peso o bien este puede erosionarse hasta ser ocultado por la superficie oceánica o quedar cubierto por un aumento del nivel del mar; entonces el agua de mar rellena el área que antes ocupaba el volcán y las islas del anillo de coral sobresalen de la superficie acuática para formar un atolón . En los atolones, no se capta una cantidad grande del carbonato de calcio. La mayoría de este se precipita en plataformas someras ubicadas cerca de los continentes. Hay unos 400 atolones en la Tierra, la gran mayoría se encuentra en el océano Pacífico. El más grande es el Kwajalein, de 120 km de largo, en las islas Marshall (Oceanía).

12.6.2. Descripción de un arrecife coralino o atolón El arrecife exterior forma el frente que es resistente a la incidencia de las olas del mar; presenta un declive cuyo lado orientado hacia el mar abierto está muy inclinado. -

Detrás del arrecife exterior, existe una plataforma de somera profundidad que se ext iende hasta la isla .

-


La parte del arrecife que sobresale de la superficie del mar está detrás de la plataforma . La isla y las partes exte riores del arrecife protegen una laguna de poca profundidad . En el centro de la laguna, puede ub ica rse una isla o como sucede en algunos atolones, solo ciertas partes aisladas que sobresalen la superficie del mar.

Fig. I 2.26. El atolón Fakarava pertenece al archipiélago de los Tuamotu en la Polinesia sa. Se trata de un atolón constituido por una barrera de coral inmensa con forma de anillo que encierra una laguna de 60 km de largo por 25 km de ancho y está situado a 488 km al este de Tah1tí.

La parte principal del arrecife está formada por corales activos. Durante su crecimiento, un coral segrega carbonato de calcio, material que le sirve como cemento para sujetarse encima de las construcciones de corales subyacentes o muertos. La construcción calcárea de cada individuo está unida a las de su s vecinos; de este modo, el arrecife se extiende hacia arriba y hacia el exterior. Los corales se alimentan de pequeños organismos traídos por las olas del mar abierto que inciden en el arrecife . Viven en simbiosis con las zooxanthellas, algas unicelulares redondas que viven en su interior y necesitan la luz para poder vivir. Los corales protegen las algas y estas por fotosíntesis producen el oxígeno necesario para aquellos. Ello conlleva a que corales y algas solamente puedan vivir en profundidades no mayores de 20 m, aproximadamente, donde la lu z es suficientemente intensa.


Por otra parte, existen algas coralinas que segregan carbonatos; viven en asociación con los corales y contribuyen en la cementación y crecimiento del arrecife. En la plataforma, habitan vari os tipos de invertebrados con y sin conchas (cuerpos blandos) y en la laguna una gra n variedad de organismos.

12. 7. Morfología submarina El fondo del mar siempre ha representado un desafío de investigación para el hombre y, en los últimos añ os, gracias a la investigación realizada con modernos equipos, se ha logrado resolver muchos problemas de este tipo. Así se tiene, por ejemplo, barcos equipados con sonares y equ ipos de detección sónica que han permitido levantar la topografía de los fondos marinos y establecer que esta tiene muchas similitudes con la topografía terrestre, vale decir, que presenta también valles y cañones submarinos, montes y cordilleras marinas, entre otros accidentes.

a) Zona litoral. Zona de o entre el continente y el mar que se caracteriza por la presencia de múltiples corrientes litorales y costeras . b) Plataforma continental. Prolongación natural de las tierras emergidas . Presenta un borde casi plano y alcanza profundidades de 180 metros . e) Talud continental. Zona de pendiente pronunciada que llega hasta los dos mil metros de profu ndidad . En esta zona, se observan cortes profundos llamados «cañones submarinos» . d) Fondo oceánico. Zona amplia con profundidades de 2 000 a 6 200 m, donde se encuentra los mayores y más sorprendentes accidentes del fondo marino: -

Fosas. Paredes estrecha s y escarpadas de gran profundidad que se encuentran en los bordes oceánicos o junto a cadenas de islas volcánicas. Ejemplo, las Marianas que pasa los 11 000 m y se encuentra en el océano Pacífico.

-

Montes marinos. Cerros ai slados, de forma cónica, que superan los mil metros de altura dentro de la profundidad del fondo del mar.

-

Guyots. Montes marinos volcánicos de cumbres planas situados en la zona media del océano Pacífico. Se cree que son conos volcánicos erosionados.

-

Cordillera submarina o dorsal. Cadena montañosa de topografía muy irregular y laderas escarpadas . Ejemplo: la dorsal del Pacífico y la dorsal del Atlántico. Son fracturas de expansión de la corteza oceánica .

-


1

Fig. 12.2 7. Morfología submarina

12.7.1. Clasificación de morfología submarina A. Por profundidad -

Litoral. De cero a diez metros de profundidad .

-

Nerítico. De 10 a 200 metros de profundidad .

-

Batial. De 200 a 4 000 metros de profundidad.

-

Abisal. De 5 500 a 8 000 metros de profundidad .

B. Por distancia del continente -

Ambiente litoral. Sector del agua de baja profundidad que es el tránsito al ambiente de tierra firme o playa . Es afectada por las olas y las mareas altas y bajas; además reúne un conjunto de fauna especial. Ambiente nerítico. Plataforma continental situada entre cero y 200 metros bajo el nivel del mar.

-

Ambiente batial. Fondo del mar profundo que se halla por arriba de la cort eza oceánica y presenta un conjunto de animales especializados en altas profundidades . Ambiente abisal. Mar de gran profundidad con sectores de fosas oceánicas como las de Perú y Chile. Existen depósitos de corrientes de turbidez; pero escasa fauna.

-

Ambiente hemipelágico. Sectores del mar cercanos al continente y con gran influencia de este por el detritus que viene de los ríos y vientos continentales .


1 Ambiente pelágico. Región del ma r alejada del continente . Presenta depósitos es peciales (químicos), casi sin detritos de la tierra firme .

Fondo marino

Plataforma continental

d

Cañon submarino Talud continental Cuesta continental Falla de transformación

Dorsal centro-oceánica ·

fig. 12.28. Topogra(ia submarino

12.8. Depósitos de sal Las sales se forman por evaporación. Los dos ambientes de formación de los grandes estratos de sal más conocidos son por evaporación de las sales del agua de mar (ambiente marino) y por evaporación de lagunas salobres (tierra firme). Actualmente, se puede observar en los Ande s el fenómeno de precipitación de sales en los salares .

12.8.1. Tipos de formación A. Por evaporación del agua de mar (teoria de barreras)

En varias partes del mundo, se puede encontrar grandes depósitos de sal. Los espesores totales llegaron hacia los mil metros, principalmente de la época Pérmica; pero también del Terciario . La explicación de la formación de estos grandes depósitos llega a través de la teoría de las barreras (modificada) que considera que las cantidades de sales aum entan en un sector marino relativamente cerrado por la evaporación de agua . A m ayor evaporación, las sales se precipitan de acuerdo con su capacidad de solubilidad . El prob lema que se presentó con respecto a esta teoría es que una columna de mil metros de agua de mar produce solo 15 metros de ha lita (fo rma mineral de la sal común) ; pero los depósitos muestran espesores mayores. Esto llevó a la modificación del modelo, al aducir que la barrera no se cerró completamente . Si la evaporación es el único "afluente" de este sector sem icerrado; entonces significa que siempre ingresó agua del mar con sales

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al sector; lo que aumentó allí la cantidad de sales hasta llevarla al punto de saturación y precipitación.

B. las salineras de Maras Maras es un pequeño pueblo ubicado al oeste del Cusco (Perú). Hacia el noroeste de dicho pueblo se encuentran las salineras de Maras conocidas también como «minas de sal» . Se forman por unos 3 000 pozos pequeños con un área promedio de unos 5 m 2 . En tiempos de sequía, se llenan con agua salada que proviene de un manantial natural que se encuentra arriba de los pozos; cu ando el agua se evapora la sal, se cristaliza. Cuando la sal alcance unos 10 cm de altura desde el piso, será retirada y después embolsada en costales plásticos y enviada a los mercados de la región .

F,g. 12.29. Vista de las salmas de Moras, Cusca

C. Domos de sal En total, se acumularon en algunos sectores más de mil metros de depósitos de sales marinas pérmicas. Como roca, la sal t iene algunas propiedades especiales: -

Peso específico menor que el de un mineral común. Se deforma plásticamente y es muy movible .

-

Alta solubilidad en el agua.

-

Casi impermeable al petróleo .

Si la presión es muy alta, estas propiedades permiten que las capas de sal se muevan hacia arriba por su menor densidad. Entonces, a semejanza de una burbuja de aceite en

CAP. \ 1 - Acción geológica de\ mar -

el agua, la sal busca su camino lentamente hacia la superficie. Las rocas superiores sufren fuertes deformaciones tectónicas (tectónica salina) . La estructura se llama domo de sal o «diapiro » y el fenómeno diapirismo. Si el domo de sal llega a la superficie de una región de clima húmedo, las lluvias lixivian rápidamente el techo de la estructura y quedan solo los minerales más resistentes como el yeso (el tope es de yeso). Las estructuras o domos de sal son muy importantes en la búsqueda de petróleo, en la minería de evaporitas y como depósitos de desechos industriales, especialmente desechos nucleares.

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Depósito

Gas natural

Yacimiento petrol ífero

Fig. 12.30. Domo salino

Acción geológica del

viento 13. 1. El viento como agente meteorológico Los vientos son aire en movimiento producidos por diferencias de presión atmosférica que se atribuyen, sobre todo, a diferencias de temperatura. Frecuentemente, tienen un rango geográfico regional, es decir, son característicos de una zona o región que presenta un paisaje y condiciones atmosféricas determinadas. Muchos vientos locales tienen su origen en accidentes orográficos o se asocian a determinados sistemas de altas y bajas presiones. El viento actúa como agente meteorológico o como agente de erosión y transporte . Por sí mismo, es incapaz de producir desgaste en las rocas con que choca; pero cuando a causa de su velocidad traslada partículas sólidas, arena o polvo en suspensión, estas producen un desgaste continuo sobre dichas rocas. El viento realiza su trabajo de erosión de diversas maneras; pero hay que tener en cuenta siempre que estas actúan simu ltáneamente, pues son parte de un proceso único.

Fig. 13.1. El viento como agente de transporte

Cuando una partícula só lida cae en el aire, hasta adquirir una velocidad límite en la la resistencia que el aire opone a la caída. velocida d constante . Quiere decir que para

la velocidad de caída aumenta rápidamente que se equilibra el peso de la partícula y A partir de ese momento, la partícula cae a la s partículas de rocas (gravas, arenas, polvo

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arcilloso) cuya densidad es prácticamente constante, la velocidad límite dependerá de que su diámetro sea inferior a 0,1 mm; con lo cual la velocidad límite de caída en el aire será directamente proporcional al cuadrado de su diámetro (ley de Stokes) . Sin embargo, para tamaños mayores, la relación no es tan sencilla porque un volumen mayor desa loja más aire y da lugar a la formación de torbell inos que retardan la ca ída . Las corrientes de aire son siempre de carácter más o menos turbulento; por ello, a ras del suelo presentan siempre una compo nente vertica l cuyo valor oscila entre la quinta parte y la mitad de la velocidad del viento. En con secuencia, las partículas de arena o polvo cuya velocidad límite de caída sea inferior a un qu into de la del viento serán arrebatadas por este y permanecerán suspend idas por cierto t iempo el cual será mayor, cuanto menor sea el diámetro de la partícula . Este proceso vi ene a ser, en la práctica, un transporte selectivo de materiales separados de acuerdo con su t amaño (gravillas, arena, limo, entre otros) .

--r---

Aire seco, frío, descendente

Autor: Murck (1987 adaptación de j.p.a. 2003)

CAP. 13 -Acción geológica del viento

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13.2. Erosión eólica Es el proceso erosivo que consiste en el arrastre y dispersión de partículas sólidas de roca que se encuentran sobre el suelo .

13.2.1. Deflación La deflación erosiona la superficie terrestre principalmente en regiones de clima árido y semiárido; deja, además, rasgos identificables en el terreno, como huecos o depresiones en los depósitos de materiales no consolidados (llamados cuencas de deflación) cuyas dimensiones van desde metros hasta kilómetros de diámetro . Ejemplo: la depresión de Qattara en el Sahara egipcio.

Deflación

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Deflación

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Pavimento de desierto

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F,g. 13.4. Resultados de la erosión eólica.

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13.2.2. Corrasión Llamado también «a brasión ». Es la erosión efectuada cerca del suelo cuando el viento se encuentra provisto de partículas duras que ejercen una acción de limado sobre las rocas superficiales. El desgaste de las partes inferiores de peñascos aislados confiere a estas aspecto de hongo y pedestal. La misma acción produce caras facetadas en los fragmentos de rocas, es decir, caras que han sido pulidas o labradas por la arena que transporta el viento y que presentan un brillo o lustre relativamente alto . Los materiales así trabajados se conocen como «ventifactos»; de los cuales los que presentan una sola cara son conocidos específicamente como einkanters y los que tienen dos caras como dreikanters .

F,g. 13.5. Ventifactos (Dre1kanter)

En las rocas estratificadas, resaltan los planos de estratificación, por efecto de corrasión diferencial, sobre las rocas y sus planos de sedimentación; como ha ocurrido, por ejemplo, en la arenisca con la que se construyó la pirámide de Gizeh, en Egipto, que inicialmente era homogénea ; pero actualmente acusa bien su estratificación . Superficie desgastada

Dirección

por rozamiento

del Viento

Ventifacto

Fig. 13.6. Vent,facto

CAP. 13 - Acción geológica del viento

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13.2.3 . Atricción Acción erosiva por la cual las partículas de arena que son transportadas por el viento, además de producir la deflación, chocan y producen desgaste, redondeamiento y pu li do a sí mismas . Por este efecto, la granulometría de las arenas eo licas es homogénea en tamaño y forma, comparadas con las arenas de ríos y mares .

Fig. 13. 7. Trabajo geológico del viento (Corrasión)

13. 3. Proceso de transporte La velocidad del viento -que se incrementa ráp idamente con la altura- lo convierte en uno de los factores atmosféricos má s poderosos, capa z de realizar un trabajo geológico importante, sobre todo considerando que la mayor parte del aire se mueve en flujo turbulento. En general, el viento se mueve de modo horizontal hacia delante; pero, además, dentro de esta acción el aire oscila en vertical y va de un lado a otro . Según su tamaño, las partícula s son transportada s por el viento de diferentes formas. Así, un grano del tamaño del polvo es arrastrado a gran altura por el aire y uno del tamaño de la arena es desplazado hacia delante cerca del suelo . La dife rencia estriba en la fuerza del viento . El diámetro de los granos de arena tiene de 0,15 a 0,30 mm, promedio; aunque hay granos finos de ha sta de 0,06 mm; sin embargo, todas las partículas menores a 0,06 mm se clasifican como polvo. Por otro lado, los tipos de transporte son los siguientes:

13.3.1. Rodamiento Movimiento hacia adelante de algunos granos de arena . Particularmente, los más grandes nunca se elevan en el aire por completo, aun bajo el impacto de otros granos; sino que avanzan por la superficie, en forma semejante al rodam iento y desplazamiento de partículas a lo largo del lecho de un río .

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Dirección del viento

Partículas pequeñas moviéndose por uspensión

Partículas grandes moviéndose por saltación

13.3.2. Saltación Las partículas menos densas son transportadas mediante una serie de brincos por procesos de saltación . Cuanto más fuerte sean los vientos que soplan durante la saltación, mayor será la posibilidad de que los granos de la superficie sean arrastrados por el viento .

13.3.3. Suspensión Se produce cuando los granos livianos y las corrientes ascendentes son particularmente fuertes; ello hace que las partículas sean barridas hacia arriba y llevadas en suspensión. Constituye la mayor parte de la carga que transporta el viento muy cerca el suélo.

13.4. Deposición eólica El material transportado se deposita en aquellos lugares donde disminuye la velocidad del viento, bien porque este ha perdido energía, ocurriendo entonces un apaciguamiento o porque su desplazamiento se ve obstaculizado por la existencia de irregularidades en el terreno, como cerros o vegetación. Otro factor que merece ser estudiado en la deposición de la carga del viento es el hecho de que, por efecto de la lluvia o la nieve, los materiales que estén en suspensión en la atmósfera son arrastrados a tierra. El viento realiza también una operación de sedimentación de materiales que da origen, principalmente, a las dunas y los loess.

CAP. 13 - Acción geológica del viento

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Fig. I 3.9. Deposición eólica.

13. 5. Dunas Recibe el nombre de duna toda acumulación de arena depositada y transportada por el viento que tiene una cumbre o cresta defin ida. Se presenta en los desiertos y en zonas de costas arenosas dependiendo su forma y tamaño, de la fuerza del viento, cantidad de agua disponible y de la existencia de vegetación .

F,g. 13. I O.Vista de una duna

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Las dunas se originan en aquellos lugares (como desiertos y litorales) donde el viento fuerte tiende a soplar en una sola dirección y al encontrar un obstáculo deposita la arena que transporta en el lado que ese obstáculo protege . La acumulación continua de arena formará con el paso de l tiempo una duna. En el caso de que el viento tenga una dirección constante, modelará un perfil típico en la duna. A la duna, también se le llama «médano »; pero algunos investigadores prefieren diferenciarlas y denominan médano a la acumulación de arena que se encuentra a flor de agua, en un lugar donde el mar tiene poco fondo .

13.5.1. Partes de una duna tipica -

Barlovento. Es la pendiente má s larga y suave que llega hasta la cresta de cara a la dirección del viento . Por lo general, en el barlovento se encuentran pequeños surcos ondulados o rizamientos formados por el viento .

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Sotavento. Viene a ser la pend iente má s corta y abrupta que se encuentra en la zona protegida de la duna . Cresta. Es la línea que divide el barlovento y el sotavento.

Duna de arena - Sección Transversal Dirección del viento

Cresta

Fíg. 13. 11. Duna tipica en un corte transvet sal.

13.5.2 . Movimiento de las dunas El viento arra stra las partículas de arena ubicadas en la parte de barlovento hacia la cresta y las deposita en el sotavento. La repetición continua de este proceso da como resultado el avance de la duna en dirección del viento dominante, a una velocidad que la moverá varios centímetros al año. En ese sentido, las dunas más pequeñas se trasladan más rápido que la s grandes. Generalmente, la vegetación frena el movimiento de las dunas.

13.5.3. Tipos de dunas De acuerdo con su forma y ubicación con respecto a la dirección del viento, las dunas se clasifican en :


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Barjanes. Acumulaciones de arena en forma de media luna caracterizadas por sus extremos terminados en punta (conocidos como "cuernos") y orientados hacia el viento dominante . La existencia y adelanto de los cuernos se debe a que la acción del viento es más eficaz en los extremos de la duna; puesto que allí encuentra menos resistencia . Los dos cuernos de un barján no tienen que ser necesariamente iguales en longitud ni simétricos; dado que dependen de los vientos que actúan en la zona.

Es muy raro encontrar barjanes aislados. Generalmente, estos se encuentran agrupados, como es frecuente observar en la costa peruana .

F,g. 13. I 2. Bar1anes

Dunas transversales. Se caracterizan por sus ejes más largos y perpendiculares a la dirección del viento. Presentan una pendiente suave por donde viene el viento y otra abrupta en el lado opuesto . Se forman especialmente a lo largo de las costas oceánicas y riveras de los grandes lagos . En áreas de terreno donde la vegetación es escasa, algunas partes de la duna se mueven tierra adentro y forman lóbulos paralelos a la dirección del viento y perpendicular al cuerpo principal. Dunas longitudinales. Estas dunas son largas acumulaciones de arena paralelas a la dirección del viento . En el Sahara, se les llama seif porque se parecen a las cimitarras, espadas árabes curvas de los árabes . Algunas de estas pueden tener 100 metros de altura y muchos kilómetros de longitud .

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Barjanes Duna transversal

Duna parabólica

Dirección Duna en estrella

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Fig. 13. 13. Principales tipos de dunas

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Dunas parabólicas. Se parecen mucho a un barján invertido porque sus cuernos apunta n en di rección donde viene el viento por efecto de la arena de los bordes que, al estar sujeta parcialmente por la vegeta ción, queda det en ida allí más tiempo que la arena de la parte central.

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Dunas en estrella. Es un cúmulo central fo rmado por los vientos constantes que soplan en diferentes direcci ones .

13.6. Loess El loess es un sedimento de gra no f ino qu e arrastrado por el viento se deposita sobre el suelo en las regiones húmedas y recub re de un manto uniforme cualquier relieve continental preexistente . Tiene una estru ctura uniform e pulverulenta, sin estratificación, con tendencia a la aparición de grietas y diacla sas vert icales . Está compuesta principalmente por partículas de cuarzo; además de otras como feldespato, calcita, micas y arcilla . Su color es gris-amarillento por la presencia de hidróxidos de hierro . En la masa del loess, concreciones calizas de forma s redondeadas aparecen conocidas como "muñequitas del loess" po r su vaga semejanza con un muñeco. También conductos verticales aparecen, supuestamente por la presencia de tallos herbáceos que desaparecieron posteriormente y de conchas fósiles de gasterópodos terrestres; todo lo cual demuestra su origen subaéreo. A causa de las grietas y diaclasas verticales, se originan laderas y escarpes verticales en los cortes naturales o artificiales y, por la misma causa, la erosión separa de su masa porciones en forma de columna que reciben el nombre de «ch imeneas de loess ».


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El loess está relacionado con áreas desérticas (como en China) que suministran el polvo que será arrastrado por el viento y depositado luego en regiones periféricas de clima húmedo y vegetación herbácea . El loess de Europa y Estados Unidos parece ser un depósito periglacial formado por polvo muy fino proveniente de la erosión glaciar que durante el periodo de retroceso del hielo se depositó en áreas periféricas de clima húmedo. En ocasiones, el loess adqu iere un espesor de más de 100 metros, como sucede en China; pero norm almente este oscila entre cinco y diez metros, es el caso de Europa Central y Orienta l, y Estados Un idos. En todos estos, parece comprobado que el espesor del loess dismin uye a medida que se aleja de sus lugares de origen . El suelo formado sobre el loess es de una gran fertilidad; por lo que se aprovecha intensamente como t ierra de cultivo, especialmente para las gramíneas, como sucede en las pampas argentinas y en las praderas de Estados Unidos. El depósito de loess da lugar a una topografía que no guarda alguna relación con lo que es preexistente . Los barrancos y valles que han sido labrados en su masa por la erosión están más bien condicionados por la presencia de las grietas y diaclasas .

Fig. 13. 14. Depósitos de /oess en Chma

13. 7. Desiertos Desierto es un término que se aplica a regiones áridas donde la precipitación media anual es inferior a 250 mm y donde, en la mayoría de los casos, la evaporación supera la precipitació n por efecto de una temperatura media alta. Existe poca o nula vegetación y la ocupación humana es limitada. La acción geológica del viento reviste diversos aspectos, según sean las condiciones climáticas locales o regiona.les; sin embargo, es más importante en las regiones áridas que común mente se designan como desérticas.

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1 La definición de región desértica es una de las más complejas en geología porque depende de muchos factores aparte de los climáticos. Puede decirse que un desierto es una región en la que concurren las siguientes circunstancias :

Fig. 13.15. Vista de un desierto

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Precipitaciones acuosas escasas irregulares (menos de 250 mm anuales) y generalmente tormentosas. Evaporación mucho más elevada que la cantidad de precipitaciones; de forma que después de una tormenta, el suelo se seca en poco tiempo. Vegetación escasa o completamente ausente como resultado de las condiciones climáticas adversas; aunque, en algún caso, puede ser debido a la naturaleza del suelo. Fuertes oscilaciones en las temperaturas diurnas que causan la disgregación mecánica de las rocas . Vientos constantes y de gran intensidad que ejercen una acción geológica característica, especialmente en la formación de dunas cuando la arena es abundante.

Fig. 13. J6. Rasgo, ge-omorfológicos en vn des1er10


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Las regiones desérticas o subdesérticas ocupan más de la quinta parte de la superficie continental y son especialmente importantes en África, Asia, Norteamérica y Australia. Aunque los desiertos clásicos suelen estar cubiertos de arena, existen también desiertos pedregosos (algunas regiones del Sahara central) y otros cubiertos por costras salíferas como el Gran Kawir en Irán.

: Oº Ecuador

OCEÁNO PACÍFICO Trópico de Capricornio

DESIERTOS

Fig. 13. I 7. Prmopales desiertos en el mundo

13. 7. 1. Distribución y origen Los desiertos se distribuyen en latitudes bajas y medias. Son de tres clases :

A. Topográficos Se encuentran en las partes centrales de los continentes, lejos de los océanos; por lo que se les conoce también como «desiertos continentales». Cuando presentan formaciones montañosas, se les llama desiertos de barrera . La lejanía del mar y la presencia de barreras montañosas que impiden el paso de vientos húmedos, son las principales causas de que en estos desiertos haya escasez de lluvias . Como ejemplos de desiertos continentales, se tiene el Gobi en Asia Central y el Takla Makan al norte de Tíbet. Entre los desiertos de barrera, figuran los de América del Norte y el de la región oeste de Argentina, delimitado por la Cordillera de los Andes.

B. Subtropicales Son los de mayor extensión y se encuentran ubicados entre los 5º y 30º de latitud al norte y el sur del ecuador. Estos desiertos se originan porque en las latitudes subtropicales (zonas de fuertes presiones) el aire frío que desciende se calienta y retiene más humedad lo

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que trae como resultado un clima seco en estas regiones . Conforme se acerca al ecuador (zona de baja presión), el aire se calienta gradualmente y es impelido a elevarse a una altura mayor, donde se enfría con rapidez . Toda el agua que llevaba consigo se descarga, en forma de torrenciales lluvias; algo característico de los trópicos, para comenzar de nuevo el ciclo. Entre los desiertos más representativos de esta clase se encuentran el Sahara en el norte de África, el de Arabia en el Medio Oriente y el Victoria en Australia .

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Fig. 13.18. Desierto de Sahara

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Costeros

Son relativamente pequeños y se encuentran a lo largo de las costas tropicales, donde se forman por la influencia de las corrientes frías oceán icas que enfrían el aire costero y lo tornan estable. La abundante cantidad de vapor de agua que contiene no llega a alcanzar alturas apropiadas como para que se produzca su precipitación . H.7.:Z. Trabajos del viento en et desierto

La acción del viento sobre los suelos secos y desnudos de los desiertos es enorme porque como se ha visto anteriormente, arrastra continuamente partículas ligeras (deflación}, desgasta rocas (corrasión) y deposita los materiales que transporta . Por todo ello, el viento produce tres tipos de superficie desértica: (a) desierto rocoso, superficie de roca viva; (b) desierto pedregoso, terreno de cascajo o de cantos rodados; y (c) desierto arenoso, suelo de arena .


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Fig. 13. 19. Tipos de superficies desérticas

13. 7. 3. Características de la aridez -

Lluvias escasas e irregulares; por lo es difícil predecirlas.

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Extrema sequedad del aire, la humedad relativa es, por lo general, menor de 50%.

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Cambios bruscos de temperatura . En los desiertos, las temperaturas fluctúan de un extremo a otro en unas cuantas horas; debido a la falta de vapor de agua y nubes que amortigüen las oscilaciones. Durante el día, se tienen temperaturas altas; mientras que en las noches, el frío se deja sentir. En el Sahara, por ejemplo, la temperatura varía entre 37 ºC y - 1 ºC.

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Vientos fuertes que modifican violentamente la superficie del terreno y que dan lugar muchas veces a tempestades de arena. Vientos de este tipo se conocen en lea (Perú) como paracas.

13.7 .4. Desiertos más importantes del mundo A. Sahara Es el desierto más extenso del mundo y se localiza en el norte de África, continente dentro del cual se adentra hasta 1 610 km. Posee un área de 7 780 000 km 2 y una anchura de 5 150 km desde el océano Atlántico hasta el mar Rojo. Aunque su superficie total supera los 9 mi llones de kilómetros cuadrados, solo 207 200 km 2 son oasis parcialmente fértiles. El Sah ara tiene profundidades de hasta 134 metros bajo el nivel del mar y alturas de hasta 3 300 metros que comprenden planicies de arena, colinas pedregosas y montañas.

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B. Libia Ocupa el 95% del territorio del país homónimo, un millón 680 000 km 2 . Constituye la parte nororiental del Sahara. Es una región de dunas, mesetas pedregosas, grandes planicies y depresiones cubiertas de arena. Se eleva hasta los 1907 m cerca del pico Jabal Uwaynat, situado en la intersección de las fronteras de Libia, Egipto y Sudán. Está cruzado por caminos de caravanas y oasis.

C. Australiano Posee un área de 1 550 000 km 2 y ocupa casi la mitad del territorio australiano. Sus altitudes se encuentran entre los 180 y 300 m. Predomina la sabana de arbustos semiáridos, estepas, pastos semiáridos y esclerófilos; además de las zonas arenosas y planicies pétreas.

D. Arábigo Se sitúa al este de Egipto y se extiende entre el mar Mediterráneo al norte, el mar Rojo y el golfo de Suez al este, el desierto de Nubia al sur y el río Nilo al oeste. Tiene una extensión de 1 300 000 km 2 y su territorio está constituido principalmente por una meseta que se eleva hacia el este hasta las cimas de las montañas volcánicas que bordean el mar Rojo . Las elevaciones superan los 2 135 metros y descienden abruptamente hacia el mar.

E. Gobi El más frío y septentrional del mundo. Se localiza al sureste de Mongolia y norteste de China; se extiende unos 1 610 km de este a oeste y 970 km de norte a sur, en una superficie de más de 1 300 000 km 2 que en su mayoría pertenece a Mongolia . Es una meseta entre montañas cuya altitud varía entre los 914 mal este y los 1 524 mal oeste, bordeada por estepas, azotada por el viento y casi sin árboles, donde predomina el suelo arenoso, rocoso y seco, solo el 5% está cubierto por dunas de arena . La temperatura asciende a 45 ºC en verano y baja hasta-40 ºC en invierno.

F. Kalahari Es una meseta árida o semiárida situada al suroeste de Botsuana, norte de Sudáfrica y sureste de Namibia. El terreno que tiene un área de 712 250 km 2 está cubierto, en su mayoría, por suelos rojos; excepto al este, donde hay grandes manchas de arena. G. Sirio Se extiende por el norte de la península Arábiga, desde el norte de Arabia Saudí, noreste de Jordania, sureste de Siria y oeste de lrak. Es una región esteparia formada por grava y piedra que tiene una superficie de 518 000 km 2 de superficie y se caracteriza por escasas precipitaciones, 127 mm de promedio anual que han impedido el desarrollo de la agricultura.

CAP. 13 -Acción geológica del viento -

H. Takla Maklan Situado en Xinjiang, al noroeste de China, ocupa la mayor parte de la cuenca del río Tarim, que lo rodea hasta el norte . Su extensión es de 970 km de este a oeste y 400 km de norte a sur que hacen una superficie de 297 850 km 2 aproximadamente. Es una zona de oasis y de dunas de arena inhóspita y deshabitada . En la antigüedad, lo cruzó el explorador veneciano Marco Polo.

Fig. 13.20. Vista del desierta Tak/a Mak/an.

l. Nubia Se localiza en el noreste de la República del Sudán, entre el río Nilo y la cadena montañosa que bordea el mar Rojo, tiene una superficie de 260 000 km 2 . Presenta algunos oasis y planicies rocosas constituidas mayormente por arenisca, de unos 2 000 m de altitud en las proximidades del mar Rojo .

J. Thar Es una extensa región arenosa situada al noroeste de India y al este de Pakistán, de 805 km de longitud y 485 km de anchura aproximadamente. La altitud varía entre los 457 m y los 61 m. Las precipitaciones son escasas, con una media que oscila entre los 127 mm y los 254 mm al año, y las temperaturas ascienden hasta los 52,8 ºC en julio.

K. Kizil Kum Se sitúa en la secc1on occidental o rusa del Turkestán (Asia Central}, entre la zona meridional de Kazajstán y el centro-norte de Uzbekistán. Tiene una extensión de 298 000 km 2; posee innumerables dunas y se halla cubierto en su totalidad por arena . Su punto más alto mide 922 m. De su subsuelo, se extrae oro y gas natural.

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L. Atacama Está situado entre las regiones chilenas de Antofagasta y Atacama. Viene a ser una de las zonas más secas del mundo y cuenta con una superficie aproximada de 363 000 km 2 . Debido a su altitud, de 610 m aproximadamente, predominan temperaturas relativamente frescas que alcanzan un promedio de 18 ºC. Aunque la vegetación es muy escasa, es rico en nitratos, cobre y otros yacimientos de minerales.

Fig. 13.21. Vista panorarrnca del desierto de Atacoma

M. Colorado Es una parte del desierto de Sonora y se extiende aproximadamente 300 km de largo y 80 km de ancho, desde el sureste de California (Estados Unidos) hasta el noroeste de México . Casi todo el territorio se halla bajo el nivel del mar y alcanza profundidades de hasta 76 metros. La temperatura oscila entre los O ºC y 46,1 ºC; mientras que las precipitaciones, rara vez, exceden los 102 mm anuales. Posee la vegetación característica de ecosistemas desérticos y dunas de arena que forman colinas.

N. Sechura Se extiende al noroeste del Perú, en un área de 26 900 km 2 que abarca casi todo el territorio de los departamentos de Piura y Lambayeque. Presenta una longitud máxima de unos 150 km de norte a sur y una anchura máxima de 100 km, de este a oeste. Está formado por materiales de la era Terciaria y posee escasa vegetación, varias lagunas intermitentes y ricos yacimientos petrolíferos .


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O. Néguev Se ubica al sur de Isra el. Tiene una exten sión de 12 950 km 2 y forma triangular. Los pri ncipales product os que se cultivan son cebada, trigo y cítricos. También se explotan minera les como fosfatos, cobre, arcillas, bromo y gas natural.

Fig. 13.22. Vista panorármC(J del desierto de Sec/wrn

Glaciación La glaciación designa a un periodo geológico durante el cual los hielos cubrieron grandes extensiones de la Tierra y determinaron su enfriamiento. El térm ino se aplica también al proceso de formación de hielo sobre una superficie o de grandes masas de hielo conocidas como glaciares. La rama de la geología que estudia las glaciaciones es la geología glacial, disciplina que analiza también las modificaciones producidas en la superficie terrestre de los glaciares .

F,g. 14. I. Vista de un glaciar

14.1. Edad de las glaciaciones Los periodos glaciales se caracterizan principalmente por la expansión de grandes mantos de hielo, como el laurentiano (norte de Canadá) y el escandinavo, (islas Britán icas) que llegaron a cubrir hasta el 30% de la superficie terrestre . Se han producido innumerables glaciaciones en la Tierra, las mayores sucedieron entre los 950 y 600 millones de años durante el Precámbrico; posteriormente durante el Ordovícico (h ace 450 millones de años), el Pérmico (hace 280-290 millones de años) y el Mioceno (h ace unos 15 millones de años) .

-


Tabla 14. 1: Últimas glaciaciones Glaciación

lnterglaciación

Würn (última) Riss (penúltima)

M indel-Riss

Mindel (antepenúltima)

Gunz-Mindel

Günz (primitiva)

En el periodo Cuaternario, se distinguen cuatro glaciaciones importantes: las de Günz, Mindel, Riss y Würn que se intercalaron con otros periodos más cálidos denominados «interglaciales». La glaciación de Würn comenzó hace unos 120 mil años y terminó hace 10 mil, con el inicio del Holoceno que llega hasta la actual idad y es considerado un periodo interglacial . Ello, en vista de que el cl ima de este tipo de periodos ha sido muy similar o un poco más cálido que el de hoy.

14.2. Glaciar Un glaciar es una gran masa de hielo que se forma en las altas montañas y en las zonas septentrionales por la recristalización de la nieve que produce neviza (nieve profunda en proceso de transformación en hielo) y que desciende lentamente por acción de la gravedad o de su propio peso. Actualmente, debido al calentamiento global o fenómeno del invernadero, ocupan menos del 10% de la superficie terrestre. __ ___ .... _.,._,.._

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La glaciología es la disciplina científica que estudia el hielo en todas sus formas. Tiene por objetivo principal a los glaciares y complementa su estudio con investigaciones sobre el hielo en la superficie terrestre, el subsuelo, la atmósfera, los lagos, ríos y océanos.

CAP. 14 - Glaciación -

Circo

F,g. 14.3. Partes de un g/ac,ar

14.2.1 . Partes de un glaciar En todo glaciar, es posible distinguir tres partes:

Circo. Depresión de gran altura con paredes abruptas (especie de nichos) que tiene la forma de un anfiteatro o Circo Romano, en la ladera de una montaña excavada por la erosión glacial.

Lengua. Zona principal de las precipitaciones y de la acumulación de la nieve donde se va a formar el hielo. Zona de ablación. Zona donde se origina la evaporación y fusión del glaciar.

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SEDIMENTACIÓN

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14.2.2. Línea de nieves perpetuas Un campo de neviza o ventisquero es un paisaje cubierto por nieves perennes que se forma cuando la nieve acumulada sobrepasa la cantidad que se funde durante el invierno . El límite inferior de este campo se denomina «línea de las nieves perpetuas» la cual es muy variable y estará en función de una serie de factores o parámetros:

-

Altitud y latitud. En latitudes bajas (zonas ecuatoriales), no existen líneas de nieves perpetuas; mientras que en latitudes altas cerca del nivel del mar (55º), se forman glaciares. En los polos, la línea de nieves perpetuas se encuentra a ras o por debajo del nivel del mar; en cambio, en la s zonas montañosas generalmente se halla a más de 6 000 m . Actualmente, se encuentran en el Perú a más de 5 200 m.

-

Precipitaciones. Deben ser sólidas (nieve o granizo)·.

-

Insolación. La zona con mayor tiempo de exposición a los rayos solares tendrá una línea de nieves bastante alta .

14.2.3. Transformación de la nieve en hielo masivo La nieve fresca cae como un agregado plumáceo en cristales aciculares de seis puntas

y con una porosidad del 85% (nieve esponjosa) . Aproximadamente, un año después, la masa esponjosa pasa a ser un material granular, compacto y pesado llamado «nevé» o «neviza». Posteriormente, esta neviza sufre cambios; debido a la presión que provoca el escape de una gran parte del aire alojado entre los gránulos, para transformarse en hielo del glaciar, un sólido opaco compuesto por crist¡3les interconectados y de color gris azulino por la presencia de polvo fino y aire. Este proceso dura aproximadamente entre 20 y 30 años. Cuando el cuerpo de hielo llega a ser lo bastante grueso como para fluir, se convierte en un glaciar.

F1g. 14.5. Etapas para la formación de un glaciar

CAP. 14 - Glaciación

-

14.2.4. Tipos de glaciares Glaciar de valle. De forma alargada y estrecha, se hallan delimitados por los va ll es, desde donde discurren por la pendiente. Son comunes en los Alpes y Alaska.

-

Glaciares de montaña (tipo alpino-himalayense) . Son glaciares que nutren los flancos de las montañas altas y que fluyen por sus laderas. Cuando las montañas son bastante pequeñas forman los glaciares de acantilado, colgantes o glaciaretes .

Glaciar de piedemonte (tipo alasquiano). Están constituidos por varias lenguas que se juntan en la parte de una zona montañosa para formar una capa de hielo móvil sobre la planicie . Suelen presentar una ablasión rápida.

Fig. 14.6. Glaciar de p,edemonte

-

Glaciar de meseta (tipo escandinavo). Son glaciares que presentan la cima más o menos plana de la cual se desprenden varias lenguas hacia los valles.

F,g. 14.7. Glaciar alpino

-


Fig. 14.8. Glaciar de valle

-

Glaciar de circo (tipo pirianaico). Relativaménte pequeños y solo presentan el circo;

debido a las pocas precipitaciones en forma de nieve. Glaciares continentales (tipo islándico). Enormes masa de hielo que han cubierto

continentes . Actualmente, hay dos grandes casquetes: el de Groenlandia y el de la Antártida, este conforma el 96% de los glaciares y si llega a desaparecer, el nivel del mar alcanzaría una altura de 60 m.

hg. 14. 9. Glaciar que avanza hacia el mar.


-

14.2.5. Trabajo geológico de los glaciares A. Erosión La acción erosiva se realiza a través de los siguientes procesos: Ablación (abrasión). Proceso erosivo que utiliza un glaciar para sedimentar desgastar las rocas, es decir, para modelar la superficie terrestre.

o

Arranque o cantería. Proceso erosivo mediante el cual el glaciar, por acción de su movimiento, arranca las irregularidades del terreno por donde fluye.

Abrasión

~ glaciar

~~ Fig. 14. I O. Erosión glaciar

B. Transporte Según Luis Agassiz, la mayor velocidad de movimiento de un glaciar se encuentra en la parte media y los materiales se transportarán de acuerdo con la posición que ocupen en el glaciar: Carga superglacial. Serán transportados en la parte superior de un glaciar. Carga englacial. Materiales transportados en la parte media . -

Carga subglacial. Materiales transportados en la parte inferior.

C. Sedimentación

Los materiales transportados se depositan en dos grandes grupos : a) Depósitos estratificados Esker. Colinas alargadas y serpenteantes, constituidas por arenas y gravas gruesas que fueron transportados por ríos subterráneos, ubicados debajo de la lengua del glaciar.

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Fig. 14. I I. Vista de un esl<er

Kames. Montículos de gravas que han sido depositados en forma estratiforme en los bordes de los glaciares, a partir del relleno de las grietas. -

Varvas. Depósitos anu 91es de sedimentos que se forman en las lagunas situadas en los márgenes de los glaciares. Están constituidos por dos capas : una de grano grueso y de color claro (en verano); otra, de grano fino y de color oscuro (en invierno) .

Drumlins

Retroceso del glaciar

Morrena de fondo

Fig. 14. 12. Formas topográficas glaciares y ffuv,oglaciares

Llanura glacifluvial. Depósito formado por sedimentos finos (limos) que han sido llevados por el agua proveniente de la fusión del glaciar y llegan a formar un gran aban ico que sale de la zona de ablación .


-

b) Depósitos no estratificados -

Morrenas. Acumulaciones de sedimentos heterogéneos (bloques, cantos y gravillas) y arcilla transportados y depositados por un glaciar. Las que se forman como bandas de colinas irregulares alrededor del borde de un glaciar se llaman «morrenas marginales» . Son de varios tipos : •

Morrenas medianas. Forma entre dos glaciares adyacentes.

•

Morrenas frontales o terminales. Derrubios en la zona de deshielo del glaciar (borde inferior) que se forman cuando el hielo se está fundiendo y evaporando cerca del hielo del extremo del glaciar, en el lugar de su máxima extensión (zona de ablación).

•

Morrenas de fondo. Se forman debajo de la lengua del glaciar, en o con el lecho .

•

Morrenas laterales. Se forman por los derrubios o desmoronamientos que se sitúan en las orillas del lecho glaciar.

•

Morrenas centrales. Resultan de la unión de morrenas laterales en la confluencia de dos glaciares en un mismo valle.

•

Morrenas de ablación. Aquellas que han sido sedimentadas sobre el lecho del glaciar.

Fig. 14.13. C/as,f,cación de las morrenas

Drumlins. Colinas ·extensas constituidas por material sedimentario o morrena de fondo . Se ubica en forma paralela al desplazamiento del glaciar.

-

Till. Depósito sedimentario constituido por fragmentos de roca de todos los tamaños, fundamentalmente arcillas que resultan de la acción glaciar.

-

Bloques erráticos. Rocas transportadas por los glaciares y abandonadas por la corriente de hielo . Su estudio sirve para determinar la trayectoria del glaciar que los depositó .

-


Fig. / 4.13. Un bloque errático

14.2.6. Morfología glaciar Rimaya. Grieta transversal, estrecha y profunda que se forma en la cabecera de un circo glaciar, al producirse un cambio br usco de pendiente en el lecho del cauce (topografía del terreno). Crevasse. Grieta profunda en diagonal, con respecto a la dirección de avance del glaciar que se origina cuando hay variación en el ancho del cauce . Facilitan el ingreso del agua de fusión y de las morrenas al interior del glaciar. -

lcebergs-Seracs. Son enormes pináculos o bloques de hielo originados por el corte de dos conjuntos de grietas o crevasses, a causa de un cambio de pendiente demasiado fuerte .

-

Estrias glaciares. Superficie inferior de los glaciares se encuentra tachonada por partículas rocosas de diferentes tamaños que actuarán como una lima gigante cuando se mueve el glaciar; lo que origina estrías largas y ranuras en el lecho rocoso que posteriormente serán pulidos por el material fino que actúa como una lija. Las estrías glaciares permiten precisar la ubicación de un afloramiento.

Fig. 14 14. Estrías de origen glaciar


-

Rocas aborregadas. Superficies suaves de tamaño variable, desde uno hasta cientos de metros que suelen aparecer generalmente en grupos; por lo que dan la apariencia de un gigantesco rebaño de ovejas. Su origen y forma se explican como resultado de un mecanismo llamado quarrying (extracción) .

Fig. 14. 15. Sección transversal en U y formación de horns

Fig. 14. 16. Iceberg en mar ab,erto

-

Horn (cuernos). Son picos de forma piramidal que se forman en el circo del glaciar.

-

Perfil transversal. Los valles de origen glaciar tienen un perfil típico U.

-


Ftg. 14. I 7. Morfología de origen glaciar

Fig. 14. 18. Visto del glaciar Alpamayo, Perú


Fig. 14.19. Efecto del invernadero (Nevado Pastoruri)

Recursos naturales 15.1. Generalidades En este último capítulo, se aborda los aspectos geológicos de los yacimientos de minerales, su modo de formación y la obtención de materiales de importancia económica . Actualmente, las principales fuente s de energía son el petróleo, el carbón, los saltos de agua, la energía nuclear (que es producida por reactores que utilizan uranio y torio), la fisión nuclear y la energía solar. Los yacimientos necesarios para el desarrollo socioeconómico del hombre se pueden dividir en yacimientos metálicos (de cobre, plomo o zinc) y yacimientos no metálicos (calcita, para la obtención del cemento; arcilla, para la cerámica; entre otros). El Perú es un país esencialmente minero porque su economía se basa en la venta de metales como el oro, la plata, el plomo, zinc y cobre.

Fig. 15. I. Fuentes de energía y los yacimientos no metálicos

-


15.2. Yacimiento Depósito o acumulación natural de minerales y rocas útiles para la industria que por su tamaño y contenido puede ser considerado para su explotación rentable . YACIMIENTO====> TIEMPO====> COSTO====> TECNOLOGÍA Los yacimientos de los cuales se explota materiales no metálicos se llaman canteras. Los yacimientos o criaderos tienen dos tipos de minerales : mena (mineral con valor económico) y ganga (mineral con poco valor económico o sin él) .

F,g.

15.2. Vista del yacimiento de A11ta111111a, Peni

15.2.1. Clasificación de yacimientos A. Por su forma

-

Veta o filón. Estructura tubular distinta de la roca en que está incrustada y que está rellenada con menas. Ejemplos: Casapalca, San Cristóbal y Yauricocha . Cuando las fisuras han sido abiertas por intrusión de grandes bloques de roca ígnea y se presentan en capas estratificadas muy juntas, se les llama filón .

-

Manto. Cuerpo o estructura tubular similar a la roca en que se encuentra enclavado y que ha sido rellenado con menas. Ejemplos: San Vicente, Los Mantos (Hualgayoc, Cajamarca) y Colquijirca .

-

Diseminado o porfirítlco. Cuando la mena está distribuida en toda la masa de la roca encajonante (como las pasas de un panetón), generalmente son yacimientos de baja ley; pero de un alto volumen. Ejemplos : Cuajone, Toquepala, Cerro Verde, Yanacocha y Sipán.

CAP. 15 - Recursos naturales

Bolsonadas. Presenta un mineral de valor económico se concentra en cuerpos irregulares .

Manto

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hg. 15.3.Algunos yacimientos por su forma

B. Por su origen Singenéticos. Yacimientos donde el mineral de valor econom1co se ha formado simultáneamente a la roca encajonante. Ejemplo : San Vicente .

-

Epigenéticos. Yacimientos donde el mineral de valor económico se ha formado posteriormente a la roca encajonante. Ejemplo : Casapalca.

C. Por los procesos y mecanismos genéticos Los yacimientos están ligados a un ciclo geológico específico como el de la diferenciación magmática, sedimentaria, metamórfica o el de la diferenciación edafológica.

a) Yacimientos de origen magmático o ígneo. La mayoría de los depósitos minerales de esta clase se ha originado a partir de la evolución magmática. Son yacimientos de zinc, plomo, cobre, oro, níquel, platino, cromo, estaño y diamante. Pueden ser a su vez:

Yacimientos de segregación. Durante la formación de las rocas ultrabásicas, por efecto de la cristalización fraccionada, elementos metálicos como el cromo, platino, níquel y oro . Se concentran en ciertas zonas y forman cuerpos de segregación estratiforme. Ejemplo: Tapo .

Yacimientos de inyección magmática. Se forman cuando el magma es inyectado en las fracturas que se encuentran en el techo de la intrusión, por efectos de la presión o de los procesos geotectónicos.

-


Yacimientos pegmatíticos. Yacimientos que, generalmente, se origi nan a partir de la evolución de magmas intermedios a magmas ácidos. Se ca ra ct erizan por presentar una textura pegmatítica de grandes cristales de cuarzo, fe ldespatos, micas; además de otros minerales como el topacio, berilo, litio, calcopirit a y elementos de tierras raras como el lantano, niobio, etc. Yacimientos hidrotermales y pneumatolíticos. Los yacimientos hidrotermales se originan a partir de un magma donde se produce el enriquecimiento de soluciones residuales líquidas de agua, azufre, CINa, dióxido de carbono (CO); así como de iones metálicos como el plomo, zinc, cobre, plata, etc. Cuando el enriquecimiento de soluciones residuales es de tipo gaseoso, es decir, cuando se satura de componentes volátiles; se tiene yacimientos pneumatolíticos.

Fses Post-Magmáticas Superficie durante la intrusión BaSO, CaF, Hg5 2

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Fig. 15.4. Yacimientos de origen magmático

Yacimientos metasomáticos. Yac imientos que aparecen cuando las soluciones residuales del magma entran en o (skarn) con rocas sedimentarias, de preferencia carbonatadas, como la caliza.


Depósito diagenético

Cuenca

F,g. 15.5. Yacimiento metasomático

b) Yacimientos de origen sedimentario. Yacimientos de oro, platino, estaño, hierro, fosfatos de manganeso y sales originados a partir de procesos de diferenciación sedimentaria. Los más importantes son los que se forman por: Sedimentación mecánica. Son más conocidos como yacimientos de placer y se originan a partir de la concentración mecánica de minerales pesados (como la cromita, ilmenita, magnetita, el oro o circón), durante los procesos sedimentarios .

F1g. 15.6. Yarnniento de origen sedm1e11tano, tipo Placer

-


Sedimentación química. Llamados también evaporitas o depósitos evaporíticos, se formaron a partir de albuferas de antiguos mares o lagos de lugares áridos donde el agua se evaporó y se produjo la precipitación de minerales insolubles, como los su lfatos (yeso) y carbonatos (calcita), hasta los minerales solubles como los cloruros (ha lita).

Nódulos fosfatados. Originados por la acumulación de restos de material orgánico, como fosfato de ca lcio. Ejemplo: Bahía de Sechura .

Depósitos evaporíticos Formación continental

Forma ción salina

Yeso Anhidrita

•

Salgema Sales de K y Mg

Fig. 15. 7. Depósitos evaporíticos.

Fig. 15.8.Vista de los fosfatos de Bayóvar, Piura. Perú.

CAP. 15 - Recursos naturales -

c) Yacimientos originados por procesos de meteorizacion. Durante el proceso de meteorización, se pueden originar los sigu ientes yacimientos en la superficie terrestre : Yacimientos residuales. Yacimientos que van a estar constituidos principalmente por los productos finales de la meteorización y donde predominan los hidróxidos y los hidrosilicatos. Ejemplos : arcillas, bauxitas y caolín . Yacimientos de enriquecimiento secundario. Yac imientos que se forman debajo de la zona de oxidación. Después del proceso de oxidación, las soluciones sulfatadas ácidas, frías y diluidas descienden a la zona de saturación reaccionando con los sulfuros hipógenos primarios, precipitando sulfuros secundarios y enriqueciendo; esta zona respecto a la zona de oxidación y la de minerales primarios . Gossan rico en fierro (Sombrero de hierro)

1 kilómetro

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Fig. 15. 9. Enriquec1m1ento supérgeno de cobre.


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Fig. 15. I O. Tajo abierto Raúl Rojas, Cerro de Paseo, Perú

F,g. 15.11 .Vista del yac1m1ento de Yanacocha, Perú

15. 3. El petróleo El petróleo es un líquido de origen natural, oleaginoso e inflamable que resulta de la mezcla de hidrocarburos que se extraen de depósitos geológicos continentales o marítimos. También, suele poseer algunos compuestos de azufre y oxígeno, además de ciertos

111


elementos gaseosos, líquidos y sólidos. Es de menor densidad que el agua, de variada viscosidad y su color puede ser pardo negruzco, verde o amarillento . Los mayores depósitos de petróleo del mundo se encuentran en cuencas donde hay acumulaciones de rocas sedimentarias de gran espesor. Básicamente, el petróleo se puede originar, a partir de dos tipos de materias :

Orgánica. Por la descomposición de restos de origen animal y posiblemente vegetal, depositados con la arena y fango durante tiempo geo lógico prolongado y en un ambiente marino reductor.

Inorgánica. Resulta de las reacciones geoquímicas; entre el agua, bióxido de carbono y diversas sustancias inorgánicas .

------------------ --------------------------- ----- -- -- -- ------- ---- ------------------------------ -------Perforación en plataforma submarina

Perforación en tierra

Fig. 15.12. Esquema de un yacimiento de petróleo

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REPÚBLICA DEL PERÚ MINISTERIO DE ENERGÍA Y MINAS

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LEYENDA PRODUCTORES DE ORO PRODUCTORES DE PLATA PRODUCTORES DE COBRE PRODUCTORES NO METAUCOS PRODUCTORES DE HIERRO PRODUCTORES POUMETALICOS PRODUCTORES DE ESTAF.10 PRODUCTORES DE ORO ARTESANALES Y/O INFORMALES

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15.13. Principales unidades mineras m etálicas y no m etálicas


15.3.1. Yacimientos petroliferos La roca donde se origina el petróleo se denomina «roca generadora» y puede ser de calizas, arrecifales o lutitas; a la roca donde se produce la acumulación se le llama «roca almacén» o «reservorio» y se compone de areniscas o calizas. La estructura geológica que permite que se efectúe esta acumulación se llama «trampa» . Los requisitos que debe cumplir una roca almacén son porosidad grande, alta permeabilidad y volumen suficiente para contener una cantidad explotable de petróleo . Petróleo Petróleo

Gas Cúpula de sal

Anticlinal Petróleo

Particularidades de paleorelieves Falla

Trampa estratigráfica Diques

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Fig. 15. 14. Tipos de trampas que contienen acumufaoones de petróleo y gas natural

E1 petróleo no se acumulará en la roca-almacén; a menos que sea detenido en su migración por algún tipo · de cierre o trampa . Las más frecuentes son las trampas estructurales (anticlinales simples, fallas, domos salinos, etc.); las otras, y las más difíciles de detectar son las trampas estratigráficas (cambios de facies, acuña miento, entre otros).


Fig. 15. 15. Extracción de/ petróleo. Pozo 5004 en la Brea y Panñas,Talara, Perú

15.3.2. Fases de la industria petrolera Las principales fases son las siguientes : Prospección => Exploración => Perforación => Producción => Refinación => Industrias derivadas => Mercados =>Transporte=> Distribución Por procesos de destilación fraccionada, se obtiene una amplia gama de productos industriales como : gasolina, aceites ligeros, pesados, vaselina, parafina, alcohol, gases combustibles, asfaltos, pinturas, resinas, caucho, cosméticos, plásticos y productos farmacéuticos .

15.1.3. Áreas y concesiones petro íferas En el noroeste y la se lva peruana, existen lotes que son explorados o explotados por empresas del ramo como Petroperú, Belco-Petroleum, Occidental Petroleum, Petro-Tech Peruana SA, Graña y Montero Petrolera SA, Río Bravo SA, Unipetro ABC SA, propiedad de la Universidad Nacional de Ingeniería, entre otras.


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15.4. El carbón Material sólido, de origen vegetal, compuesto por carbono puro o por carbono en forma de carbohidrato oxidado o alguna sustancia similar que sirve de combustible .

15.4.1. Origen y clasificación En el periodo Carbonífero (de 362,5 a 290 millones de años) gran parte de la Tierra estaba cubierta por vegetación abundante que crecía en pantanos . Al descomponerse esta materia vegetal, por efecto de la humedad, se produjo también la pérdida gradual de átomos de _oxígeno e hidrógeno y se formó una turbera, un medio pantanoso, donde el material orgánico se producía más rápido que su descomposición. Esta acumulación orgánica compacta (de 3 000 calorías/kg, alto índice de humedad, color pardo oscuro y con alto contenido en carbono) se denomina «turba » y resultó de la putrefacción y carbonización parciales sucedidas en el agua ácida de las turberas. La formación de turba fue el primer paso del proceso de transformación del carbón. Tiempo después, la arena y el lodo se amontonaron sobre algunas turberas y por la presión de las capas superiores, los movimientos de la corteza terrestre, eventualmente, el calor volcánico, los depósitos vegetales se comprimieron y endurecieron provocando

-


que el agua y el oxigeno sean expulsados hasta formar el carbón . Conforme la materia vegetal primitiva se sometió a presiones y temperaturas cada vez más elevadas, el carbón sufrió una serie de cambios; del mismo modo que una roca metamórfica.

turba

lignito

bitumen

antracita

Fig. 15. 17. Etapas de formación del carbón

15.4.2. Clasificación El carbón se clasifica a partir del proceso de trasfo rmación que atraviesa, el porcentaje de carbono y el poder calorífico . El grado más bajo de carbonización es la turba la cual al ser sometida a una mayor profundidad y temperatura se convierte en carbón bituminoso. A medida que aumenta la presión y la temperatura, este se transforma en lignito, el carbón de peor calidad ; luego viene la hulla y, finalmente, la antracita, el carbón de mayor contenido en carbono y máximo poder calorífico (8 500 calorías/kg) .

15.4.J. Áreas carboníferas peruanas Las mayores zonas carboníferas del Perú son Lima (Oyón), Ancash (Pallasca}, La Libertad (Huandoy, Chicama y Quiruvilca) y Junín (Jatunhuasi) .

Rg. 15. 48.iocimfeflttJ

de carbón


-

15. 5. Minerales radiactivos Los minerales radiactivos han despertado un gran interés en estas últimas décadas, principalmente por el uso del uranio y torio en los reactores nucleares; dado que la desintegración radiactiva de estos elementos produce energía.

El uranio se encuentra en la naturaleza como pechblenda, mineral compuesto por óxido de uranio (UO 2 ), autunita (fosfato de uranio) y carnotita (vanadato de uranio). Estos minerales se encuentran en gran número de yacimientos filoneanos idénticos a los de metales, como: plomo y zinc; así como en rocas sedimentarias asociadas a material carbonoso. Una situación diferente a la del uranio es la del torio cuya ubicación es más difícil. En la torita o silicato de torio, se hallan pequeñas cantidades de torio; también en la orangita, una variedad de torita y en la torianita, mineral compuesto de óxido de torio y uranio. En cambio, puede hallarse en mayores cantidades en el óxido de torio (ThOJ de la monacita, un mineral de color amarillento, rojo o castaño, asociado a rocas cristalinas que se encuentra en depósitos de grava de la India, Malasia, Brasil y Estados Unidos. Actualmente, los yacimientos explotables más importantes para la obtención de torio son los granitos alcalinos muy ácidos.

15. 6. Yacimientos no metálicos Hay otro grupo de minerales y rocas que se utilizan más por sus propiedades que por su esencia, sobre todo en la industria de la construcción. Por ejemplo, la industria del cemento depende del suministro de carbonato de calcio (calcita) . Este material no es más que una mezcla pulverulenta de oxido y silicatos de calcio que en o con el agua reacciona de manera lenta y originan una masa dura . La roca apropiada son las calizas puras; ya que la presencia de cantidades pequeñas de magnesio inutiliza el material.

Fig. 15.19. Camero de extrocción de arcillas pma fabricación de ladrillos /Carobay1/o, Uma. Peru)

-


Otro material no metálico es la sal común (halita) que se extrae de capas sedimentarias, domos salinos o por evaporación del agua de mar. Las arcillas, como el caolín o la bentonita, son materiales muy útiles en diversas aplicaciones industriales. Por ejemplo, en la industria de la cerámica, para la fabricación de porcelanas, refractarios y otros. Una de las industrias importantes para la explotación de las rocas es la de las canteras . En muchos países, esta es la fuente de sus materiales de construcción . Es importante para la construcción de edificios disponer de rocas de aspecto atractivo y, en ese sentido, ciertas canteras de rocas muy decorativas han llegado a ser famosas en todo el mundo. Sin embargo, cabe mencionar los diversos tipos de piedras preciosas como diamantes, rubíes, zafiros; así como otros minerales y rocas de menor valor que se usen en ornamentación. Asimismo, se puede mencionar al asbesto, una forma muy fibrosa de la serpentina o anfíbol; a la baritina, una variedad mineral del sulfato de bario; al yeso, un sulfato de calcio hidratado; y al talco, un metasilicato ácido de magnesio; entre los minerales más usados en la industria y la medicina .

GLOSARIO A Ablación. Proceso por el cual un glaciar se consume por evaporación y fusión . Abrasión. Proceso erosivo por el cual un agente móvil (agua, hielo, olas, viento) utili za un material para desgastar al material rocoso. Acuífero. Material rocoso que es poroso y permeable que almacena agua. Agua connata. Son las aguas que quedan atrapadas durante el proceso de diagénesis que sufren los sedimentos. Agua juvenil. Agua que se forma a partir de la evolución del magma. Agua meteórica. Agua proveniente de las lluvias. Albufera {laguna costera). Se forma cuando un cordón arenoso separa las aguas marinas hacia el litoral. Alud. Desprendimiento de nieve o hielo de los glaciares. Aluvial. Procesos o materiales relacionados con la acción de un río. Aluvión. Sedimentos heterogéneos de gran volumen que han sido depositados por los ríos o glaciares. Anticlinal. Pliegue convexo hacia arriba con buzamientos opuestos. Arco marino. Techo de una caverna cortado por el mar a través de la roca.

Arrecife. Montaña de caliza formada por organismos marinos como corales y celentéreos . Astenósfera. Parte superior del manto donde la roca puede llegar al estado de fusión (magma) . Atolón. Arrecife de forma circular o de anular, como el atolón de mururoa . Atricción. Proceso erosivo por el cual los sedimentos chocan entre sí.

B Barjan. Duna en forma de media luna cuyos cuernos apuntan a favor de la dirección del viento . Batolito. Plutón discordante cuya área de afloramiento es mayor de cien kilómetros cuadrados . Biósfera. Capa de la tierra donde se desarrolla todo tipo de vida . Bloques de falla. Bloques rocosos que conforman una falla . El bloque superior recibe el nombre de «bloque techo» y el inferior el de «bloque piso». Bomba volcánica. Tipo de piroclástico arrojado durante la erupción de un volcán que adopta la forma de un huso . Bowen. Series que se refieren al orden de cristalización de los diferentes minerales formadores de las rocas ígneas a partir de un magma.

-


c

Ciclo orogénico. Movimientos tectónicos

Caldera. Cráter ensanchado (por erosión

que originan la formación de cadenas montañosas.

o erupciones sucesivas) cuyo diámetro es cuando menos cuatro veces mayor que su profundidad .

Cámara magmática. Zona donde se acu mula el magma, generalmente se encuentra en la astenósfera .

Circo glaciar. Zona principal de acumu lación de la nieve, de paredes abruptas que adopta la forma del anfiteatro romano.

Columna

estratigráfica.

abruptas, bastante profundas y de gran longitud .

Ordenamiento cronológico de las unidades rocosas en forma de columna: las unidades más antiguas, en la parte inferior, y las más modernas, en la parte superior.

Cañon submarino. Rasgo geomorfológico

Cono de deyección. Parte final de un río

de paredes abruptas y profundas ubicados en los fondos marinos .

donde se deposita todo el material que ha sido transportado.

Cárcavas. Surcos formados por la erosión

Conrad. Discontinuidad que separa la cor-

de las aguas superficiales.

teza siál ica de la corteza somática.

Cárstico. Proceso de disolución de las rocas

Cono volcánico. Acumulación de materia-

carbonatadas por acción de las aguas ácidas.

les arrojados por los volcanes que adoptan la forma de un cono.

Catarata. Salto de agua de gran volumen en

Corrasión (abrasión). Proceso erosivo rea-

el curso de un río y que da lugar a hermosas caídas de agua .

lizado por la acción del viento.

Cañón. Rasgo geomorfológico de paredes

Catastrofismo. Teoría que trata de explicar que el universo se formó a partir de eventos catastróficos como choques o explosiones .

Chimenea volcánica. Conducto más o menos cilíndrico que comunica la cámara magmática con el cráter, a través del cual salen los productos arrojados por el volcán .

Ciclo geológico. Procesos geológicos que se realizan sobre la tierra y que comprenden la geodinámica externa e interna.

Ciclo hidrológico. Etapas por las que pasa el agua en su desplazamiento sobre la superficie: evaporación, transpiración, condensación, saturación y precipitación; a partir de los cuales se forman los ríos y glaciares. De la infiltración, se forman las aguas subterráneas.

Corrosión. Proceso de meteorización química realizado principalmente por las aguas cargadas de so luciones ácidas.

Cuenca de deflación. Zona de depresión que ha sido formada por la acción del viento en depósitos suaves y sin consolidar.

D

Deflación. Proceso erosivo por el cual el viento arrastra los sedimentos sin consolidar. Delta. Tipo de desembocadura de un río que se forma por el depósito fluvial que adopta la forma de la letra griega delta. Deriva continental. Teoría propuesta por Alfred Wegener quien sostiene que la forma actual de distribución de los continentes es producto de la fragmentación de un gran continente, al que llamó «Pangea », que estaba constituido por material siálico

Glosario

que flotaba sobre un material simático más denso para formar los continentes actuales .

Desintegración. Procesos físicos mediante los cuales las rocas se desgastan en fragmentos de diferentes tamaños.

Diagénesis. Procesos mediante los cuales los sedimentos se compactan para formar las rocas sedimentarias.

Diastrofismo. Conjunto de movimientos tectónicos, horizontales, verticales y tangenciales que se producen en la corteza terrestre que originan los plegam ientos y callamientos.

Discontinuidad sísmica. Camb io brusco de la velocidad y dirección de las ondas sísmicas en el interior de la tierra . Ejemplos : Conrad , Mohorovicic, Gutenberg, Leehman .

-

F

Falla. Fractura con desplazamiento de bloques, producto de esfuerzos tectónicos. Fósil. Restos o vestigios de seres vivos que dejaron sus huellas en las rocas de la corteza terrestre.

Fumarolas. Grietas por donde salen gases de diferentes composiciones y temperaturas, como solfataras y mofetas .

G

Geología. Ciencia que estudia el origen de la Tierra, su composición y estructura, así como todos los procesos que se realizaron en ella desde su formación hasta la actualidad.

Discordancia. Superficie de erosión o no

Geosinclinal. Sinclinal de grandes dimen-

deposición de sedimentos que separa rocas antiguas de rocas modernas . Pueden ser del tipo angular o en paralelo .

Géiser. Fuente de agua caliente que emer-

siones que se forma en los fondos oceánicos.

E

ge del interior de la Tierra en forma intermitente . El material que se acumula en los alrededores de la salida recibe el nombre de «geyserita» .

Edad de la Tierra. De acuerdo con los estu -

Glaciar. Masa de hielo que por su propio

dios radiométricos, es de aproximadamente 4 500 millones de años.

peso o gravedad se mueve hacia las partes bajas.

Endógeno. Cualquier proceso geológico

Gondwana. De acuerdo con la teoría de

que se origina en el interior de la Tierra.

la deriva continental, uno de los dos continentes en que se fragmentó la Pangea .

Duna. Depósito de arenas de origen eólico .

Eólico. Todos los procesos donde el agente es el viento . Erosión. Proceso geológico destructivo que tiende a nivelar la superficie terrestre a través de los diversos agentes como el agua y el viento. Exfoliación. Propiedad de las rocas o minerales de separarse, en forma de láminas paralelas.

H

Hidrósfera. Capa líquida de la Tierra que cubre aproximadamente el 70% de la superficie terrestre. Hipocentro. Zona donde se libera la energía la cual se propaga a manera de ondas sísmicas. Horst (pilar tectónico). Estructura geológica formada por fallas compuestas, donde

-


el bloque central se levanta respecto a los bloques laterales.

Loess. Depósito de limos formados por acción del viento.

M lntemperismo (o meteorización). Proceso geológico mediante el cual las rocas aflorantes son desintegradas o descompuestas por agentes como el agua y el viento.

Magma. Material líquido pastoso silicatado que se origina en la zona de la astenósfera . La cristalización del magma da origen a las rocas ígneas.

Intrusión. Penetración de los plutones entre las rocas preexistentes, diques, sills o batolitos .

Manantial. Afloramiento natural de las aguas subterráneas.

lsostasía. Teoría propuesta por Hutton quien señala la condición ideal de equilibrio gravitatorio a que tiende la Tierra.

J

Meandro. Curvas regulares que desarrolla un río en su etapa senil. Metamorfismo. Proceso geológico caracterizado por el aumento de la temperatura y la presión las rocas preexistentes que cambian de forma para dar origen a las rocas metamórficas.

Juvenil (agua). Agua de origen magmático que, generalmente, queda entrampada en las rocas ígneas.

Morrena. Depósito no estratificado de origen glaciar.

K

Movimiento de masa. Movimiento superficial de los materiales de la Tierra por acción de la gravedad ..

Kames. Depósito estratificado de origen glaciar.

N L Lacolito. Plutón concordante a las rocas encajonantes que adopta la forma de un hongo. Lahares. Flujos de lodo o de barro de origen volcánico . Lava. Producto líquido arrojado por un volcán.

Nevé. Hielo granular formado por la cristalización de la nieve . Nivel de base. Término fluvial que indica el nivel por debajo del cual el río ya no puede causar erosión. Este nivel es el nivel del mar. Nivel freático. Superficie superior de la zona de saturación de un acuífero.

Litificación. Proceso geológico de la diagénesis mediante el cual los sedimentos se consolidan y compactan formando las rocas sedimentarias .

Ola. Movimientos ondulatorios originados por la acción del viento.

Litósfera. Capa sólida de la Tierra formada por rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas.

Orogénesis. Conjunto de procesos geológicos que originan la formación de montañas o cadenas montañosas.

o

Glosario

p Pangea. Considerada por la teoría de la deriva continental como el primer supercontinente que se formó en la Tierra.

Sima. Término creado con los símbolos del silicio y magnesio para nombrar la corteza simática o corteza oceánica .

Perfil longitudinal de un río. Representación gráfica de la pendiente de un río, desde la cabecera hasta la desembocadura.

Sismo. Movimiento repentino, violento y de corta duración de la corteza terrestre, causado principalmente por el movimiento de las placas tectónicas.

Permeabilidad. Propiedad física de las rocas mediante la cual los poros están comunicados y dejan pasar el agua fácilmente siguiendo las leyes hidrostáticas.

Subducción. Proceso mediante el cual una placa se mete debajo de otra placa . Ejemplo: la placa de Nasca que se introduce debajo de la placa suda -mericana .

Placa tectónica. Bloques !amelares en los cuales se halla dividido nuestro planeta. Nacen en las dorsales submarinas y desaparecen en las fosas .

Suelo. Película producto de la acción del intemperismo.

Plegamiento. Proceso de deformación que sufren principalmente las rocas estratificadas; debido a esfuerzos de compresión.

Temblor. Sismo de baja intensidad que no ocasiona daños materiales ni personales.

Plutón. Cuerpos de rocas ígneas que se forman por cristalización del magma debajo de la superficie de la Tierra .

R Rápido. Zona donde el río aumenta de velocidad ; debido a la erosión de los saltos de agua o por la presencia de rocas sedimentarias. Rimaya. Grieta que se forman en un glaciar como consecuencia del cambio de pendiente de la zona por donde se desplaza el glaciar. Roca. Asociación de uno o más minerales (caliza, granito, entre otros). Rumbo. Dirección que sigue la línea de intersección entre un plano horizontal imaginario y el plano de la estructura por medir.

s Sial. Término creado con los símbolos del silicio y aluminio para denominar a la corteza siálica o corteza continental .

T

Terraza. Zona más o menos plana o levemente inclinada, generalmente limitada por dos declives pronunciados. Pueden ser de origen fluvial o marino. Terremoto. Movimiento de gran magnitud que causa daños materiales y pérdidas de vidas humanas. Tsunami. Olas gigantescas generadas por un maremoto .

V Varva. Par de capas sedimentarias que se forman en las lagunas de origen glaciar y que han sido interpretadas como representativas de un ciclo de un año . Volcán. Acumulación de material ígneo sobre la superficie terrestre.

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BLYTH, F. y M.H. DE FRITAS 1989

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STRAHLER A. N. 1992

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Referencias electrónicas American Geological lnstitute (AGI}: http://www.agiweb.org Geología en línea:www.geologiaenl inea .com . http ://Geo_lnfo.htm (información variada sobre geología) . www. earth .nasa . gov (información variada con muchas imágenes de la NASA} . Universidad de Atacama (Chile}: http://plata . uda .cl/minas/geo .htm . Apuntes Geología General: http://plata .uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral/ geogenap .html. Geología en Internet: www.todogeologia.com/article-topic-2.html Geología Monografias.com : mono_grafias.com/trabajos/geologia/geologia .shtml .

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