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Geologia en la ingenieria civil
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GEOLOGIA PARA INGENIERIA CIVIL 2015
ARQUIMEDES L. VARGAS LUQUE – INGENIERO GEOLOGO [email protected]
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Docente: Arquímedes L. Vargas Luque
Moquegua - 2015
GEOLOGIA PARA INGENIERIA CIVIL 2015
ARQUIMEDES L. VARGAS LUQUE – INGENIERO GEOLOGO [email protected]
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CONTENIDO
1. ESTRUCTURAS DEL GLOBO TERRESTRE.
2. ROCAS, FORMACION - CLASIFICACION
3. METAMORFISMO, INTEMPERISMO Y SUELOS.
4. ELEMENTOS DE ESTRATIGRAFIA.
5. AGUAS SUPERFICIALES – AGUAS CONTINENTALES
6. AGUAS SUBTERRANEAS
7. DEFORMACION DE LA CORTEZA TERRESTRE
8. PLANOS Y PERFILES GEOLOGICOS.
9. ACCION GEOLOGICA DEL MAR, ACCCION GEOLOGIACA DEL
VIENTO.(GEODINAMICA EXTERNA.
10. GLACIACION.
11. MOVIMIENTOS SISMICOS
12. CANTERAS
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1. ESTRUCTURAS DEL GLOBO TERRESTRE.
1.1 El núcleo
Es la capa más interna de la Tierra. Se extiende de 2
900km. de profundidad hasta el centro del planeta. El
núcleo constituye el 14% del volumen de la Tierra y
aproximadamente el 32% de su masa.
Se constituye por 2 zonas:
El núcleo externo, se extiende desde los ya citados
2 900 km de profundidad hasta 5 080 km más profundos. Sus características
sísmicas, son la incapacidad para transmitir ondas, permiten creer que el núcleo
externo se comporta como si se tratara de un líquido.
El núcleo interno, se extiende desde los ya citados 5 100 kilómetros de
profundidad hasta el mismo centro del planeta.
Sobre la composición de los materiales del núcleo de la Tierra existen varias
hipótesis, en la actualidad se considera que esencialmente el núcleo es metálico,
formado por hierro, con reducidas cantidades de níquel y aún menores de azufre,
carbono y silicio metálico constituyendo estos últimos sulfuros y carburos
metálicos.
La temperatura de la zona del núcleo se considera que no sobrepasa los 5 000°C.
1.2 El manto
Es la zona intermedia situada por encima del núcleo, y que se extiende desde los
yacimientos 2 900 km de profundidad hasta la discontinuidad de Mohorovicic, que la
separa de la corteza terrestre.
Su espesor aproximado es de 2 900 km. El manto constituye el 83% del volumen de la
Tierra y el 65% de su masa.
División del manto:
Manto superior, desde la discontinuidad de
Mohorovicic hasta la de Repetti a 400 kilómetros
de profundidad.
Manto inferior, desde Repetti hasta Gutenberg, 2
900 km de profundidad.
El manto en su parte más superficial reviste gran
importancia geológica, la corteza terrestre se formó a partir de los materiales del
manto externo o superior y los fenómenos tales como la formación de montañas, el
vulcanismo, los movimientos sísmicos.
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1.3 La corteza terrestre
Se trata de la capa más superficial del planeta y tan sólo constituye el 1 % de la masa de
éste.
La corteza, en sus zonas continentales, es la zona más heterogénea de la Tierra, estando
sometida a continuos cambios provocados por las fuerzas del manto o de la erosión.
Zonas o capas de la corteza terrestre
Capa sedimentaria a superficial, discontinua formada
por rocas sedimentarias, las cuales presentan un
espesor, en algunas zonas continentales, de varios
miles de metros y en los fondos oceánicos alrededor de
500-1 000 metros.
Capa granítica intermedia o sial, denominada también
corteza continental, formada por rocas parecidas al granito. Su espesor es de
unos 15-20 kilómetros bajo los continentes y un poco más en los fondos
oceánicos.
Capa basáltica inferior o sima, llamada también corteza oceánica, formada por
rocas similares a los basaltos.
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2. ROCAS, CLASIFICACION
Las rocas son agregados naturales presentes en la Tierra en masas de grandes
dimensiones. Estas rocas están formadas por uno o más minerales. En cualquier
roca pueden existir minerales principales, por los cuales se clasifican, y otros
accesorios, cuya presencia no es decisiva para dicha clasificación. También
tenemos rocas compuestas por un solo mineral. Existen diferentes tipos de rocas
que pueden ser divididas o clasificadas en tres grandes grupos según su origen:
ígneas, metamórficas y sedimentarias.
2.1 ROCAS IGNEAS - VOLCANICAS
2.1.1 Principales texturas de las rocas volcánicas:
Las rocas volcánicas se forman a partir de lavas que se enfrían cerca de la superficie
o sobre la misma; las lavas más profundas arrastran cristales y se enfrían con mayor
lentitud que la parte expuesta a superficie. La parte externa tiene un enfriamiento
rápido y los gases componentes de la lava escapan rápidamente, favoreciendo con
esto a la formación de vidrio o el desarrollo de cristales muy pequeños; son rocas de
bajo peso específico por las oquedades (huecos), en comparación con las lavas
profundas. Los principales tipos o variedades de texturas volcánicas son:
Textura microlítica.- Es este tipo de textura se aprecian bajo el microscopio
innumerables cristales dentro de una masa vítrea.
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Textura perlítica.- Es un tipo de textura que presentan las rocas volcánicas
altamente vitrificadas; se presentan grietas concéntricas o bastonadas en el vidrio
volcánico, las grietas se deben al enfriamiento inmediato. Pueden existir algunos
cristales.
Textura esferolítica.- Es un tipo de textura que ocurre en rocas extrusivas muy
antiguas; o en aquellas en las que ha habido condiciones de desvitrificación y
regeneración de cristales. Se aprecia una masa vítrea con esferas, dentro de las que
se distinguen cristales pequeños de Cuarzo, feldespatos, turmalina y otros que
divergen desde el centro de la pequeña esfera.
Textura vesicular.- Las rocas que presentan este tipo de texturas proceden de lavas
que estuvieron cargadas de gases; los gases escaparon violentamente, durante
proceso de enfriamiento, dejando vesicular (huecos en forma de lágrimas). En
algunos lugares se pueden distinguir burbujas (vesículas atrapadas dentro del
vidrio).
Textura escorácea.- Es un tipo de textura vesicular, con la diferencia de que las
vesículas son tan numerosas, que se han interconectados entre si, haciendo de la
roca una masa de poco peso, muy porosa.
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Textura amigdaloide.- Es similar a la textura vesicular, con la diferencia que las
vesículas se encuentran rellenadas de minerales, formados posteriormente a la
consolidación de las lavas. El relleno es casi siempre de carbonatos o de alguna
forma de sílice coloidal.
Textura fluidal.- Es el resultado de la estructura de corriente, en la que los
minerales se alinean, de acuerdo al flujo del derrame de lava, se puede apreciar que
en una masa de vidrio volcánico, se encuentran minerales orientados, a modo de un
"cardumen" de peces.
Textura porfirítica.- Es un tipo de textura que consistente en una masa vítrea,
donde se aprecian cristales bien desarrollados, denominados fenocristales. Ocurre
cuando una masa que ha estado cristalizando en profundidad, fue reactivada y
empujada violentamente hacia la superficie.
Textura glomeroporfíritica.- Es similar a la textura porfirítica pero los
fenocristales están "apretujados" por zonas. Se interpreta como el resultado de
consolidación de una masa magmática que estuvo enfriando, y que fue empujada
hacia la superficie, violentamente, como lava, arrastrando porciones disgregadas de
la estructura rocosa en formación.
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Textura seriada.- Similar a la textura porfirítica, pero en este caso los cristales son
de diversos tamaños, por generaciones. Se interpreta como una masa magmática
que ha sido perturbada varias veces, siendo empujado arriba, en tiempos diversos,
consolidando como lava.
Textura ofítica.- Es aquella que se presenta en rocas volcánicas que fueron
perturbadas por masas de roca o minerales fundidos, o gases de los mismos, con una
composición básica. Se distinguen una pasta afanítica en la que se encuentran
fenocristales de feldespato, agrietados y rellenados de piroxenos, a modo de
pequeñas culebras.
Textura diabásica.- El origen es similar a la textura ofítica, salvo que en este caso,
los cristales son de piroxeno y el relleno de grietas es de feldespato.
2.1.2 Estructura de las rocas volcánicas: Las más importantes estructuras de las rocas volcánicas son las siguientes:
Estructura piroclástica.- La estructura piroclástica, es producto de lavas
expulsadas a la atmósfera que llegan a fragmentarse en diversos tamaños; estos
materiales son impelidos desde los aparatos volcánicos durante las explosiones. Los
materiales se acumulan en bancos, con la apariencia de capas sedimentarias.
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Estructura fluidal.- La roca presenta una estructura de corriente, compuesta de
fajas vítreas y cristalizadas de manera alternada. Los cuerpos son generalmente
alargados o irregulares.
Estructura almohadillada.- La estructura almohadillada, es el resultado de
derrames de lava que se realizaron en los fondos marinos. La masa fundida al salir
se deshace o disgrega con el agua, por la gravedad. los fragmentos caen y se
acumula en los fondos marinos, como si se tratara de almohadas acumuladas unas
sobre otras. En estas rocas se alternan lavas y sedimentos originando una secuencia
volcánico - sedimentaria.
Estructura de bloque.- Ocurre cuando se realizan explosiones volcánicas. La
apariencia es de bloques irregulares compactos (mayores a 25 cm.) mezclados
dentro de lavas consolidadas.
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Estructura de aglomerado.- Se forma por erupciones sucesivas a través de fisuras.
La masa rocosa está compuesta de bloques, brechas, almohadillas, troncos, y otros,
todas mezcladas, en caos.
Estructura de lava pahoe-hoe o acordelada.- Ocurre cuando los materiales lávicos
derramados, son viscosos. La lava consolidada muestra una estructura acordelada,
como si se tratase de numerosos cabos (sogas) extendidos y corrugados, uno junto
al otro.
2.1.3 Cuerpos rocosos formados por lavas:
Las rocas volcánicas o extrusivas pueden presentarse en la naturaleza, formando alguno
de los siguientes cuerpos:
Conos volcánicos.- Son los que aparatos volcánicos ordinarios o |comunes que
tienen la forma de cono o de cono truncado: estos volcanes pueden ser marinos o
continentales. Los volcanes pueden estar compuestos de derrames lávicos o de
intercalaciones de lavas, piroclásticos y otros.
CUERPOS VOLCÁNICOS: VOLCAN MISTI:
(Visto desde la antigua carretera a Juliaca)
Derrames fisurales.- Son volcanes que no tienen cráter ni cuello circular como los
volcanes de cono. El derrame de lavas se efectúa a través de grietas o fisuras, en la
superficie o en los fondos marinos. Los aparatos volcánicos están constituidos de
derrames de lavas, con una heterogeneidad de formas (brechas, aglomerados,
estratos, cuñas y otros.)
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Bancos piroclásticos.- Son paquetes de materiales piroclásticos enfriados y
consolidados; a veces son relleno de depresiones. Se pueden considerar como
estratos que se suelen intercalarse con arena y gravas, por efecto de crisis climáticas
posteriores a las explosiones y erupciones que generaron los piroclastos.
Diques volcánicos.- Son masas de lava que se enfrían en grietas alargadas,
llegando cerca de la superficie. La presencia de vidrio volcánico es determinante
par que no se confunda con diques intrusivos.
Otros.- Existen otras formas en las que se presentan las rocas volcánicas y sus
derivados; tales como los ceniceros volcánicos, que son acumulaciones de ceniza; y
los flujos de lava-barro, que ocurre cuando se produce una erupción en un volcán
nevado, etc.
2.2.4 Estructura de las rocas plutónicas:
Las más importantes estructuras, que se presentan en rocas intrusivas, son los
siguientes:
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Estructura gnéisica.- Se presenta en los bordes de plutones (cuerpos intrusivos).
Es una especie de metamorfismo incipiente. Los minerales componentes de la roca
plutónica, se encuentran alineados u ordenados en bandas o fajas se presume que el
magma que origino esta estructura, fue muy caliente y el enfriamiento lento.
Estructura xenolítica.- Esta estructura se habría formado por el avance del magma
sobre la roca regional fría. El magma habría "engullido" pedazos de la roca
regional, consolidando casi directamente. Se distinguen fragmentos de la roca de
caja, no digeridos, empotrados en otro tipo de roca (formada por el magma
enfriado). La textura y la composición son diferentes.
Estructura scheliérica.- Son manchas difusas dentro de algunos cuerpos
intrusivos, que proceden de la asimilación casi completa de fragmentos de la roca
encajonante, por el magma intruyente. Son los xenolitos que cayeron pero que
fueron casi asimilados (fundidos).
Estructura orbicular.- Se aprecian orbículos, que son fragmentos irregulares de
composición y textura que varía concéntricamente. El fenómeno se debe a que los
fragmentos que cayeron dentro del magma, en las últimas fases de enfriamiento, se
alteraron poco a poco.
Estructura esquialítica.- Este fenómeno ocurre hacia los bordes de los plutones,
debido a un magma muy caliente o a una roca regional muy resistente a la
temperatura. El magma intruyente deja un borde vítreo a lo largo del contacto,
llamado esquialito, que tiene aspecto corneo.
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2.1.5 Cuerpos rocosos formados por magmas:
Las rocas plutónicas e intrusivas, se presentan en diferentes cuerpos que se pueden
apreciar en superficie, debido a que los
agentes de erosión destruyeron y
transportaron los materiales que los
cubrían. Pueden adoptar las siguientes
formas:
Batolitos.- Son gigantescas masas intrusivas que presentan superficies superiores a
100 Km2. Los batolitos se formaron por inmensos magmas que se enfriaron dentro
de la Corteza Terrestre; pueden a llegar a exponerse a la superficie debido a
grandes procesos de erosión que destruyeron las capas rocosas que se encontraban
encima .
BATOLITO DE LA CALDERA
(Cerca de la mina Cerro Verde – Arequipa)
Fuente: Soto; 2005
Troncos.- Son cuerpos plutónicos de raíz circular, que presentan en superficie
afloramiento menores a 100 Km2. Pueden llegar a ser muy pequeños.
Lacolitos.- Son plutones con forma de hongo, que se formaron como producto de
Fuente: SERNAGEOMIN
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una inyección magmática, primero como un dique luego como resultado de la
elasticidad de uno de los estratos de la roca sedimentaria que fue alcanzada por el
magma inyectado.
Facolitos.- Son cuerpos intrusivos formados posiblemente por granitización. Estos
cuerpos tienen forma de media luna y suelen aparecen en los núcleos de sinclinales
y anticlinales. FACOLITOS
Lopolitos.- Son cuerpos intrusivos en forma de embudo, que se forman cuando un
magma que intruye a través de un dique, afecta a rocas sedimentarias estratificadas,
las que finalmente se flexionan dentro del magma, como se ve en el gráfico.
LOPOLITO
Diques.- Al igual que los diques volcánicos, los diques intrusivos se forman por
magmas que se enfriaron dentro de grietas. DIQUE
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ENORMES DIQUES (COLOR PARDO) EN ROCAS GRISES DEL BATOLITO DE LA CALDERA (Alrededores del Cerro Nicholson – Arequipa)
Fuente: Soto; 2000
Sills.- Son diques que se emplazaron dentro de los planos de estratificación de las
rocas sedimentarias, a las que intruyeron).
Sill Lopolito Bismalito Batolito
Stock Lacolito Facolito Dique
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2.2 CLASIFICACIÓN Y DESCRIPCIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Las propuestas para clasificarlas no son iguales, la más importante clasificación
que aún se emplea en la descripción de rocas es la de Huang.
2.2.1 Clasificación considerando la composición química: La clasificación basada en la composición química, permite tener una idea del magma
original pero en ningún momento se pueden identificar las variedades o diferencia entre
las rocas intrusivas (formadas por magmas) y las extrusivas (formadas por lava).
a) Por el contenido de sílice.- Mediante esta clasificación se tipifican a las rocas en
cuatro agrupaciones, de acuerdo al mayor o menor contenido de sílice (SiO2);
denominándose a las rocas de la siguiente forma:
1) Rocas Ácidas.- A aquellas en las que el contenido de sílice es mayor del
66% (debe entenderse que no se trata de Cuarzo). Las rocas ácidas además
de contener alto porcentaje de sílice, tiene por lo general un alto contenido
de álcalis (componentes que tiene en su composición: Na, K. Li y otros del
mismo grupo).
2) Rocas Intermedias.- A aquellas en las que el contenido de sílice esta entre
66 a 52%.
3) Rocas Máficas.- A aquellas cuyo contenido de sílice esta entre 52 a 45%.
4) Rocas Ultramáficas.- A aquellas en las que el contenido de sílice es menor
del 45 %.
Las rocas ultramáficas presentan un alto contenido de minerales básicos,
siendo de color generalmente oscuro.
b) Por el contenido de alumina.- Químicamente pueden clasificarse también, por el
mayor o menor contenido de Alúmina (Al2O3); pudiendo ser:
1) Rocas Peralumínicas.- Cuando el contenido de óxido de aluminio
(alúmina) es mayor a la suma de los contenidos de potasa (óxido de
potasio), soda (oxido de sodio) y cal (oxido de calcio).
O3Al2 > [OK2 + ONa2 + OCa]
Ejm: Muscovita, Biotita, Granate. Topacio, y Corindón. Los magmas que
forman rocas de este tipo, habrían tenido bajas temperaturas y un
alto contenido de sílice.
2) Rocas Metalumínicas.- Cuando la cantidad de alúmina esta en proporción
similar a la suma de las cantidades de la soda, a la potasa y la cal.
O3Al2 = [OK2 + ONa2 + OCa]
Ejm: Horblenda.
3) Rocas Subalumínicas.- Cuando el contenido de alúmina es menor a la
suma del contenido de la potasa y la soda.
O3Al2 < [OK2 + ONa2]
Ejm: Está en los feldespatos y algunos piroxenos alcalinos.
4) Rocas Peralcalinas.- Son aquellas en las que la suma de los contenidos de
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álcalis (potasa y soda), es mayor a la suma de los contenidos de cal y de
alumina.
[ONa2 + OK2] > [OCa + O3Al2]
Ejm: El alto contenido de ortoclasa y/o feldespatos, caracteriza a esta
roca.
2.2.2 Clasificación basada en la ocurrencia geológica y textura: Este tipo de clasificación se sustenta en la textura de las rocas y en la información que
se recibe de estas, sobre la calidad del magma; así como de las condiciones
fisicoquímicas del mismo, sobre las perturbaciones y otros. De acuerdo a esta
clasificación las rocas ígneas se clasifican en:
1) Rocas Plutónicas.- Son aquellas que se formaron a partir de magmas que se
enfriaron a profundidades considerables. Son rocas de textura granular
holocristalina. Los minerales son cristales en su totalidad, pudiendo ser muy
grandes. Estas rocas se conocen también como intrusivas.
2) Rocas Hipabisales.- Son rocas que se formaron a partir de magmas que se
enfriaron ligeramente cerca de la superficie. La textura característica de estas
rocas, es la porfirítica en masa de cristales pequeños. Algunos autores también
los conocen dique.
3) Rocas Hipovolcánicas.- Son rocas volcánicas formadas de lavas que no
lograron aflorar en superficie, pero que tienen presencia de vidrio volcánico en
su constitución. Podría denominarse a estas rocas como de dique.
4) Rocas Volcánicas.- Son rocas formadas por lavas que se consolidaron sobre la
superficie, y que forman aparatos volcánicos. Las texturas resaltante de este
tipo de rocas es la vesicular, la escorácea y la microlítica. Se conocen también
como extrusivas.
2.2.3. Clasificación considerando el color:
El color de las rocas puede influir en muchos casos en la denominación de la misma
generalmente las rocas de colores claros tienen Cuarzo y plagioclasa sódica; las rocas
de color pardo, son alcalinas; las rocas de color gris o negro son básicas (Huang; 1991).
Algunos autores proponen:
1) Rocas Leucocráticas.- Para aquellas que tienen un porcentaje inferior de 30 %
de minerales máficos o básicos.
2) Rocas Mesocráticas.- Para señalar a aquellas que tienen entre 30 a 60 % de
minerales máficos.
3) Rocas Melanocráticas.- Son las rocas que presentan entre 60 a 90 % de
minerales máficos.
4) Rocas Hipermelánicas.- Son aquellas rocas que presentan porcentajes mayores
a 90 % de minerales máficos.
2.2.4 Otra clasificación considerando los minerales máficos:
Máfico es un adjetivo que se aplica a un silicato o roca que es rico en magnesio y
hierro. La palabra deriva de la contracción de "magnesio" y "férrico".
La mayoría de los minerales máficos son de color.
Ejemplos: Basalto y el gabro
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1) Rocas Holofélsicas.- Son aquellas en las que solo hay menos de 10 % de
minerales máficos.
2) Rocas Félsicas.- Son rocas que ofrecen entre 10 y 40 % de minerales máficos.
3) Rocas Intermedias.- Aquellas rocas que presentan entre 40 y 70 % de
minerales máficos.
4) Rocas Máficas.- Las rocas que tienen más de 70% de minerales máficos.
2.2.5 Clasificación basada en la composición mineralógica:
Cuando se analiza la composición porcentual de los minerales que contienen las rocas,
se les puede clasificar como:
1) Ácidas.- Cuando contienen un porcentaje mayor al 10% de Cuarzo; en esta
variedad de rocas también hay Plagioclasa sódica y Ortoclasa.
2) Intermedias.- Cuando las rocas contienen menor del 10% de, también hay
Plagioclasas y Ortoclasa.
3) Máficas.- Cuando no contienen Cuarzo. Presentan un fuerte porcentaje de
Plagioclasa cálcica y minerales básicos o ferromagnesianos.
4) Ultramáficas.- Las que nunca presentan Cuarzo y se hallan integradas
especialmente por minerales ferromagnesianos (Augita, Horblenda, Olivino).
5) Alcalinas.- Aquellas que resultan de magmas especiales ricos en feldespatos
alcalinos y feldespatoides; el contenido de Cuarzo es menor al 10% o no lo hay.
2.2.6. Clasificación basa en la composición mineralógica, textura y grado de
cristalización.
Los minerales que forman una roca ígnea pueden ser:
1) Minerales Principales.- Son aquellos de gran importancia, en la denominación
del tipo de roca, ya que modifican el nombre cuando el porcentaje de uno varía
con respecto a los otros; son el Cuarzo y los feldespatos, a veces los
feldespatoides y algunas variedades de ferromagnesianos.
2) Minerales Accesorios.- Son aquellos que otorgan a la roca un segundo nombre,
con lo que puede suponerse la composición del magma generó tal roca.
3) Minerales Secundarios.- Son aquellos que se presentan en las rocas en
pequeñas proporciones, otros son post-magmáticos, producto de las soluciones
circulares, o de las alteraciones de los minerales principales o accesorios por
ejemplo: Clorita, Sericita, Arcilla. Esfena, Apatito, Circón, Granate, y a veces
minerales metálicos, que petrográficamente se denominan opacos por ejemplo:
Magnetita, Illmenita, Pirita y otros.
Ojo.- Los feldespatos juegan un papel importante en la clasificación de las
rocas, por lo que el mayor o menor contenido de uno de ellos, modifica la
denominación de una determinada roca; la Granodiorita y el Granito, por
ejemplo, son rocas holocristalinas que contienen más del 10% de Cuarzo, se
diferencian en el contenido de feldespatos: el Granito tiene un porcentaje
ampliamente mayor de ortoclasa, sobre las plagioclasas; la Granodiorita a la
inversa.
2.2.7. Clasificación por el grado de cristalización: 1) Holocristalinas (totalmente cristalizada).- Son rocas integradas por cristales
únicamente. Son intrusivas o plutónicas.
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2) Merocritalinas (parte cristal y parte vidrio).- Son rocas volcánicas de
profundidad relativa.
3) Holovítreas (casi todo vidrio).- Son rocas volcánicas que se consolidan en la
superficie.
2.3 Descripción de las rocas ígneas:
De manera armónica y simple se describen a continuación las principales variedades
de rocas ígneas, acompañadas de algunas fotografías, para que se pueda tener una
interpretación objetiva:
GRANITO PEGMATÍTICO BIOTÍTICO
(CAMANÁ: AREQUIPA)
2.3.1. Riolitas:
Definición y composición.- Son rocas merocristalinas o de matriz afanítica
conteniendo vidrio. La composición es similar a la del Granito, por lo que se dice
que es su correspondiente volcánica o extrusiva.
Para la determinación de una Riolita es necesario el uso de la micropetrografía: no
obstante es posible lograr una determinación aproximada, describiendo y tomando
el porcentaje de los minerales que se puedan distinguir. En una Riolita puede
observarse cristales de Cuarzo, ortoclasa y plagioclasa (porqué cristalizan al
GRANITO GRÁFICO (PARTE SUPERIOR) GRANITO APLÍTICO (PARTE INFERIOR) DIQUE EN
EL BATOLITO DE LA CALDERA: AREQUIPA GRANITO PORFIRÍTICO
COASA: PUNO
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último). La ortoclasa generalmente es la Sanidina, aunque en zonas más profundas
se observa Ortosa y Anortoclasa; El Cuarzo y los feldespatos alcalinos también se
encuentran en la matriz afanítica, como microcristales.
Algunos ejemplos de composición riolítica son:
Masa afanítica 60%. Cuarzo 10%. Ortoclasa 15%. Plagioclasa 10%. Biotita 05%.
Pasta afanítica 55%. Cuarzo 05% (considerar siempre que otra parte del Cuarzo se
encuentra en la masa afanítica), Ortoclasa 20%. Plagioclasa 15%, Muscovita 05%.
10% (la coloración pardusca de la masa permite inferir la existencia de ortosa).
2.3.2 Granodioritas
Definición y composición.- Son rocas intrusivas, holocristalinas, faneríticas, que se
pueden identificar porque tienen más de 10% de Cuarzo y plagioclasa mayor a
ortoclasa; la plagioclasa generalmente es sódica. El Cuarzo presente alcanza
porcentajes que llegan al 35%; la ortoclasa o feldespato potásico está presente en
cantidades que oscilan entre 10 y 40%, la plagioclasa entre 25 y 45% Pueden existir
además Biotita y Hornblenda.
La plagioclasa generalmente es la Oligoclasa o Andesina pudiendo a veces
presentarse la Labradorita, la ortoclasa está representada por la Ortosa que muchas
veces es blanca, o por la Microclima; el cuarzo es anhedral; los minerales
accesorios presentes en una Granodiorita son: Biotita, Horblenda y Augita. Un
ejemplo de Granodiorita, viene dado por la siguiente composición de minerales,
que contiene:
Cuarzo 25%, Plg 45%, Ort. 10%, Horblenda 10%, Biotita 10%. (Ver Anexo 1, para
todos los casos de determinación de rocas ígneas)
GRANODIORITA BIOTÍTICA
SAN RAFAEL: HUÁNUCO
2.3.3 Riodacitas:
Definición y composición.- Son rocas extrusivas merocristalinas o de matriz
afanitita cuya composición mineralógica es similar a la granodiorita.
El Cuarzo se puede distinguir como fenocristal al igual que las plagioclasas,
además de paquetes de Biotita. La ortoclasa está restringida a cristales de la matriz
junto con el Cuarzo.
2.3.4 Tonalitas:
Definición y composición.- Son rocas intrusivas, holocristalinas, especialmente
faneríticas de colores bastantes claros.
La característica más resaltante de una Tonalita, es el alto contenido de plagioclasa
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sódica que llega hasta 80%; el Cuarzo es mayor de 10%; la ortoclasa y la
plagioclasa cálcica, casi no existen. La Biotita especialmente y la Hornblenda son
los accesorios más importantes y únicos.
El Cuarzo (Cz) se presenta en contenidos que llegan al 35%; la ortoclasa (Ort)
puede ocurrir en porcentajes muy bajos cerca al 5% o no estar presentes, si
estuviera presente sería la Ortosa y rara vez la Microclina; la plagioclasa cálcica
podría presentarse en cantidades cercanas a 5%. La plagioclasa que se presenta con
frecuencia es la Oligoclasa a veces la Andesina.
La siguiente composición puede dar una idea de una Tonalita:
Cuarzo 25%, Plg (Na) 55%, Ort 5%. Horblenda 10%. Biotita 5%.
2.3.4 Dacitas:
Definición y composición.- Son rocas extrusivas (efusivas o hipabisales),
merocristalinas o de matriz afanítica con una composición similar a la de las
Tonalitas, por lo que se les considera sus correspondientes extrusivas. Se llama
efusiva a la roca formada por lava que fue expulsada y se llama hipabisales a las
formadas por lavas que enfriaron cerca de la superficie.
DACITA PORFIRÍTICA DE DIQUE
BATOLITO DE LA CALDERA – AREQUIPA
2.3.5 Monzonita:
Definición y Composición.- Son rocas intrusivas alcalinas faneríticas y
holocristalinas que tienen una composición mineralógica similar a la de las
Adamelitas, pero sin Cuarzo. El feldespato potásico (Ortosa) alcanza niveles de 20
a 45%; las plagioclasas son de carácter sódico (Andesina u Oligoclasa (entre 30 y
50%). Pueden existir minerales accesorios como la Horblenda, la Biotita y la
Augita (Hiperstena).
Analizando la presente composición mineralógica, puede encontrarse un ejemplo de
Monzonita: Ort. 40%, Plg. 35%, Horblenda 25%
2.3.6 Latitas:
Definición y Composición.- Son rocas merocristalinas o de matriz afanítica o
vítreas, que tienen una composición parecida a la Monzonita, por lo que se dice que
es su correspondiente volcánica; están compuestas de masa afanítica y cristales o de
masa afanítica solamente. Las Latitas presentan en su masa afanítica, una presencia
significativa de Ort. 15%, como cristales pequeños y un equivalente similar de
plagioclasa 10%; adicionalmente puede presentar Biotita, Horblenda, Augita y
otros.
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2.3.7 Sienitas:
Definición y Composición.- Son rocas plutónicas o hipabisales, holocristalinas,
faneríticas, que se caracterizan por la abundante presencia de ortoclasa (35 a 80%)
y la carencia casi completa o absoluta de Cuarzo.
2.3.8 Traquitas:
Definición y Composición.- Son rocas ígneas volcánicas o extrusivas,
merocristalinas o de matriz afanítica, que tienen una composición muy similar a sus
correspondientes plutónicas: las Sienitas. La Sanidina es el feldespato potásico más
frecuente que se encuentra a manera de fenocristales o incluido en la matriz
afanítica; también suele estar presente la Anortoclasa.
Se puede considerar como un ejemplo de Traquita a la composición que se presenta
a continuación:
Masa afanítica 65%, ortoclasa 25%, Pgl (Na) 5% y Biotita 5%.
TRAQUITA PORFIRÍTICA:
MACUSANI – CARABAYA – PUNO
2.3.9 Dioritas:
Definición y Composición.- Son rocas plutónicas holocristalinas, faneríticas,
carentes de Cuarzo: la plagioclasa sódica es dominante (de 55 a 70%), con respecto
a otros minerales principales. Esta roca puede contener máficos hasta un 45%
(Biotita, Horblenda, Augita).
Una Diorita, por ejemplo, puede ser una roca que contenga:
Cuarzo 5%, Plg.(Na) 65%, Ort 5%, Biotita 20%, Horblenda 5%.
DIORITA GRANULAR - AZÁNGARO – PUNO
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2.3.10 Andesitas:
Definición y Composición.- Son rocas volcánicas merocristalinas o de matriz
afanítica, con una composición química y mineralógica muy similar a las Dioritas,
se consideran como sus equivalentes volcánicas. Las Andesitas son muy comunes.
El siguiente porcentaje puede servir de ejemplo de una Andesita:
Pasta afanítica 60%, Plg (Na) 25%, Pgl (Ca) 5%, Horblenda 5%, Augita 5%.
ANDESITA MICROLÍTICA VESICULAR - YANAMAYO – PUNO
ANDESITA PORFIRÍTICA
ALREDEDORES DE YURA: VOLCAN CHACHANI - AREQUIPA
2.3.11 Gabridioritas:
Definición y Composición.- Son rocas plutónicas, holocristalinas, faneríticas., sin
Cuarzo; la plagioclasa sódica y la plagioclasa cálcica se encuentran en proporciones
similares y de manera dominante sobre cualquier otro mineral principal; esta roca
contiene Augita que puede estar acompañada de Biotita u Hornblenda plagioclasa
sódica puede ser Andesina y la cálcica Labradorita o Botownita.
Un ejemplo de composición de Gabridiorita es:
Plg.(Na) 40%, Plg (ca) 25%, Augita 15% Biotita 15% y Horblenda 5%.
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MUESTRA DE GABRIDIORITA: CARRETERA A CERRO VERDE - AREQUIPA, (Surcada por un pequeño dique aplítico).
2.3.12 Andesita básica (andesita basáltica)
Definición y Composición.- Son rocas volcánicas merocristalinas o de matriz
afanítica, con una composición química y mineralógica intermedia entre la
Andesita y el Gabro. Es una roca sin Cuarzo que contiene una composición similar
a la de la Gabridiorita, salvo la presencia de masa afanítica.
El siguiente porcentaje puede servir de ejemplo de una Andesita básica:
Pasta afanítica 45%, Plg (Na) 15%, Pgl (Ca) 20% Augita 10%, Horblenda 10%
2.3.13 Gabros:
Definición y Composición.- Con el nombre de clan de Gabro, se conoce a un
grupo de rocas plutónicas, holocristalinas, faneríticas, muy oscuras (máficas) y no
frecuentes, cuyo principal feldespato es la plagioclasa cálcica; la Augita pasa a ser
mineral principal (puede contener otros piroxenos).
Los gabros normales están compuestos de plagioclasa cálcica, especialmente
Labradorita y Bitownita, en cantidades que varían de 45% a 70%; también de
Augita que pasa a ser mineral principal. El Cuarzo, la Horblenda y la Biotita,
pueden presentarse en porcentajes algo significativos, formando rocas raras como
Gabro cuarzoso y otras normales como Gabro horbléndico o Gabro biotítico.
Un ejemplo de Gabro, podría ser:
Plg (Ca) 45%, Augita 40%, Horblenda 10%, Biotita 5%.
GABRO DE UN STOCK EN TANAKA
ENTRE ICA Y AREQUIPA (Carretera Panamericana).
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2.3.14 Basaltos y rocas afines:
Definición y Composición.- Son rocas ígneas volcánicas (extrusivas),
merocristalinas o de matriz afanítica, muy comunes, de carácter máfico (básico)
con composición muy similar a los Gabros. Los basaltos son llamados
correspondientes volcánicos de lo Gabros. Los fenocristales que se presentan son
plagioclasa cálcicas, Augita, Olivino y otros.
Un ejemplo de Basalto, podría componerse de:
Masa afanítica 65%, Plg cálcica 20%, Augita 10%, Biotita5%.
.
2.3.15 El clan ultramafico:
Definición y Composición.- Con esta denominación se conoce a un conjunto de
rocas intrusivas o plutónicas, que no tienen representantes volcánicos, salvo
Basaltos muy básicos. Las rocas plutónicas que conforman este clan contienen
minerales máficos: plagioclasa cálcica, Olivino, anfíboles y piroxenos. Son rocas
hipermelánicas (muy oscuras).
Variedades.- Las principales rocas ultramáficas son:
Peridotitas, Dunitas, Piroxenitas, Horblenditas, Serpentinitas
2.3.16 Rocas Piroclásticas:
Definición y Composición.- Son rocas formadas por la consolidación de "nubes
ardientes" que no son otra cosa que lavas impelidas con gran fuerza a la atmósfera,
durante las explosiones y erupciones volcánicas. Las "nubes ardientes" caen como
lluvia de ceniza, arena, lapilli y bombas (fragmentos y partículas de lava de
diversos tamaños); en ocasiones lo hacen de manera incandescente y en algunos
casos como clastos fríos o relativamente calientes. Al caer por acción gravitacional,
pueden acumularse en bancos o soldarse entre sí, formando capas.
Acumulaciones piroclásticas.- Paquetes no consolidados de bombas (fragmentos
porosos mayores a 32 mm. de diámetro), de lapilli (fragmentos porosos de 3 mm. a
4 mm. de diámetro) arenas y cenizas (menores a 4 mm.). Se hallan intercalados con
arenas y lodos (fluviales).
ACUMULACIONES DE PIROCLASTOS y BLOQUES:
SUMBAY - AREQUIPA (Carretera Puno- Arequipa).
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CAPAS DE PIROCLASTOS ENDURECIDOS: SUMBAY - AREQUIPA (Carretera Puno- Arequipa).
ACERCAMIENTO DE LAS CAPAS DE PIROCLASTOS ENDURECIDOS,
DE LA FOTOGRAFÍA ANTERIOR - SUMBAY - AREQUIPA
Tobas.- Capas consolidadas de materiales piroclásticos que cayeron, casi fríos, por
acción de la gravedad. En estas capas suelen intercalarse sedimentos aluviales.
Ignimbritas.- Son tobas o sectores de las mismas, que se han consolidado,
recristalizando. El grano de esta roca en muy fino y textura aplítica.
Modo de ocurrencia.- Las rocas de este tipo. pueden encontrarse intercaladas con
materiales sedimentarios, junto a aparatos volcánicos o derrames lávicos.
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ROCAS IGNEAS POR ORDEN ALFABETICO
Imagen Nombre Minerales Descripción
Andesita Plagioclasa, hornblenda y
ortopiroxeno
Roca volcánica, de grano fino.
Se forma en bordes
convergentes de placas
litosféricas.
Anortosita
Plagioclasa (labradorita o
bytownita), espinela,
hornblenda, piroxeno,
corindón y granate
Roca plutónica de carácter
básico, que está formada casi
exclusivamente por
plagioclasas y que también se
encuentra en la superficie
lunar .16
17
18
Aplita
Cuarzo, feldepato potásico,
moscovita, biotita, turmalina
y hornblenda
Roca filoniana de color blanco
a gris claro.
Basalto Plagioclasa y piroxeno
Roca volcánica oscura, que
suele formarse en dorsales
oceánicas.
Basanita Plagioclasa, olivino,
feldespatoides y piroxeno
Roca volcánica de color negro
a gris, formando los
feldespatoides la matriz, y
presentándose la plagioclasa
como fenocristales.
Boninita Protoenstatita, ortopiroxeno,
clinopiroxeno y olivino
Roca volcánica con gran
cantidad de vidrio que
contiene gran cantidad de
magnesio.
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Carbonatita
Forsterita, clinohumita,
serpentina, magnetita,
egirina, diópsido y calcita
Roca volcánica de gran
fluidez que se emite a 500 °C.
Charnockita Cuarzo, feldespato,
hiperstena, granate y rutilo
Roca de composición parecida
al granito, de textura
granoblástica. El color es de
blanquecino a verdoso.
Dacita Plagioclasa, biotita,
hornblenda y cuarzo
Roca volcánica con gran
cantidad de fenocristales de
plagioclasa.
Diabasa Labradorita, augita, biotita,
magnetita y apatito
Roca filoniana de
composición parecida a la del
basalto, con textura
holocristalina.
Diorita
Plagioclasa, hornblenda,
esfena, epidota, magnetita y
allanita
Roca plutónica, de color
negro, gris oscuro o verdoso.
Dunita Olivino, cromita, clorita,
flogopita, brucita y anfíbol
Peridotita formada
mayormente por olivino, se
utiliza para extraer cromo.
Essexita Labradorita, ortoclasa,
augita, biotita y anfíbol
Roca plutónica de grano fino
de color gris oscuro a negro.
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Foidita Feldespatoides
Roca volcánica donde la
proporción de feldespatoides
es mayor a un 60%.
Feldespatoides Feldespatoides
Roca plutónica con una
cantidad 1,5 veces menor de
feldespatos que de
feldespatoides.
Fonolita Nefelina y piroxeno
Roca volcánica de
composición similar a la
sienita nefelínica.
Gabro Labradorita, bytownita,
augita, hiperstena y olivino
Roca plutónica de grano
grueso y color oscuro.
Granito Cuarzo, feldespato, biotita,
moscovita
Roca plutónica con textura
holocristalina, y una cantidad
de cuarzo que oscila entre 20-
60%, y que forma macizos
que suelen estar afectados por
diaclasamiento.
Granodiorita
Cuarzo, feldespato potásico
(microclina y ortosa),
plagioclasa, hornblenda y
biotita
Roca plutónica con textura
granular y color gris claro.
Granófiro Cuarzo, feldespato
Roca volcánica ácida
porfídica que presenta una
matriz granular.
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Hornblendita Hornblenda
Roca plutónica melanocrática
con gran cantidad de
hornblenda.
Ignimbrita Variable
Roca volcánica formada por
flujos piroclásticos, que
contiene pumitas y ceniza.
Ijolita Nefelina y aegirita Roca plutónica ultra-alcalina
de grano medio o grueso.
Kimberlita
Ilmenita, granate, olivino,
clinopriroxeno, magnetita,
flogopita, enstatita,
perovskita, espinela y
diópsido
La kimberlita es una roca
ígnea y ultrabásica con gran
cantidad de volátiles, de la que
se obtienen los diamantes.
Komatita Olivino, piroxeno y
plagioclasa
Rocas volcánicas ultramáficas
con altos contenidos de
magnesio, formadas a partir
de lavas con temperaturas
mayores a 1.600 ºC.
Lamprófiro Plagioclasa, olivino, augita,
biotita, apatito y magnetita
Roca filoniana porfídica de
colores oscuros.
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Lamproíta Olivino, flogopita, enstatita,
richterita, leucita y sanidina
Roca volcánica con alto
contenido en magnesio y
potasio.
Larvikita Anortoclasa
Roca plutónica de grano
grueso y color gris, compuesta
en más de un 90% por
anortoclasa.
Latita Plagioclasa, feldespato
potásico
Roca volcánica equivalente a
la monzonita, de color blanca,
amarillenta, rosácea o gris.
Lherzolita Olivino, piroxeno
Roca ígnea procedente del
manto terrestre.56
Es una
variedad de la peridotita.57
Luxulianita Feldespato, cuarzo y
turmalina
Roca producto de la alteración
del granito en las fases finales
de su cristalización.58
Migmatita Silicatos
Rocas que forman una
transición continua desde
rocas metamórficas hasta
rocas plutónicas, formadas por
partes oscuras de aspecto
metamórfico, y partes claras
de aspecto plutónico.
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Monzonita
Feldespato potásico,
plagioclasa, biotita,
hornblenda y augita
Roca plutónica de color claro
que se suele hallar en las
cercanías de otros plutones
félsicos.
Nefelinita Nefelina, titanoaugita y
titanomagnetita
Roca volcánica de grano fino,
equivalente al basalto, pero
con nefelinas en lugar de
plagioclasas.
Norita Plagioclasa y piroxeno
Roca plutónica de grano
grueso equivalente al gabro,
pero con gran abundancia de
hiperestena, que también se
encuentra en la Luna.
Obsidiana Vidrio
Roca volcánica de color negro
brillante, producto del
enfriamiento rápido de lavas.
Pegmatita Cuarzo, feldespato, biotita,
moscovita
Roca plutónica de grano muy
grueso, de composición
similar a la del granito.
Peridotita Olivino y piroxeno
Roca ultramáfica de color
oscuro que tiende a estar
serpentinizada por alteración
del olivino.
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Picrita Olivino, piroxeno, biotita y
hornblenda
Roca volcánica oscura, rica en
magnesio.
Piroxenita Piroxenos, olivino y
hornblenda
Roca plutónica ultramáfica de
color oscuro que se suelen
encontrar en diques, lopolitos
o en bordes de plutones
pobres en sílice.
Pórfido Variable
Roca plutónica definida en
base a su textura, que consiste
en fenocristales rodeados por
una matriz de grano fino.
Pumitanota 3
Variable
Roca volcánica ácida que
presenta gran cantidad de
vesículas debido al escape de
volátiles.
Riodacita Cuarzo, ortosa, plagioclasa y
biotita
Roca volcánica de
composición intermedia entre
la dacita y la riolita.
Riolita
Cuarzo, sanidina,
plagioclasa, biotita y
magnetita
Roca volcánica de
composición similar al
granito, normalmente de grano
fino o muy fino.
Sienita
Feldespato potásico,
plagoclasa sódica, biotita,
hornblenda y piroxeno
Roca plutónica con poco
contenido en sílice, con gran
cantidad de sodio y potasio.
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Taquilita Vidrio
Roca volcánica formada por
vidrio de composición básica,
generada por un enfriamiento
rápido del magma.
Tefra Variable
Fragmentos de roca volcánica
que son expulsados durante
una erupción.
Toba
volcánica Variable
Roca volcánica consolidada
formada por cenizas y
fragmentos de tamaño arena.
Tonalita
Cuarzo, feldespato potásico,
plagioclasa sódica, biotita y
hornblenda
Roca plutónica con gran
cantidad de cuarzo y
plagioclasa, de grano medio y
textura equigranular.
Traquita Ortoclasa
Roca volcánica equivalente a
la sienita, normalmente gris,
que puede contener
fenocristales de feldespato.
Troctolita Olivino y plagioclasa
Roca plutónica de grano
grueso que suelen presentar
gran cantidad de magnesio y
hierro.
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2.3 ORIGEN Y COMPOSICIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
2.3.1 Formación de sedimentos:
Las rocas sedimentarias se han formado como resultado de la acumulación de
sedimentos líticos y/o químicos y/o orgánicos que por varios procesos han
"petrificado"; lítico significa rocoso. Los Sedimentos.- (Sedimentum =
asentamiento) Son restos de roca, resto de organismos, sustancias orgánicas o
partículas químicas que se acumulan, por acción de la gravedad.
Para que cualquier roca se transformen en sedimentos y para que los sedimentos se
vuelvan rocas sedimentarias, ocurren varios procesos que son: la meteorización, la
erosión, el transporte, la depositación o asentamiento (incluye la precipitación) y la
diagénesis o petrificación.
2.3.2 Procesos Sedimentarios
a) Meteorización.- Es un proceso por el cual la capa superficial de las rocas que
afloran en superficie, se descomponen paulatinamente, sin que se perciba
desarraigue o transporte de partícula alguna; no hay formación de sedimentos aún.
La meteorización puede ser física cuando la roca se afecta por los cambios de
temperatura; o química cuando el agua y los compuestos químicos de la atmósfera,
transforman, descomponen y debilitan los minerales integrantes de las rocas.
b) Erosión.- (Erodere = roer) Es un proceso mediante el cual los agentes erosivos:
agua, hielo, viento y seres vivos, arrancan partículas de las rocas que se encuentran
en los afloramientos, para luego transportarlas.
c) Transporte.- Se realiza gracias a los mismos agentes erosivos, que llevan las
partículas arrancadas en suspensión (por energía hidráulica, eólica, etc.) hasta que
pierden la fuerza.
Al conjunto de sedimentos arrancados de los afloramientos rocosos, transportados y
asentados, se les conoce como clástos (fragmentos). Otro grupo de sedimentos
llamados no clásticos, provienen de la acumulación de restos orgánicos o de la
precipitación química (por saturación). Este último grupo se forma en medio
acuoso.
A los sedimentos arrancados, transportados y depositados en un lugar diferente al
origen, se les conoce como halogénicos; son autigénicos los que se formaron en el
mismo lugar.
d) Los sedimentos acumulados (generalmente en zonas bajas o deprimidas llamadas
cuencas), se "petrifican" mediante la diagénesis, si las condiciones lo permiten.
e) Diagénesis.- Es un conjunto de procesos que actúan colectivamente sobre los
sedimentos permitiendo su transportación a roca (no siempre actúan todos los
procesos). La compactación, la cementación, el reemplazamiento y la
recristalización, son los procesos que ocurren en el macroproceso llamado
diagénesis.
Una acumulación de arcilla, de arena o de grava, es un conjunto de sedimentos,
luego de la diagénesis se pueden transformar en rocas sólidas y compactas.
2.3.3 Procesos sedimentarios:
A diferencia de los procesos que se presentan en la formación de rocas ígneas, que son casi
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inaccesibles al ojo humano, muchos procesos de sedimentación son observables con
facilidad, como por ejemplo: la acumulación de materiales que aportan los ríos en época de
lluvias (gravas, arenas y arcillas).
Efectuando un análisis genérico de los diversos tipos de sedimentación, los estudiosos del
tema han establecido los procesos principales, siguientes (Petijohn; 1980) (Baily; 1972):
a) Procesos previos.- Se presentan antes de la formación de los sedimentos.
Conforman la meteorización o intemperismo (acción del medio ambiente sobre las
rocas):
Hidratación.- Fenómeno por el cual el agua contenida en la atmósfera
humedece y debilita la superficie de las rocas, favoreciendo la formación de
hidróxidos o minerales hidratados (débiles).
Oxidación, Carbonatación y procesos similares.- Efecto del oxígeno, el CO,
el CO2 y otros gases de la atmósfera sobre la superficie de las rocas, que las
debilita al cambiar la composición química de algunos minerales que
componen las rocas.
Exfoliación y Acuñamiento.- Los cambios térmicos (de temperatura)
ocasionan que por dilataciones y contracciones las rocas se exfolien; del mismo
modo el agua que se acumula en las grietas rocosas y se congela,
destruyéndolas por expansión.
b) Procesos detríticos.- Son fenómenos que ocurren en afloramientos líticos (de
rocas y/o minerales):
Sedimentación de pie de monte.- Es la acumulación de materiales rocosos
que se encuentran sueltos en las laderas, que caen por efecto de la gravedad,
formando conos.
Sedimentación de detritos transportados por agua (mares, ríos y otras
corrientes acuosas); comprende a los depósitos de arenas, arcillas y gravas de
origen aluvial, fluvial y marino.
Sedimentación de detritos por acción del viento.- Tales como dunas,
médanos, etc.
Sedimentación por detritos por el hielo.- Forman los depósitos de morrenas.
c) Procesos químicos.- Son fenómenos que se dan a partir de líquidos que contienen
sustancias químicas.
Sedimentación de sustancias inorgánicas.- Se presentan por concentración de
compuestos químicos en medio acuoso.
Sedimentación de compuestos químicos por evaporación.- Similares a los
anteriores, salvo que se da en aguas expuestas al calor del Sol que acarrea
evaporación.
Sedimentación de residuos químicos.- Que pueden ocurrir por partículas
arrastradas y depositadas.
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d) Procesos orgánicos.- Ocurren por efecto y actividad de seres orgánicos;
comprende los restos o las excretas:
Sedimentación de organismos que mantienen las mismas características que
tenían antes de quedar enterrados; ejemplos: arrecifes, etc.
Sedimentación de restos orgánicos poco transportados, ejemplos: coquinas y
otros restos.
Sedimentación por excretas y otras sustancias orgánicas (heces, pelos,
escamas, sangre, uñas. etc.).
e) Procesos post-sedimentarios.- Se dan luego de la depositación de los sedimentos
y son muy importantes porque dan como resultado la formación de rocas
sedimentarias:
Compactación.- Proceso que comprende la reducción del volumen del paquete
sedimentario, la pérdida de un porcentaje de poros o vacíos, por efecto del
soterramiento.
Cementación.- Es el relleno de los vacíos por sustancias químicas circulantes,
que unen a las partículas.
Reemplazamiento.- Es un fenómeno que se produce por la circulación de
aguas saturadas de elementos químicos, que eventualmente pueden reemplazar
los elementos químicos de los sedimentos, cambiando su composición.
Recristalización.- Es otro fenómeno químico que se da por efecto de
alimentación de sustancias químicas. Algunas partículas se juntan y cristalizan.
2.3.4 Ambientes de Sedimentacion:
Los principales macro-ambientes son dos: el marino y el continental; sin embargo
existen otros por la gran variabilidad de factores: de altitud, de clima, de variedades
vegetales y animales y de agentes erosivos.
a) Ambiente continental.- Es toda la superficie terrestre que se encuentra sobre el
nivel del mar; algunos tipos son:
Glaciario.- Ocurre en altas altitudes y altas latitudes donde se presentan
enormes acumulaciones de hielo.
Lacustre.- Está representado en todos los depósitos acuosos continentales
(lagos, lagunas, pantanos, atolladeros).
Aluvial.- Es el ambiente constituido por las aguas de escorrentía.
Fluvial.- Es el ambiente que comprenden todos los flujos de agua superficial,
de importancia: riachuelos y ríos.
Desértico.- Se presenta en zonas áridas y llanas de los continentes;
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generalmente en áreas calurosas. RIO TAMBOPATA:
PUERTO MALDONADO – MADRE DE DIOS (Se observa las aguas cargadas de limos y arcillas)
Fuente: ENJOY PERÚ; 2006
b) Ambiente marino.- Es el ambiente sedimentario más importante; allí la
sedimentación alcanza el 90 a 95% de la sedimentación total: algunos tipos son:
Nerítico.- Es el que se encuentra pegado a la costa desde la orilla hasta los 180
m. b. n. m.; coincide con la zona fótica (con luz) y con la zona de oxidación.
Batial.- Se extiende desde los 180 m. b. n. m. hasta los 3800 m. b. n. m.
Abisal.- Es el de los fondos marinos por debajo de los 3,800 m.b.n.m.
Pelágico.- Superficie de los mares (mar adentro)
Bentónico.- Vida pegada a la superficie de las rocas (en la orilla).
c) Ambiente transicional.- Es el orillero, el que está entre el continente y el océano:
Deltaico.- Dado por la convergencia entre río y río; o entre los ríos y el mar.
Litoral.- El que se distribuye a todo lo largo del contacto entre el océano y el
continente, especialmente playas y acantilados.
ACANTILADO: LA CATEDRAL EN PARACAS – ICA
(La fuerza hidráulica de la erosión marina a labrado estas formas)
Fuente: Ejoy Perú: 2005
PLAYA POZO DE LIZAS EN ILO – MOQUEGUA (Depósitos de arena, producto de la sedimentación marina)
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FUENTE: IIE ANGELA BARRIOS DE ESPINOZA; 2006
Palustre.- Formado por pantanos, lagunas de origen continental y marismas;
junto al mar.
2.4 Composición de las rocas sedimentarias: Los componentes de las rocas sedimentarias, son: Detríticos, orgánicos y químicos.
Los componentes detríticos.- Son aquellos que se desprendieron de rocas más
antiguas, por el transporte se disgregaron en fragmentos de rocas y partículas de
minerales.
Los componente orgánicos.- Restos de animales y vegetales o restos de
sustancias orgánicas producidas por éstos.
Los componentes químicos.- Se precipitan a partir de soluciones acuosas.
Cuando se desprende una porción de roca y entra en contacto con el agua, a raíz
de los golpes del transporte se descomponen primero los minerales básicos:
Olivino, piroxenos, anfíboles, plagioclasa cálcica, plagioclasa sódica y
finalmente los minerales ácido - félsicos (Ortoclasa y Cuarzo) que son los más
frecuentes.
2.4.1 Sedimentos líticos gruesos.- Son restos desprendidos de rocas, de tamaños
mayores a 2 mm., que son transportados y desbastados por medios naturales,
pueden estar compuestos de cualquier tipo de roca, especialmente de las más
duras, como Gneis, Basaltos, Cuarcitas, Granitos y otras.
2.4.2 Los sedimentos arenáceos.- Contienen sólo mineral en un 90%: anfíbol, Apatito,
Biotita, Calcita, Calcedonia, Colofana, Corindón, Cuarzo, Dolomita, Epidota,
Feldespato, Fluorita, Hematita, Ilmenita, Limonita, Magnetita, Muscovita,
Olivino, Ópalo, Rutilo, Siderita, Topacio, Turmalina, Ortoclasa y otros.
2.4.3 Los sedimentos arcillosos.- Contienen comúnmente: Caolinita, Montmorillonita,
Illita, Muscovita fina y Cuarzo muy fino.
2.4.4 En los sedimentos químicos los más comunes son: Calcita, Dolomita,
Calcedonia, Ópalo, Siderita, Cuarzo, Halita, Silvita, Glauconita, Hematita, Barita,
Yeso, Limonita, Colofana, Marcasita, Pirita y otros.
2.4.5 Los restos orgánicos y precipitados químicos.- , pueden estar conformados por
minerales como: Calcita, Aragonito Colofana, Francolita y otros; o por sustancias
químicas como carbonatos, sulfatos, sílice.
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2.5 CARACTERÍSTICAS DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
Las rocas sedimentarias pueden presentar dos tipos de texturas: La textura clástica y la
textura no-clástica.
2.5.1 Textura clástica:
Caracteriza a las rocas sedimentarias que se formaron por acumulación y diagénesis de
restos de otras rocas. Estas rocas se componen de fragmentos de diversos tamaños,
formas y composición. Los restos de rocas acumulados por agentes erosivos, se
consolidan por los procesos de diagénesis, "petrificando". Los vacíos que se presentan
en los sedimentos, son rellenados por sustancias químicas que originan la consistencia
pétrea.
a) Fragmentos.- Los trozos de rocas o minerales que integran las rocas sedimentarias
clásticas, tienen tamaños diversos, formas diversas y composición variada;
pudiendo ser:
Gravas de cantos rodados o de bloques.- Cuando los fragmentos
componentes tienen tamaños mayores a 256 mm.; se diferencian por la forma
angulosa o redondeada: son bloques cuando presenta aristas y ángulos; son
cantos rodados cuando han sufrido proceso de rodadura que ha desgastado
aristas y vértices.
Gravas de guijarros o ripio.- Se llama guijarros cuando los clastos son
redondeados y ripio cuando los clastos son angulosos; los tamaños de estos
restos líticos varían entre 256 mm. - 64 mm.
Gravas de guija o de guija angulosa.- Los tamaños de los detritos (restos de
rocas o minerales), varían entre 64 mm. 2 mm. Se llaman guija cuando son
redondeados y guija angulosa cuando son angulosos.
b) La matriz.- Está compuesta por pequeños restos de los fragmentos mayores,
llamados partículas, que rellenan los espacios que quedan vacíos entre los clastos
grandes. Las partículas sedimentarias, de manera independiente pueden formar
rocas; las particulas pueden denominarse:
Arenas.- Cuando los tamaños oscilan entre 2 mm. - 1/6 mm., sin interesar la
forma redondeada o angulosa, que apenas se aprecia.
Limos.- Cuando tienen tamaños entre 1/16 mm. - 1/256 mm., que no son muy
perceptibles al ojo humano; por lo tanto no se distingue su angulosidad o
redondez.
Arcillas.- Cuando tienen tamaños menores a 1/256 mm., visibles solo con la
ayuda de microscopios especiales.
c) El cemento.- Es una sustancia química que se precipita entre los pequeños espacios
vacíos que quedan, cuando los sedimentos se compactan (gravas, arenas, limos y
arcillas).
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2.5.1.1 Forma de los fragmentos.- Para reconocer e identificar los diversos tipos
de rocas sedimentarias clásticas, se utiliza la forma, y/o redondez (rodadura) de los
fragmentos; así como la composición química o mineralógica que posean.
BANCOS DE ARENAS Y GRAVAS DEL RÍO CHILI:
CONGATA – AREQUIPA (Nótese que son sedimentos sueltos)
Fotografía: Soto; 2005.
GRAVAS Y ARENAS ROJIZAS CONSOLIDADAS FORMANDO UNA ROCA SEDIMENTARIA (Un lapicero al centro para apreciar la dimensión de los clastos)
Fotografía: Soto; 2005
LOS TRES COMPONENTES DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS DE TEXTURA CLÁSTICA
Fuente: Soto; 2000
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a) Redondez (Rodadura).- Sólo es posible apreciar la redondez de los clastos de los
sedimentos que componen las rocas sedimentarias clásticas, cuando son
suficientemente grandes. Las fragmentos pueden presentar los siguientes tipos de
variedades:
Angulosos.- Se llaman así a los restos líticos que presentan numerosas
aristas y vértices no desgastados.
Subangulosos.- En este caso los fragmentos tienen algunas aristas y
vértices agudos, pero algunas superficies son redondeadas y desgastadas.
Subredondeados.- En este tipo, los clastos presentan más aristas y vértices
redondeados, aunque existen algunas aristas agudas.
Redondeados.- La mayoría de aristas y triedros han desaparecido de los
clastos, producto del desgaste producido por la erosión.
Bien Redondeados.- En este caso no existe huella alguna de la forma
primitiva de los clastos; sólo se presentan superficies curvadas.
EJEMPLOS DE ANGULOSIDAD Y REDONDEZ EN FRAGMENTOS DE TEXTURA CLÁSTICA
Fuente: Soto; 2000
b) Formas de clastos.- La erosión y el tipo de mineral o roca de los restos líticos
pueden ocasionar diversas formas, algunas de ellas son las siguiente:
Tabulares.- A manera de tablas o columnas pequeñas.
Equidimensionales.- Con formas de cubos (hexaedros) o de esferas.
Cuneiforme.- Con forma de cuñas de diversa sección.
Tubulares o cilíndricos.- De sección circular y alargados con tubos.
Basilares.- En forma de tubos curvos terminados en punta.
Discoides.- De forma circular pero de pequeña altura, aplanados.
Laminares.- Bastante delgados en espesor, pero con diversas formas.
Aciculares.- Como astillas o agujas.
Mixtas.- De formas combinadas.
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EJEMPLOS FORMAS DE CLASTOS DE LOS SEDIMENTOS QUE CONSTITUYEN ROCAS SEDIMENTARIAS
Fuente: Soto; 2000
c) Composición.- Los clastos (fragmentos) líticos que componen las rocas
sedimentarias clásticas pueden ser de diversa composición: de un solo tipo de roca,
de un solo tipo de mineral, de diversos tipos de rocas, de diversos tipos de rocas y
minerales, de diversos tipos de minerales, etc.
d) Variedades.- La textura clástica puede presentarse en tres variedades:
Textura clástica rudácea, psefítica o de grano grueso.- Es aquella que
caracteriza a rocas formadas por detritos (fragmentos) mayores a 2 mm. de
diámetro. Los nombres de las variedades de rocas clásticas de grano grueso se
dan en atención a los componentes líticos que contenga y a la reondez de los
fragmentos.
Textura clástica arenácea, psámitica o de grano medio.- Es aquella que
tipifica rocas compuestas de partículas cuyas partículas tienen tamaños entre 2
mm. y 1/16 mm.
Textura clástica lutácea, pelítica o de grano fino.- Es la que presentan rocas
con partículas menores de 1/16 mm.
2.5.2 Textura No clastica:
Esta textura está compuesta solamente de acumulaciones de restos orgánicos de
cualquier tamaño y precipitación de sustancias químicas.
Variedades.- Debido a la mayor o menor intensidad de un proceso químico, debido
a la duración del mismo o a la combinación de varios procesos, las texturas
clásticas pueden ser:
a) Masiva o amorfa.- Las partículas son muy pequeñas o coloidales, de tal
manera que solo se aprecia una masa.
b) Oolítica.- Está constituida por pequeños esferoides o elipsoides, de tamaños
comprendidos entre 2 mm. y 0.25 mm., a manera de huevos de peces, con
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estructura interna concéntrica.
c) Pisolítica.- Es una variedad muy similar a la anterior, con la diferencia del
tamaño, los pisolitos son más grandes (más de 2 mm.).
d) Esferulítica- En este tipo de textura pueden existir oolitos o pisolitos; pero con
estructura interna radiada.
e) Sacaroide.- Es una forma de textura granular cristalina de grado medio a
grueso, equigranular y con minerales claros.
f) Porfiroblástica.- Es otra forma de textura granular cristalina, se presentan
algunos cristales más grandes que los demás.
g) Fibrosa.- Como fibras.
h) Coloforme.- Con apariencia de cola de carpintero.
i) Porosa. Presenta poco peso y poros.
j) Fosilífera.- Conformada por fósiles o microfósiles.
2.5.2.1 Estructuras de las rocas sedimentarias:
Las estructuras, como se señaló en el capítulo de rocas ígneas, son los rasgos
mayores de las rocas, no se pueden apreciar en ejemplares de mano, sino en el
campo. ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS EN
LA ZONA DE JALLIHUAYA Y SALCEDO: PUNO
Fotografía: Soto; 2005
2.6 La Estratificación:
Todas las rocas sedimentarias se reconocen fácilmente porque se presentan en
estratos de diversos espesores que, varían ligeramente en longitud, espesor y tamaño.
Puede darse el caso de pequeños estratos formados en cuencas o depresiones muy
locales, o de estratos formados en grandes plataformas marinas, o en grandes áreas
continentales etc.
Estrato.- Es una capa individualizada de roca; a lo largo de la capa la roca es del
mismo tipo, salvo algunas pequeñas variaciones. Entre estrato y estrato existe una
discontinuidad llamada plano de estratificación, que no siempre es una superficie
lisa.
Espesor de los estratos.- Los estratos de acuerdo a su espesor pueden denominarse:
Manto.- Cuando la capa de roca sedimentaria individualizada tiene más de un 1
m. de espesor (potencia).
Lámina.- Cuando tienen potencia menor a 1 cm.
Estrato propiamente dicho.- Cuando la capa rocosa se encuentra entre 1 cm. y
1 m. de potencia.
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ESTRATOS DE ARENISCA (COLOR PARDO) INTERCALADOS CON MANTOS DE LUTITA
(COLOR PARDO GRISÁCEO O GRIS): YURA – AREQUIPA (En zona de falla).
Fotografía: M. Soto; 2000
ESTRATOS DE LUTITAS (PARDO ROJIZAS) INTERCALADOS CON ARENISCAS (GRISES): ALTO HUASCAR - PUNO
(Ingreso a la ciudad).
Fotografía: M. Soto; 2003
Forma de los estratos.- Los estratos pese a que no tienen formas regulares, pueden
tener semejanza con algunas formas:
a) Láminares.- Cuando son muy delgados y sucesivos, como hojas o folios.
b) Tabulares.- Con apariencia de tablones.
c) Prismáticos.- Como cuartones, el ancho y el espesor son de la misma
dimensión.
d) Cintas.- Son delgados en espesor y ancho, pero muy largos.
e) Cuneiformes.- Cuando tienen forma de cuña.
f) De canal.- Cuando rellenan cauces antiguos.
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FORMA DE LOS ESTRATOS
Fuente: Soto; 2000
La mayoría de las estructuras sedimentarias fueron formadas por procesos o
fenómenos físicos que se dan en el momento de la acumulación de sedimentos; una
menor cantidad son estructuras de origen orgánico o químico.
2.7 Variedades de estructuras:
Las más importantes estructuras físicas son:
Fisibilidad.- Es una estructura menor o una propiedad de las rocas pelíticas,
mediante la cual se puede separar láminas aparentes de roca, que se disgregan
casi inmediatamente en astillas curvadas, abastonadas y gránulos. Esta
estructura es típica de las lutitas y se debería a la composición de limos y
arcillas, que tienen estas rocas.
ESTRUCTURA SEDIMENTARIA: “CERRO BAÚL”
JUNTO A LA CIUDAD DE MOQUEGUA
Fotografía: M Soto; 2000
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FISIBILIDAD DE UNA LUTITA
Fotografía: Soto; 2005.
Estratificación ordinaria.- Se refiere a la distribución similar de los fragmentos en
todo el estrato. El proceso de sedimentación ha sido constante, manteniendo la
misma energía. ESTRATIFICACIÓN: INTERCALADA DE ARENISCAS
PIZARRAS BLANDAS: DESAGUADERO – PERU
Fuente: Soto; 2000
Estratificación gradada.- Cada estrato clástico presenta una gradación de sus
componentes; en uno de los planos de estratificación se encuentran fragmentos
gruesos, que van disminuyendo de tamaño hasta el otro plano. Los sedimentos se
depositaron rápidamente, sin clasificar, por corrientes turbulentas. Producida la
turbulencia se genera una sedimentación progresiva, por tamaños: primero caen los
clastos gruesos, luego medios y finalmente las partículas finas; se presenta en
estratos gruesos o mantos.
ESTRATIFICACIÓN GRADADA O GRADACIONAL
Fuente: Soto; 2000
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Estratificación cruzada.- Agrupa a un conjunto de estratos de grano medio a fino
que no presentan planos de estratificación paralelos sino cruzados y/o cóncavos, el
origen se debe a una rápida erosión y o sedimentación continua, tanto en zonas de
playa y en ambientes desérticos, se puede distinguir pequeñas discordancias (las
capas no concuerdan).
ESTRATIFICACIÓN CRUZADA
Fuente: Soto; 2000
Varves.- Se presenta una secuencia de estratos laminares sucesivos; las láminas
están constituidas de sedimentos finos que se intercalan con sedimentos algo más
gruesos. Ocurren en ambientes de aguas tranquilas como los lagos. Cada lámina de
roca representa un tipo de estación climatológica.
Estratificación contorsionada y hundida.- Ocurre por efecto de algunas
corrientes que afectan violentamente una sedimentación relativamente tranquila y
reciente. Los estratos de sedimentos, medianos o gruesos se hunden o contorsionan
en las capas de sedimentos finos que se encuentran debajo.
ESTRATIFICACIÓN CONTORSIONADA
Fuente: Soto; 2000
Improntas de carga.- Se presentan en los contactos entre dos capas de
granulometría diversa, especialmente de finos y medios. Durante la compactación,
las capas de grano medio, pueden penetrar de manera irregular en las capas de
grano fino, por el peso.
Otras marcas.- En los planos de estratificación, pueden quedar huellas de gotas de
lluvia, de grietas de desecación de arcillas, de oleaje, etc.
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PIZARRA CON MARCAS DE CORRIENTE
(DISTRITO DE MACUSANI – PUNO)
Fotografía: Soto; 2005.
Estructuras químicas.- Algunas de las más conocidas son las siguientes:
Estilolitas.- Son rayados irregulares, a manera de sismogramas, que se pueden
presentar en los planos de estratificación, o dentro de los estratos de rocas solubles,
carbonatadas especialmente; se deben a una disolución diferencial en planos de
estratificación, en juntas y fracturas.
ESTILOLITAS EN PLANO DE
ESTRATIFICACIÓN DE CALIZAS
Fuente: Soto; 2000
Concreciones.- Son acumulaciones a manera de costras, capas onduladas
irregulares, cuerpos ovoides o redondeados, que se forman por precipitación de
carbonatos, especialmente, en zonas cársticas, dentro de grutas, a la salida de
grietas y otras. FOTOGRAFÍA Nº 47: CONCRECIÓN
Fotografía: Soto; 2005.
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Geodas.- Son acumulaciones a manera de costras, capas onduladas irregulares,
cuerpos ovoides o redondeados, que se forman por precipitación de
carbonatos,sulfatos y otros; se presentan especialmente en zonas carsticas dentro
de grutas o donde hay emanaciones de aguas termales.
GEODAS EN LODOLITAS:
ALTO HUÁSCAR – CIUDAD DE PUNO
Fotografía: Soto; 2005
GEODA ENCONTRADA EN LODOLITAS: ALTO HUÁSCAR – CIUDAD DE PUNO
Fotografía: Soto; 2005
Estalactitas.- Son estructuras en forma de columna, formadas por precipitación de
sustancias químicas en grutas. Las estalactitas cuelgan de los techos de las cavernas
y tienen un canal en el centro (por donde discurre el agua con minerales).
Estalagmitas.- Son estructuras formadas por el mismo principio. Las estalagmitas
son columnas que se levantan desde el suelo de las cavernas, no tienen canal al
medio.
Pilares.- Son estructuras del mismo origen que se forman por la unión de una
estalactita y una estalagmita.
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ESTALACTITAS, ESTALAGMITAS Y PILARES EN UNA GRUTA CALCAREA
Fuente: Soto; 2000
ESTRUCTURAS ORGÁNICAS.- Se forman por la acumulación de restos
orgánicos. Todas las rocas que contienen fósiles y los fósiles mismos se consideran
estructuras orgánicas.
BANCO DE COQUINAS:
PLAYA BLANCA: ILO – MOQUEGUA
Fotografía: Soto; 2003
2.8 CLASIFICACIÓN Y DESCRIPCIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
Las rocas sedimentarias ocupan cerca del 73% de los afloramientos de la litosfera
exterior: un 24% de afloramientos son rocas ígneas y la diferencia es de rocas
metamórficas (03%).
2.8.1 Clasificación de las rocas sedimentarias:
El núcleo, el Manto y la Corteza, constituyen masas Ígneas o rocosas de más de
6000 Km. de radio. Solo es posible reconocer y encontrar rocas sedimentarias y
metamórficas en una "delgada" capa exterior de la Corteza Terrestre.
Las rocas sedimentarias más frecuentes son: las Lutitas o pizarras blandas en un
50%, luego las Areniscas en un 30% y las Calizas en un 15%. Las otras variedades
como Conglomerados, fosfatitas, carbones, evaporizas, Pedernal, Dolomías y otras
sólo alcanzan un 05%.
Las rocas sedimentarias se clasifican en dos grupos, de acuerdo a su textura, en
rocas sedimentarias clásticas y rocas sedimentarias no clásticas.
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A. Rocas sedimentarias clásticas:
Son las rocas que se han formado a partir de sedimentos de diversa
granulometría, que se petrificaron por procesos de diagénesis. Estas rocas que
se componen de restos de minerales y/o de rocas, principalmente; se pueden
subdividir en (Pettijohn: 1980):
Rocas clásticas de grano grueso.- Son rocas que se componen de
sedimentos gruesos (gravas de cualquier tipo y arena en la matriz). Los
cantos, gravas, bloques, guijarros y guijas litificados en este tipo de rocas,
tienen tamaños mayores a 2 mm. de diámetro (hasta metros); presentan
diverso tipo de cemento. Algunos ejemplos de este tipo de roca son las
Brechas y los Conglomerados.
Rocas clásticas de grano medio.- Son las rocas que se componen de
partículas de minerales en mayor grado y de partículas muy pequeñas, de
otras rocas (entre 2 mm. y 1/16 de mm.); las partículas (de arena) se
litificaron por diagénesis; no tienen matriz como las anteriores pero
contienen cementos naturales, que pueden ser de sílice, de carbonatos, de
arcillas y de otros compuestos.
Rocas clásticas de grano fino.- Son rocas compuestas por arcillas y limos
que se han petrificado con la ayuda de un aglomerante natural (cemento).
Las partículas son tan pequeñas que no se distinguen a simple vista
(menores a 1/16 de mm.). Los limos alcanzarían dimensiones entre 1/16 y
1/256 de mm. (0,625 mm. – 0,004 mm.). Las arcillas tienen dimensiones
inferiores a 1/256 de mm. (menos de 0,004 mm.).
B. Rocas sedimentarias no clásticas:
Son rocas que se han originado en la acumulación y petrificación de restos
orgánicos animales o vegetales, especialmente de invertebrados de origen
marino; pueden haberse formado también, por la acumulación de sustancias
químicas disueltas en aguas, que han precipitado. La precipitación es un
fenómeno por el que las sustancias químicas disueltas, comienzan a solidificar
en microcristales o partículas, debido a la sobresaturación. Otra variedad es la
consolidación de restos orgánicos y precipitados químicos. Estas rocas se
pueden dividir en dos grupos:
Rocas no clásticas químicas.- Son formadas prioritariamente por
precipitados químicos, o por la acumulación de cristales y microcristales de
minerales, generados a partir de aguas, especialmente marinas. Las rocas no
clástcas químicas se pueden subdividir en:
Rocas Carbonatadas
Rocas sílíceas
Rocas evaporíticas
Rocas de fosfato
Rocas carbonosas
Otras rocas.
Rocas no clásticas orgánicas.- Son rocas formadas por la acumulación de
restos completos, fragmentados, segregaciones y otras sustancias orgánicas.
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2.8.2 Descripción de las rocas sedimentarias:
Para describir una roca sedimentaria se debe tener en cuenta sus características de
campo (estructuras); los detalles captados en muestras de mano (color, texturas) y
composición petrológica y mineralógica y otros.
2.8.3 Descripción de las rocas sedimentarias clásticas:
A continuación se describen brevemente las principales rocas clásticas, considerando
definición y composición, variedades, texturas, ocurrencia y algunas apreciaciones
referidas al origen.
A. Descripción de Rocas sedimentarias de grano grueso:
Conglomerados.- Son rocas formadas por la acumulación y litificación de trozos de
otras rocas y/o minerales que tienen como característica común la redondez de
dichos fragmentos, que pueden ser redondeados o sub-redondeados; los clastos o
fragmentos tienen un tamaño superior a los 2 mm. Según la variación de las
dimensiones de los trozos mayores, se pueden denominar, cantos rodados, guijones
o guijas.
Tres son los elementos componentes de los conglomerados: Los clastos (la porción
más gruesa); la matriz (la porción fina que resulta de la molienda o pulverización de
los clastos) y el cemento, compuesto por sustancias químicas que rellenan los
espacios vacíos, uniendo a clastos y matriz.
Desde el punto de vista del origen, los Conglomerados pueden ser de depósito o de
atraso; los de depósito se formaron por depositación de gravas; los de atraso por
consolidación de gravas residuales. Las gravas residuales se forman por una
corriente acuosa que deja en un lugar, los detritos más gruesos, al perder fuerza
hidráulica, transportando solo arenas, limos y arcillas (sólo arrastró los materiales
más finos. dejando "atrás" a los más gruesos).
Otra clasificación basada en la composición de los clastos tipifica: Conglomerados
oligomícticos, cuando sus clastos son del mismo material y polimígticos, cuando
sus clastos son de distinto material.
Otras variedades de Conglomerados dependen del carácter de sus componentes
minerales o rocosos, a pesar de que la generalidad de Conglomerados están
integrados de Cuarzo, Cuarcita, Pedernal, Gneis, Granito, Basalto y de otras rocas
duras; la matriz es arenosa con o sin fango y el cemento casi siempre silíceo o
carbonático.
Los Conglomerados a diferencia de las Brechas, muestran claramente que sus
componentes sufrieron un gran transporte.
Los fanglomerados, son conglomerados que tienen en la matriz un notorio
porcentaje de fango.
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MUESTRA DE CONGLOMERADO CERRO AZOGUINE - PUNO
(Estimar el tamaño de los clastos, comparándolos con el lapicero).
Fotografía: Soto; 2005..
Fotografía: Soto; 2001
Fotografía: Soto; 2005
Brechas.- Tienen las mismas características que los Conglomerados, con la
diferencia que sus clastos son angulosos o sub-angulosos y que además no sufrieron
mayor transporte. Las variedades dependerán de la composición de sus clastos.
Otras variedades importantísimas, son:
- Brechas de Colapso.- Formadas por la acumulación de fragmentos
desprendidos de los techos de las cavernas; con litología simple,
generalmente de calizas o evaporitas; con cemento de carbonato de calcio.
- Brechas Intraformacionales.- Se forman en la base o techo de unidades
estratigráficas, debido a un cambio en los ambientes y/o factores de
sedimentación.
MANTO DE CONGLOMERADO: (Fragmentos de Arenisca, rocas volcánicas y otras, en mayor proporción)
Intersección: Circunvalación con carretera a Moquegua - PUNO
MANTO DE CONGLOMERADO: (Fragmentos de Cuarzo y Cuarcita, en mayor proporción)
YANAMAYO - PUNO
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Tillitas.- Son rocas formadas por la consolidación y diagénesis de morrenas. Las
morrenas son sedimentos, formados por la erosión glaciaria, depositados al final de
las masas de hielo; no sufrieron transporte, solo fueron arrastrados. La roca es
parecida a las brechas con la diferencia de que los clastos son planos y estriados
(presenta rayaduras); la matriz es muy fangosa y el cemento generalmente arcilloso.
B. Descripción de Rocas sedimentarias de grano medio:
Areniscas cuarzosas.- Son rocas formadas de pequeños trozos de minerales o
rocas, que fueron arrancados de sus lechos, que se acumularon y consolidaron. El
tamaño de los fragmentos componentes de las areniscas cuarzosas o cuarcíferas
oscila entre 2 mm. y 1/16 de mm.; siendo mayoritariamente de cuarzo en
porcentajes cercanos al 90%. El 10% restante lo compone partículas de feldespatos.
Turmalina, Granate, Zircón y Rutilo. El grano de las Areniscas cuarzosas es
uniforme (tamaños iguales); no existiendo matriz, sino cemento, especialmente
silíceo. Las Areniscas cuarzosas indican un ambiente marino y un proceso de
sedimentación de gran madurez.
Algunas variedades importantes de las Areniscas cuarzosas, son:
- Arenisca cuarzosa glauconítica.- Cuando contiene un 05% (como mínimo)
de Glaucomita, que es un mineral autigénico.
- Arenisca cuarcítica ferruginosa.- Cuando contiene minerales de hierro en
proporción significativa (10% o más).
Arenisca feldespatica.- Es una Arenisca rica en Cuarzo detrítico y feldespato del
mismo origen. El feldespato (ortoclasa y plagioclasa sódica), alcanza un contenido
que varía entre el 10% y 25%. El cemento puede ser silíceo o carbonático.
El ambiente en el que se formaron este tipo de rocas habría sido transicional o
continental, siendo su madurez relativa.
ARENISCAS CUARZOSAS Y FELDESPÁTICAS
(PARDO AMARILLENTAS) Y LUITITAS (GRIS NEGRUZCAS): HUACOCHULLO – PUNO (carretera a Moquegua).
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Fotografía: Soto; 1999
Arcosas.- Son rocas de grano medio con características similares a la Arenisca
cuarzosa y a la Arenisca feldespática; pero con una cantidad de feldespato que es
mayor al 25%. Pueden contener entre 5% y 15% de restos de rocas, de arcillas y
micas; el cemento es de carbonato o de arcilla.
FOTOGRAFÍA Nº 53: ARCOSA: CHEJOÑA – CIUDAD DE PUNO (carretera a Bolivia).
Fotografía: Soto; 2005.
Los sedimentos formadores de Arcosas, son inmaduros y continentales; además
indican la desintegración y/o erosión de rocas cuarzo-feldespáticas.
Grawackas.- Es una roca con fragmentos gruesos (cerca de 2 mm. o ligeramente
mayores), angulosos y oscuros en su mayoría; por eso a la Grawacka se le conoce
como micro-brecha.
Se compone de astillas de rocas maficas, de astillas de arcillas consolidadas y de
otras rocas y/o minerales; el cemento es arcilloso. Si estas rocas son marinas,
pertenecen a ambiente reductor. El transporte fue mínimo, por lo que se puede
calificar como inmaduro.
Sub - grawackas.- Son rocas poco comunes que reúnen condiciones genéticas
combinadas entre Grawackas y Arcosas.
C. Descripción de Rocas sedimentarias de grano fino:
Limolitas.- Son rocas compuestas de Limos (1/16 y 1/256 de mm.). El limo se
compone de Cuarzo muy fino, de feldespato microscópico y de otros minerales o
rocas de ese tamaño. Los minerales arcillosos no son muy comunes.
La roca se presenta en estratos delgados, intercalados con Lutitas. Calizas y otras.
La textura de las Limonitas es masiva y "grumosa".
Arcillolitas.- Son rocas formadas por la acumulación y petrificación de arcillas; las
arcillas, desde el punto de vista sedimentológico, son partículas menores a 4 micras.
Mineralógicamente son minerales arcillosos como Illita, Caolinita,
Montmorillonita, Bauxita y otros. Al igual que las Limonitas, las Arcillolitas suelen
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presentarse en estratos delgados junto a Areniscas, Conglomerados o Calizas. La
textura es masiva. Cuando estas rocas toman contacto con el agua se vuelven
plásticas, lo que caracteriza a las arcillas que las componen.
Fangolitas o lodolitas.- Son rocas compuestas de limo y arcilla en proporciones
diversas, con características similares a las Limolitas y Arcillolitas. En los
afloramientos se les encuentra en estratos, de diversa potencia, intercalados con
Calizas, Areniscas y Conglomerados; la textura masiva y compacta.
FANGOLITAS:
Carretera Moquegua - Tacna, cerca de Moquegua.
Fotografía: Soto; 2002
Pizarra blanda.- Se conoce como Pizarra shale; se presenta en una estructura
laminada aún en pequeñas muestras; a diferencia de la roca metamórfica llamada
Pizarra (Pizarra slate), no es compacta y dura sino quebradiza (no fisible); es
diferente a una Lutita.
Fotografía: Soto; 1999 Fotografía: Soto; 1999
PIZARRAS BLANDAS: Montalvo - MOQUEGUA
PIZARRA BLANDA YURA – AREQUIPA
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Lutitas.- Es el nombre que se da a todas las rocas formadas por limos, arcilla o por
mezclas de limo y arcilla en diversas proporciones. La diferencia principal de la
Lutita con las demás variedades de rocas clásticas de grano fino es la visibilidad
que posee. Las Lutitas pueden presentar variedades, que son las mismas que
presentaría cualquier roca pelítica:
- Lutitas negras.- Contienen aparte de arcilla y limo, materia orgánica,
sulfuro de hierro y otros. No contienen muchos fósiles. Esta variedad es
generalmente fisible.
- Lutitas silíceas.- Contienen más del 85% de sílice en forma de ópalo,
ceniza volcánica desvitrificada, cuarzo fino y otros, con colores claros o
grises y de estructura compacta.
- Lutitas calcáreas.- Contienen carbonato de calcio clástico por erosión de
Calizas y similares, con tonalidades grises o amarillentas.
- Lutitas alumínicas.- De colores claros, conteniendo Bauxita y Caolinita.
- Lutitas ferruginosas.- Son rocas pelíticas que contienen hasta 10 de
minerales de hierro en forma de óxidos. Si el porcentaje es mayor, las
lutitas pasan a ser rocas sedimentarias ferríferas; pueden ser de color
pardo, rojizo o amarillento, lo que indicaría el contenido de Siderita,
Hematina o Limonita, respectivamente.
- Lutitas cloríticas.- Contienen Clorita y son de color verdoso grisáceo.
- Lutitas potásicas.- De color pardo o amarillento, contienen óxido de
potasio derivado posiblemente de los feldespatos.
- Lutitas bituminosas o petrolíferas.- Son de color gris o negro y contienen
grasas o bitúmenes que pueden destilarse si se someten a fuerte
temperatura.
2.8.4 Descripción de las rocas sedimentarias no clásticas:
Seguidamente se describen las rocas sedimentarias que tienen origen en la acumulación
de restos orgánicos o precipitados químicos. Las variedades que se presenta a
continuación se han agrupado de acuerdo a la composición:
2.8.4.1 Rocas carbonatadas:
Son rocas conformadas principalmente por minerales que contienen carbonatos:
Calcita, Aragonito, Dolomita, Siderita, Ankerita y otros. Los carbonatos en
contacto con el ácido clorhídrico, reaccionan con efervescencia. La Dolomita es un
mineral que llega a la efervescencia con mayor dificultad, requiere de una pequeña
elevación de temperatura (cierto calentamiento).
Calizas.- Las Calizas representan el 95% del total de las rocas sedimentarias no
clásticas, lo que implica que las Calizas son de gran importancia. Son rocas
conformadas por minerales carbonatados de origen químico, tales como Calcita
y Aragonito (ambos de CO3Ca), puede presentarse también la Dolomita (CO3)2
CaMg; con menor frecuencia Siderita CO3Fe, Magnesita CO3Mg, Ankerita (CO3)2
CaMg. Los minerales complementarios son: Cuarzo fino, Calcedonia, Glaucomita,
Arcilla (Illita o Caolinita), Illmenita, Magnetita, Circón. Turmalina, Granate,
Ópalo, Moscovita, Biotita, Ortoclasa, Plagioclasa, Colofama. Marcasita, Yeso,
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Anhidrita, Limonita, Pirita y otros.
Los componentes orgánicos principales en Calizas bioquímicas, son restos
orgánicos duros conformados por microcristales de Caliza y Aragonito, algunos
quitinosos no cristalizados y otros fosfáticos de Colofana (PO3Ca3.H20).
Las Calizas se forman en los océanos en un 95% por precipitación de
carbonatos, a partir de aguas cálidas y profundas saturadas de estos compuestos
químicos; también se forman por acumulación de restos y sustancias orgánicas
en aguas marinas someras.
Las Calizas, según el origen, pueden ser: químicas, bioquímicas u orgánicas y
clásticas. Las Calizas de origen orgánico se presentan en estratos de diversos
espesores en grandes cuerpos macrofosilíferos y en cuñas o estratos irregulares. Se
suelen encontrar estratos formados por acumulación de restos de diversos tamaños
de Caliza, lo que se reconoce como textura clástica calcárea. La variabilidad de
estas rocas es muy grande, dependiendo del origen y de la composición de
minerales accesitarios.
a) Calizas de origen químico:
Caliza.- Es una roca de textura masiva o amorfa con superficies
copncoidales que tiene un contenido de Calcita o Aragonito es superior al
95%.
Travertino.- Es una variedad de Caliza de origen químico que resulta de la
precipitación química de carbonato de calcio, en forma de Aragonito o
Calcita, a partir de manantiales termales. El Travertino presenta estructura
"costriforme", irregular, en forma de columna; textura bandeada, masiva o
porosa.
Toba calcárea.- Es una variedad porosa de textura arborescente, en forma
de algas.
AFLORAMIENTOS DE CALIZA
CERRO HUACSAPATA – PUNO (parte inferior de la fotografía).
Fotografía: Soto; 2005
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Para determinar todas las variedades de origen químico, es imprescindible el
análisis químico.
Otras variedades comunes de Calizas de origen químico son las siguientes:
i. Caliza fosfática.- Cuando contiene fosfatos, especialmente Colofana,
en un porcentaje superior al 5%.
ii. Caliza arcillosa.- Cuando presenta un porcentaje de arcilla que supera
al 5%. La materia prima, ideal, para fabricar el cemento Pórtland es
una Caliza arcillosa con el 30% de arcilla, aproximadamente. Marga es
una variedad de Caliza arcillosa, de color amarillento, deleznable. Esta
roca presenta textura masiva a clástica, encontrándose en afloramientos
junto a Calizas y Lutitas. La estructura es de estratos muy delgados.
iii. Caliza magnesiana.- Es una Caliza de origen marino que tiene hasta
10% de Dolomita.
iv. Caliza dolomítica.- Cuando el contenido de Dolomita varía entre 10 y
50%.
Un grupo de Calizas poco conocidas y no comunes, son:
v. Caliza silícea.- Cuando contiene 5% o más de minerales de sílice.
vi. Caliza glauconítica.- Cuando contiene Glauconita (mineral de hierro
de color verde).
vii. Caliza ferruginosa.- Cuando contiene más de 5% de minerales de
hierro.
viii. Caliza carbonosa.- Con más de 5% de materia carbonosa.
b) Calizas de origen orgánico: Biohérmica o de arrecife.- Se forma por litificación de arrecifes que
quedaron enterrados por lodos calcáreos, la textura es algácea o clástica y la
estructura es irregular, con semejanza a un promontorio circular. Se
compone de restos de corales, equinodermos, braquiópodos, algas,
moluscos, foraminíferos y otros.
Biostrómica.- Se forma por la litificación de restos de moluscos,
equinodermos y otros organismos neríticos, que aparecen en estratos
irregulares y cuneiformes; Se encuentra interestratificada con Pizarras
blandas, Margas, Calizas químicas y Areniscas. La textura es clástica y
fosilífera.
Coquina.- Es una Caliza biostrómica, consolidada de manera incipiente,
compuesta de conchas de animales marinos mezcladas con arenas y gravas.
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COQUINA PLAYA BLANCA: ILO – MOQUEGUA
Fotografía: Soto; 2005:
COQUINA
CERCANÍA DE POZA DE LIZAS: ILO – MOQUEGUA
Fuente: Soto; 1997
Pelágicas.- Son Calizas microfosilíferas compuestas principalmente por la
acumulación de restos de micro - organismos pelágicos, principalmente
foraminíferos; tienen textura porosa, oolítica, microfosilífera y estructura
estratiforme. A la Caliza se le agrega un segundo nombre que corresponde
al del micro fósil mayoritario, ejemplo: Caliza fusulínida (porque tiene
fusulínidos).
c) Calizas de origen Clástico:
Es un grupo de calizas que pertenece a las rocas clásticas, pero que merece
especial atención en este acápite, por el alto contenido de carbonato de
calcio que contiene; se han formado por la erosión de Calizas pre -
existentes, de las que se arrancaron, por diversas circunstancias, fragmentos
de diversos tamaños que se acumularon y litificaron posteriormente. Se
presentan en estratos junto con otras rocas. La textura es clástica, pudiendo
ser:
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Calciruditas.- Son fragmentos gruesos de Caliza, que han sido
redepositados y consolidados; destacan los Conglomerados
calcáreos y las Brechas calcáreas.
Calcarenitas.- Son Areniscas calcáreas, con un porcentaje
mayoritariamente de restos de Caliza, del tamaño de la arena.
Calcilutitas.- Son Lutitas calcáreas con un alto contenido de restos
pelíticos de carbonato de calcio.
Dolomias.- Son rocas sedimentarias no clásticas que contienen más del 50%
de Dolomita, también presentan Calcitan; en porcentajes muy pequeños
contienen Cuarzo, Silex, feldespatos, arcillas, Calcedonia, Hematina,
Limonita, Anhidrita, Yeso, Halita y otros.
Las Dolomías pueden originarse por sustitución de Calizas, de tres formas
diferentes: durante la precipitación del lodo calcáreo, después de que quedo
soterrado dicho lodo dando paso a la diagénesis o después de su
petrificación en afloramiento. En los primeros casos la sustitución se efectúa
bajo el océano por acción del agua marina, en el último la sustitución se
efectúa por aguas subterráneas en Calizas ya formadas y expuestas en el
continente. Debido a que las Dolomías son rocas formadas por sustitución
de las calizas, mantendrán el mismo tipo de estructuras. La textura difiere
ligeramente, siendo las más frecuentes la textura masiva y la textura
cristalizada.
Las variedades de esta roca dependen del contenido mineralógico
(carbonato); de esa forma se tienen:
Dolomía.- Cuando tienen más del 90% de Dolomita.
Dolomía calcitica.- Cuando tiene entre el 05% y 90% de Dolomita y
el resto de Calcita y otros
2.8.4.2 Rocas siliceas:
Son rocas compuestas de minerales que poseen una composición química de Si02
(sílice) o de restos orgánicos del mismo compuesto, pueden ser químicas y
organicas:
a) Rocas silíceas Químicas (Heinrich; 1972):
Pedernal.- Es una roca de sílice que se compone de Calcedonia de grano fino
y/o Cuarzo muy fino, con un porcentaje mayor al 75% de minerales entre otros.
El Cuarzo puede ser microcristalino o criptocristalino, la Calcedonia es
plumosa, microcristalina; puede existir Ópalo y con muy poca frecuencia
Cristobalita. Las impurezas que acompañan a los Chert son: Calcita, Dolomita,
Siderita y otros (que causan la diversa coloración).
Pedernal, Silex y Chert son sinónimos. La sílice se precipita en medios
marinos profundos; también por la acumulación de microorganismos silicios;
por alteración de cenizas volcánicas, bajo el mar o por precipitación de sílice a
partir de manantiales termales.
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Estructuralmente, el Sílex se puede presentar como delgados estratos
intercalados con lulitas, pero con mayor frecuencia como módulos,
concreciones, fibras o cordones, dentro de Calizas y afines. Las texturas son:
masiva, microgranuda, con microgeodas de Cuarzo, Calcedonia y Calcita,
coloforme y otras. Las principales variedades se basan en la variación del color
y en la composición química.
PEDERNAL (GRIS OSCURO) EN CALIZA DE COLOR PARDO:
TIQUILLACA – PUNO
Fotografía: Soto; 2005.
Porcelanita.- Es un pedernal arcilloso que contiene ópalo y calcedonia de grano
muy pequeño, combinado con arcilla y limo, con apariencia de porcelana. Si el
contenido de limo aumenta la roca pasa a ser lutita silícea. Las porcelanitas
pueden contener espícula de esponjas silíceas y restos de radiolarios, Cuarzo
microscópico, Clorita, Pirita, Grafito, Limonita, Sericita y otros.
Trípoli.- Es una variedad de Silex de tonalidad clara, microgranular y porosa,
formada posiblemente por acumulación de sílice residual de rocas calcáreas, de
las que el carbonato fue disuelto.
Sinter.- Es el resultado de la precipitación de sílice, a partir de manantiales
termales, la sílice queda depositada en costras.
Geiserita.- Es una costra silícea depositada por géiseres. La Limonita y
minerales de magnesio son frecuentes.
Jaspe.- Es una roca rojiza pardusca compuesta de Cuarzo, Calcedonia y óxidos
de hierro. Esta roca se encuentra en estratos muy delgados o fibras, junto a
rocas ferruginosas.
Novaculita.- Es un pedernal blanco, que no es común, formado por Cuarzo
microscópico que puede contener microfósiles silíceos. Normalmente se
encuentra brechado con microfallas y venillas de Cuarzo
b) Rocas silíceas Orgánicas: Las principales variedades son (Heinrich; 1972):
Diatomitas.- Son acumulaciones de restos de diminutas plantas acuáticas
llamadas diatomeas, que tiene caparazones silíceos de diferentes formas:
bivalvos, de bote, de meda luna, de aguja, de disco. Estas rocas se forman en
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agua dulce o marina, de color blanco y de poco peso; pueden contener arcillas,
Cuarzo microgranular, Granate, espículas de esponjas silíceas. Si los restos de
diatomeas no están consolidaos se llaman tierra de diatomeas.
DIATOMITA CHIHUATA – AREQUIPA
Fotografía: Soto; 2005.
Radiolaritas.- Son rocas formadas por las acumulaciones de restos de
radiolarios, que son microorganismos marinos que poseen esqueletos alargados
de ópalo, que se acumulan en los fondos marinos. Si la acumulación de restos
de radiolarios no está petrificada, se le conoce como tierra de radiolarios.
2.8.4.3 Evaporitas:
Las Evaporitas son rocas formadas a partir de salmueras (aguas saladas) de origen
marino o lacustre.
En el primer caso el mar debe haber invadido algunas áreas continentales dejando
albuferas marinas sin alimentación acuosa, en las proximidades de la orilla. Las
albuferas o lagunas marinas por efecto de la evaporación han concentrado sales, las
que han precipitado por efecto de la evaporación; en el segundo caso algunos lagos
que quedan temporalmente sin alimentación de agua; por evaporación concentran
ciertas sales que son precipitadas luego. En ambos casos ocurre sedimentación
clástica que acompaña a la precipitación química; por lo tanto las rocas que se
formen de esta manera tendrán un alto contenido de materiales terrígenos
(clásticos) de grano medio a fino. Los minerales principales que se presentan en las
Evaporitas, son: Halita, Silvita, Celestina, Epsomita, Yeso, Anhidrita, Ulexita,
Colemanita, Borax y otros.
Las texturas dependen del tipo de mineral que se presente en mayor porcentaje; sin
embargo las texturas que se presentan con mayor frecuencia son: cristalina en
diversas variedades, masiva a terrosa, fibrosa, acicular, plumosa y otras. Las
estructuras comunes son: estratos lenticulares, mantos, venillas, estructuras de
canal, montículos; que se encuentran intercaladas con lutitas, lodolitas y similares.
Suelen encontrarse sedimentos arenáceos o rudáceos dentro de las masas de
evaporíticas. Las más importantes variedades son:
Evapoporita de Halita.- Que no es otra cosa que la Halita en abundancia mezclada
a veces con Silvita y fangos y lodos de claro origen marino o lacustre, de colores
claros y de textura cristalina. Constituye una cantera o mina de sal.
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HALITA MARAS - CUSCO
Fotografía: Soto; 2005.
Evaporita de Yeso.- Compuesta de abundante Yeso mezclado con Anhidrita y
sedimentos clásticos de arena y grava, de colores claros con textura masiva,
cristalina o fibrosa; este tipo de Evaporita constituye la principal cantera de Yeso.
Evaporita de boratos.- Es una roca de color blanco y textura plumosa, terrosa y
fibrosa que tiene un valor comercial mayor a las anteriores; constituye una cantera
o mina de boratos de origen lacustre que se encuentra entre capas de lodos y
arcillas; esta formada de Colemanita, Ulexita y Borax, principalmente.
Caliche.- Es un nitrato de sodio, que se encuentran en suelos desérticos a manera
de costras de color pardo amarillento, de diversos espesores; se formó posiblemente
por el ascenso por capilaridad de aguas.
2.8.4.4 Rocas fosfáticas o fosforitas:
Son rocas sedimentarias no clásticas, formadas por la acumulación de fosfato de
origen orgánico, consistente de restos de huesos, heces, escamas, caparazones y
otros; se presentan también minerales de fosfato de calcio, hierro, aluminio, como
la Colafana, Apatito y Francolita.
Algunos animales marinos tienen esqueletos o escamas y otros restos de fosfato,
que quedan desperdigados en los fondos marinos cuando mueren; las aguas marinas
precipitan el fosfato disuelto y sedimentan materiales clásticos arcillosos, arenosos
y gravosos, que se mezclan con los fosfatos orgánicos. Las fosforitas, que son de
color amarillo a pardo presentan textura masiva, terrosa, oolítica y pisolítica; se
presentan en estrato gruesos, mantos o en masa irregulares. No se conoce
variedades.
2.8.4.5 Carbones
Los carbones minerales, son rocas sedimentarias no clásticas orgánicas, formadas
por la litificación de material vegetal sedimentado con partículas y fragmentos,
rocosos o enterrado por ellos.
El material vegetal sedimentado está conformado por restos de raíces, de troncos,
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de ramas, de hojas que sufren cambios físico-químicos que transforman la materia
vegetal en carbón, a través de varias etapas que comienzan en la putrefacción y
terminan en la formación de carbón de alta pureza; la calidad depende del material
vegetal que quedó enterrado.
Las principales texturas que ofrecen las rocas sedimentarias carbonosas son: leñosa,
masiva, porosa, terrosa: apareciendo en estratos de diversos espesores,
especialmente en mantos, cuñas y masas irregulares, en intercalaciones de lutitas,
pizarras y otras rocas sedimentarias y metamórficas.
Las principales variedades que guardan relación con los procesos de carbonización
y con la calidad del carbón son:
Turba.- Es un carbón en la primera fase de formación; se distingue el material
vegetal original deshidratado; es de color pardo negruzco, con textura leñosa, no
tiene interés económico ni comercial.
Lignito.- Es un carbón pardo negruzco, de bajo o escaso interés, comercial debido a
su bajo contenido de Carbono. Es muy similar a la turba pero más compacto, pese
a que conserva su textura leñosa.
Hulla.- Se conoce también como carbón bituminoso, porque contiene
adicionalmente grasas de origen orgánico que facilitan la combustión; es una roca
de color negro grisáceo y de textura masiva.
HULLA
HUANCA - AREQUIPA
Fotografía: Soto; 2005.
Antracita.- Contiene más de 90% de carbono; es de color negro a gris negruzco,
brillante y de textura masiva. Su valor comercial es alto y es la variedad de carbón
más importante; se usa en la industria que requiere de su alta temperatura de
combustión y bajo porcentaje de cenizas.
La mayoría de estas rocas presentan como impurezas: Cuarzo fino, arcilla y Azufre
(algunos forman cenizas).
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ANTRASITA OTUZCO - LA LIBERTAD
Fotografía: Soto; 2005
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3. METAMORFISMO, INTEMPERISMO Y SUELOS.
La meteorización e intemperismo desintegra las rocas existentes y aporta materiales
para formar otras nuevas. Sin embargo, la meteorización desempeña también un papel
importante en la creación de los suelos que cubren la superficie de la Tierra.
Un suelo refleja, hasta cierto grado, el material rocoso del cual se derivó, pero la roca
basal no es el único factor que determina el tipo de suelo, ya que diferentes suelos se
desarrollan sobre rocas idénticas en áreas distintas cuando el clima varía de un área a
otra. Por lo tanto, otros factores ejercen influencias importantes sobre el desarrollo del
suelo, como el relieve, el tiempo y el tipo de vegetación.
La composición de un suelo varía con la profundidad. El afloramiento natural o
artificial de un suelo revela una serie de zonas diferentes entre sí. Cada una de estas
zonas constituye un horizonte, que representan, desde la superficie hacia adentro, las
capas más meteorizadas o descompuestas y con diferentes acumulaciones de minerales
por lixiviación o lavado del suelo, hasta llegar a la roca madre o fresca, de la cual se
derivó el suelo. Estos horizontes de suelo se han desarrollado a partir del material
original subyacente. Cuando este material queda expuesto por vez primera en la
superficie, la parte superior queda sujeta a la meteorización intensa y la
descomposición actúa rápidamente. Conforme avanza la descomposición del material,
el agua que percola hacia abajo comienza a lixiviar algunos de los minerales y los
deposita en niveles inferiores, los cuales con el paso del tiempo, se vuelven más
gruesos y alcanzan mayores profundidades.
Se llama meteorización a la descomposición de minerales y rocas que ocurre sobre o
cerca de la superficie terrestre cuando estos materiales entran en contacto con la
atmósfera, hidrosfera y la biosfera. Sin embargo existen varias definiciones más, lo que
ha hecho que el término signifique diferentes cosas para distintos científicos.Ejemplo
de otras definiciones son:
La meteorización representa la respuesta de minerales que estaban en equilibrio a
profundidades variables en la litosfera a condiciones de la superficie terrestre o cerca
de esta. En este lugar los minerales entran en contacto con la atmósfera, hidrosfera y
biosfera originando cambios, generalmente irreversibles, que los tornan hacia un estado
más clástico o plástico de manera que aumenta el volumen, disminuye la densidad y el
tamaño de las partículas además de formase nuevos minerales que son más estables
bajo las condiciones de interfaz.
Ejemplo de una roca meteorizada. Se observa que su exterior se ha oxidado a causa de
la meteorización química y además se ha partido en dos probablemente debido a
meteorización física.
La meteorización es la desintegración y descomposición de las rocas, que originan, in
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situ, una masa de derrubios.
Es el proceso o grupo de procesos destructivos mediante los cuales materiales terrosos
o rocosos cambian de color, textura, composición, firmeza o forma al ponerse en
contacto con agentes atmosféricos, todo esto con poco o nada de transporte del material
aflojado o alterado.
Existen principalmente dos tipos de meteorización: la meteorización química y la
meteorización física. A veces se incluye la meteorización biológica como un tercer
tipo. La meteorización se considera como un proceso exógeno y es importante entre
otras cosas para el estudio de las formas del relieve y también para entender los suelos
y sus nutrientes.
3.1 Meteorización Física
La meteorización física produce desintegración o ruptura en la roca, sin afectar a su
composición química o mineralógica. En estos procesos la roca se va fracturando, es
decir, se va disgregando en materiales de menor tamaño y ello facilita el proceso de
erosión y transporte posterior. Las rocas no cambian sus características químicas pero sí
las físicas. Está causada por las condiciones ambientales (agua, calor, sal, etc.).
3.1.1 Agentes que la provocan son:
a) La descompresión: Es la expansión y el agrietamiento que se producen en rocas
que se han formado a gran profundidad, al
encontrarse en la superficie donde la presión
es mucho menor. A causa de esta dilatación
comienzan a experimentar la formación de
grietas o diaclasas con lo que se forman losas
horizontales.
b) Termoclastia.- Fisura de las rocas aflorantes
como consecuencia de la diferencia de
temperatura entre el interior y la superficie. La diferencia térmica día-noche es la
causa: durante el día, al calentarse, la roca se dilata; sin embargo, por la noche, al
enfriarse, se contrae. Al cabo de un tiempo acaba rompiéndose. Este tipo de
meteorización es importante en climas extremos con gran oscilación térmica entre
el día y la noche.
La Termoclastia da origen a una forma típica de meteorización mecánica en rocas
graníticas que se denomina exfoliación en bolas, (meteorización en capas de
cebolla) debido a que la radiación solar penetra muy superficialmente en el granito,
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calentando apenas uno o varios centímetros a partir de la superficie, que es la zona
que se dilata, mientras que al enfriarse, se va separando del núcleo interno que
conserva la misma temperatura más tiempo.
Gelifracción: Es la rotura de las rocas aflorantes a causa de la presión que ejercen
sobre ellas los cristales de hielo. El agua,
al congelarse, aumenta su volumen en un
9 %. Si se encuentra en el interior de las
rocas, ejerce una gran presión sobre las
paredes internas que acaba, tras la
repetición, por fragmentarlas. Este tipo de
meteorización es importante en climas
húmedos y con repetidas alternancias
hielo-deshielo (+0 °C/-0 °C), como los
montañosos.
Haloclastia: Rotura de las rocas por la acción de la sal. En determinados ambientes
hay una gran presencia de sal. Esto es en los ambientes áridos, ya que las lluvias
lavan el suelo llevándose consigo la sal, la cual se precipita sobre el suelo al
evaporarse el agua. La sal se incrusta en los poros y fisuras de las rocas y, al
recristalizar y aumentar de volumen, aumenta la presión que ejercen sobre las
paredes internas (similar a la gelifracción) con lo que se puede ocasionar la ruptura.
El resultado son rocas muy angulosas y de menor tamaño, lo que generalmente da
lugar a los procesos de erosión.
Abrasión: Es el roce ocasionado sobre las rocas por los pequeños clastos que son
transportados por el viento, por corrientes fluviales o por el oleaje.
3.2 Meteorización química
Produce una transformación química de la roca provocando la pérdida de cohesión
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y alteración de la roca. Los procesos más importantes son los atmosféricos, el vapor
de agua, el oxígeno y el dióxido de carbono que están implicados en:
i. Oxidación. Se produce al reaccionar algunos minerales con el oxígeno
atmosférico.
ii. Disolución. Es muy importante en minerales solubles como cloruros,
nitratos, en rocas calcáreas y en el modelado kárstico.
iii. Carbonatación. Se produce al combinarse el dióxido de carbono con el
agua formando ácido carbónico, el cual se combina con ciertos minerales
como el carbonato de calcio que se transforma en bicarbonato: el primero es
insoluble en el agua pero el segundo no lo es, por lo que es arrastrado por
ella.
iv. Hidratación. En esta reacción, el agua es incorporada a la estructura de
algunos minerales aumentando de volumen como sucede con el yeso o
sulfato de calcio hidratado. Este proceso es fácil de ver, por ejemplo,
mezclando anhidritacon agua, lo que produce una reacción exotérmica
(desprende calor) al transformarse en yeso (sulfato de calcio hidratado).
v. Hidrólisis. Es la rotura en la estructura de algunos minerales por la acción
de los iones de H+
y OH-
de agua, fundamentalmente en la meteorización
del feldespato, que se transforma en arcillas y del granito que puede llegar a
lacaolinización (transformación en arcillas, especialmente en caolín).
vi. Bioquímica. La acción de los ácidos orgánicos procedentes de la
descomposición de materiales biológicos en el suelo o por la acción físico -
química de los propios vegetales vivos.
3.3 Meteorización Biológica
Algunos seres vivos contribuyen a transformar las rocas. Así, las raíces de las
plantas se introducen entre las grietas actuando de cuñas. Al mismo tiempo
segregan sustancias que alteran químicamente las rocas, como puede verse en la
imagen: la decoloración de la pared por la acción de los ácidos (carbónico y de
otros tipos) de las raíces nos muestra claramente este proceso. También algunos
animales, como las lombrices de tierra, las hormigas, las termitas, los topos, etc.,
favorecen la alteración in situ de las rocas en la superficie.
A ese tipo de alteración, a veces química, que realizan los seres vivos la llamamos
meteorización externa.
3.4 Tipos de Depósitos de Suelos
a) Depositos aluviales
La capa más externa de la corteza terrestre se denomina suelo, y ocupa el 29 % de
la superficie terrestre. Está formado por capas de diferentes texturas que reciben el
nombre de horizontes. Estos horizontes también se distinguen por su color y su
consistencia. Las rocas destruidas por la erosión/meteorización se mueven cerro
abajo en dos maneras, u nos lento y otros rápido, depende del talud oladera.
Los suelos aluviales son los que están integrados por la acumulación de materia que
llevan todo los tipos de flujos. Según la naturaleza de sus sales, los suelos pueden
ser, alcalinos o ácidos, El pH varía con el clima. Por su estructura se clasifican en
arenosos, limosos y arcillosos.
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b) Depósitos coluviales
Son materiales transportados por gravedad por el movimiento de material suelto.
Su erosión y transporte es provocada por agua no canalizada y la acción del hielo –
deshielo y, principalmente, por el agua. Su origen es local, producto de la alteración
in situ de las rocas y posterior transporte como derrubios de ladera o depósitos de
solifluxión.
Frecuentemente están asociados a masas inestables. Su composición depende de la
roca de la que proceden, estando formados por fragmentos angulares y
heterométricos, generalmente de tamaño grueso, englobados en una matriz limo
arcillosa. Su espesor suele ser escaso, aunque puede ser muy variable. La
resistencia de estos materiales es baja, sobre todo en la zona de contacto con el
sustrato rocoso, y cuando se desarrollan altas presiones intersticiales como
consecuencia de lluvias intensas, se derrumban.
Los tipos de depósitos coluviales dependen de:
Tipo de movimiento Tipo de material
1. Desprendimientos,
2. Vuelcos
3. Deslizamientos
4. Expansiones o corrimientos laterales
5. Flujos
6. Movimientos complejos
1. Substrato
2. Derrubios
3. Tierra
Clasificación según Varnes (1978)
Características.- Generalmente mal clasificados, Clastos angulares con una matriz
arcillosa, No estratificados, Muy porosos y compresibles, Permeables, Muchas
veces en movimiento (muy lento)
c) Depósitos fluviales
Son materiales transportados y depositados por el agua. Su tamaño varía desde la
arcilla hasta las gravas gruesas, cantos y bloques. Las facies más gruesas presentan
bordes redondeados. Se distribuyen en forma estratiforme, con cierta clasificación,
variando mucho su densidad. Están muy desarrollados en los climas templados,
ocupando cauces y valles fluviales, llanuras y abanicos aluviales, terrazas y
paleocauces. Son suelos muy donde sus propiedades están estrechamente
relacionadas con la granulometría. Su continuidad es irregular, pudiendo tener altos
contenidos en materia orgánica en determinados medios. La permeabilidad depende
de la granulometría y generalmente presentan un nivel freático alto. Los depósitos
aluviales constituyen una fuente de recursos de materiales de construcción, sobre
todo como áridos.
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d) Depósitos Eluviales:
Se producen en suelos altamente erosionados, debido al proceso de lixivación en un
suelo, en el que se elimina principalmente hierro y calcio. Los materiales
meteorizados se encuentran todavía sobre o cerca de su punto de formación. El
término se aplica especialmente a los depósitos de sustancias de valor económico.
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4. ELEMENTOS DE ESTRATIGRAFIA.
La Estratigrafía es la rama de la Geología que trata del estudio e interpretación, así
como de la identificación, descripción y secuencia tanto vertical como horizontal de las
rocas estratificadas; también se encarga de la cartografía y correlación de estas
unidades de roca, determinando el orden y el momento de los eventos en un tiempo
geológico determinado, en la historia de la Tierra.
Puesto que las rocas sedimentarias son los materiales fundamentales de la estratigrafía,
el estratígrafo trabaja con los procesos sedimentarios (procesos que originan la
formación de las rocas sedimentarias).
Por tanto, un registro estratigráfico es el resultado de la continuidad de procesos
sedimentarios a través de la dimensión del tiempo geológico; constituye el banco de
datos fundamental para la compresión de la evolución de la vida, la configuración de
las placas tectónicas a través del tiempo y los cambios climáticos globales.
4.1 Áreas de la Estratigráfia
i. Análisis de facies.- Que estudia las facies en todos sus aspectos: composición,
génesis, asociaciones, secuencias, distribución, etc. Es un campo de intersección
con la sedimentología.
ii. Litoestratigrafía.- Encargada de la caracterización litológica (composición y
estructura) de las sucesiones estratigráficas y de la definición de unidades
litoestratigráficas, como las formaciones.
iii. Bioestratigrafía.- Que estudia el contenido, sucesión y distribución del registro
fósil en las rocas, en estrecha relación con la paleontología. De ella dependen
lasunidades bioestratigráficas.
iv. Cronoestratigrafía.- Se ocupa de la ordenación relativa de las rocas en el
tiempo y del establecimiento de unidades cronoestratigráficas. De la datación
absoluta de las mismas se ocupa la geocronometría, una rama de la
geocronología.
v. Magnetoestratigrafía.- Estudia la sucesión de los cambios en la orientación de
los polos magnéticos de la tierra (paleomagnetismo) y el establecimiento de una
escala paleomagnética.
vi. Quimioestratigrafía.- Se ocupa de la composición geoquímica de los
materiales sedimentarios de la corteza terrestre, así como del análisis de la
variación a lo largo del tiempo de la acumulación en las rocas de determinados
elementos, isótopos o compuestos químicos.
vii. Estratigrafía secuencial.- Que estudia las secuencias deposicionales y las
unidades tectosedimentarias, conjuntos de sedimentos agrupados con criterios
genéticos, sedimentológicos y tectónicos.
viii. Análisis de cuencas.- Es el estudio global de las cuencas sedimentarias,
integrando todos los datos sedimentológicos, estratigráficos, tectónicos,
petrográficos, etc. Es el objetivo último de los estudios estratigráficos y uno de
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los de mayor trascendencia económica por su aplicación en la prospección de
recursos naturales.
En base a las unidades bioestratigráficas, cronoestratigráficas y geocronométricas se
establecen las unidades geocronológicas, y su compendio integra la escala temporal
geológica, otro de los objetivos de la estratigrafía
4.2 Principios de la Estratigrafía
a) Principio del uniformismo o actualismo: Las leyes que rigen los procesos
geológicos han sido las mismas y producen los mismos efectos durante toda la
historia de la Tierra.
b) Principio de la sucesión de eventos: Todo acontecimiento que afecte a las
rocas es posterior a las mismas.
c) Principio de la superposición de estratos: Los niveles superiores serán más
recientes que los inferiores.
d) Principio de la horizontalidad original: Los estratos se depositan siempre de
forma horizontal o subhorizontal y permanecen horizontales si no actúa
ninguna fuerza sobre ellos.
e) Principio de la continuidad lateral: Un estrato tiene la misma edad a lo largo
de toda su extensión horizontal.
f) Principio de sucesión faunística: Los estratos que se depositaron en diferentes
épocas geológicas contienen distintos fósiles, debido a la naturaleza continua e
irreversible de la evolución biológica. De igual manera las capas que contienen
fósiles pertenecientes a los mismos taxones, aunque sean de diferente litología,
serán de la misma edad.
g) Principio del actualismo: Los fenómenos y procesos que están actuando hoy
en día son los mismos que han actuado durante los tiempos geológicos, y
producen los mismos efectos que produjeron en el pasado.
a) Principio de los fragmentos incluidos: Cuando en una roca se encuentran
fragmentos de otra roca, la roca de la que proceden los fragmentos es más
antigua que la que los contiene.
4.3 Términos Generales de la Estratigrafia
a) Estratificación es la disposición en capas, más o menos paralelas, de algunas
rocas sedimentarias, ígneas y metamórficas.
b) Estrato es cada una de las capas de que consta una formación de rocas
estratificadas.
c) Techo del estrato es su superficie superior.
d) Muro o base del estrato es su superficie inferior.
e) Potencia del estrato es el espesor comprendido entre el techo y el muro.
f) Secuencia estratigráfica es una sucesión de estratos.
g) Serie estratigráfica es una sucesión de estratos con continuidad en el tiempo y
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separada de otras series por una discontinuidad estratigráfica.
h) Laguna estratigráfica es la ausencia de materiales que puede ser tanto por
erosión como por la ausencia del registro de la sedimentación.
i) Dirección del estrato es el ángulo respecto al Norte magnético que forma la
recta definida por la intersección del estrato con la horizontal.
j) Buzamiento del estrato es el ángulo de abatimiento, respecto a la horizontal,
que forma el estrato, medido perpendicularmente a su dirección.
4.4 Principios básicos de la estratigrafía
5. AGUAS SUPERFICIALES – AGUAS CONTINENTALES
Las aguas continentales son las que se encuentran en el interior de los continentes.
Están constituidas por las aguas salvajes (aguas superficiales por saturación del
sustrato), los cursos de agua (ríos y torrentes), lagos, aguas que discurren bajo el
sustrato (aguas subterraneas), y glaciares (grandes masas de hielo en movimiento).
5.1 AGUAS SALVAJES
Las aguas salvajes o de arrollada, son aquellas que circulan por la superficie cuando
el sustrato se impermeabiliza o satura surgiendo a nivel del suelo. Con lluvias
moderadas estas aguas afloran en forma de pequeños hilos, los cuales se unen o
funden con otros adyacentes hasta formar diminutos cursos de agua en forma de
hileras denominadas arrollada difusa, los cuales arrastran en su desplazamiento las
partículas más pequeñas que encuentran a su paso.
Cuando las lluvias son copiosas, éstas tienden a buscar por gravedad el camino de
menor resistencia al avance, tales como desfiladeros, pendientes, cauces de ríos o
propios de la erosión, etc.
Si esas aguas se concentran en cauces más o menos estables, que han sido
favorecidos por la naturaleza de las superficies que invaden, tales como las
arcillosas o arenosas se les denomina arrollada concentrada. Estas precipitaciones
intensas pueden movilizar partículas muy variadas, desde simples arenas o gravas,
hasta grandes piedras y bloques.
Las aguas de arrollada concentrada siguen la línea de máxima pendiente, y en su
curso van recortando el terreno y encajándose en barrancos estrechos y profundos
denominados cárcavas. Son característicos de zonas carentes de vegetación.
El acarcavamiento sobre rocas arcillosas
o arenosas da como resultado la
formación de las denominadas
chimeneas de hadas o chimeneas de
erosión, o señoritas con sombrero.
Estas formas surgen porque el
acarcavamiento va erosionando las rocas,
permaneciendo las crestas elevadas y
aisladas por efecto de la protección
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contra la erosión que presentan algunos grandes bloques, con respecto a los
materiales que tienen debajo.
Los lapiaces y lenares, son paisajes típicos de la erosión por aguas de arrollada que
tienen lugar en rocas calizas y evaporitas
5.2 AGUAS FLUVIALES
La erosión por aguas fluviales es la llevada a cabo por los cursos de ríos y torrentes.
La energía cinética del agua, es decir, el efecto de la fuerza sobre su movimiento,
determina la intensidad de la erosión y depende de la energía potencial, o sea de la
energía del agua según la posición que ocupa, la cual se debe a la diferencia de
altura entre la zona donde discurre y el nivel de base, que generalmente es el mar.
La energía cinética no es uniforme a lo largo del curso del río y es mayor en el
tramo alto, de mayor pendiente, y menor en la desembocadura; ello determina una
erosión diferencial que modifica el perfil longitudinal del curso del río,
evolucionando hacia el denominado perfil de equilibrio, en el que cada punto del
mismo recibe por sedimentación la misma cantidad de materiales que pierde por
erosión. Los cambios de nivel de base (generalmente del mar), por efecto de las
transgresiones y regresiones marinas, determinan un nuevo perfil de equilibrio.
5.2.1 Ríos
Los ríos son cursos de agua que se mantienen fijos y constantes (en lo que se refiere
a su constancia fluvial), no así en cuanto a sus características físicas, que se
transforman por efecto de la erosión. Los ríos no poseen diferencias fundamentales
con los torrentes, salvo en que éstas son rápidas e impetuosas y existen en función
de las inclemencias pluviales, o sea, se diferencia de los ríos básicamente por su
periodicidad.
Tipos de ríos
Se distinguen varios tipos de ríos en función de su origen: Glaciar, nival y pluvial.
- El de tipo glaciar es aquel que recibe las aguas por efecto de la fusión del hielo
de los glaciares.
- El nival tiene similitudes con el glaciar en el sentido de recibir las aguas de la
fusión de las nieves, pero sólo en primavera y verano, procedente de las nieves que
han cuajado en el último invierno.
- El de tipo pluvial está formado por las lluvias de invierno principalmente. En
general los ríos suelen ser de tipo mixto, pues la mayoría reciben agua de sus
afluentes, los cuales pueden tener diferentes fuentes de alimentación.
Nivel de base
La parte más baja del curso de un río es el llamado nivel de base. En los ríos que
desembocan en el mar, éste es su nivel de base, mientras que para los afluentes es el
nivel del propio río en que desembocan. Si el río desemboca en un lago, entonces el
nivel de base es el de la propia masa de agua del lago.
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Cursos de un río
Existen tres zonas o tramos definidos en el recorrido de un río: curso alto, curso
medio y curso bajo, y cada uno de ellos manifiesta características fisiográficas y
erosivas diferentes.
En el curso alto predomina la erosión, lo que da lugar a característicos valles con
perfiles en forma de V excavados por el agua en el terreno, tales como hondos y
estrechos desfiladeros, hoces y gargantas. Las cascadas o cataratas se forman
cuando estos cauces rompen abruptamente el nivel de su curso. El curso medio
manifiesta suaves pendientes y un perfil transversal con formas más abiertas y
fondo plano; predomina el transporte de materiales.
En el curso alto de los ríos predomina la erosión, lo que da lugar a característicos
valles con perfiles en forma de V.
Finalmente, en el curso bajo predomina la sedimentación de los materiales
transportados, y formación de cursos sinuosos o divagantes, materializados en
forma de meandros; éstos son fruto del proceso de erosión en la orilla cóncava y de
sedimentación en la orilla convexa, y se manifiestan en las vastas llanuras aluviales
de los cursos bajos. Las sinuosidades de los meandros no permanecen estacionarias,
sino que tienden a derivar aguas abajo.
Cascadas o Cataratas
Las cascadas o cataratas se producen cuando el cauce del río rompe abruptamente
el nivel de su curso
La escasa pendiente del curso bajo de los ríos motiva que muchos de ellos sean
navegables en este punto. El perfil del valle del curso bajo es muy abierto y
presenta habitualmente terrazas fluviales, lecho de crecidas y otros fenómenos que
se dan en la desembocadura, como los deltas.
5.3 Torrentes
Una torrente es una corriente de agua, rápida e impetuosa, con bruscas variaciones
de caudal, y cuyo régimen de circulación depende de las aguas pluviales. Se le
puede considerar como ríos de montaña temporales. Debido a la pendiente del
terreno posee un fuerte declive, y discurre por lo general sobre materiales que van
erosionando intensamente la superficie terrestre, precisamente por la facilidad de
erosión de esas materias.
Un torrente completo, al igual que un arroyo, que es una corriente de agua de
caudal corto y casi continuo, consta de tres partes: a) Cuenca de recepción, b) Canal
de desagüe y c) Cono de deyección.
a) Cuenca de recepción
La cuenca de recepción es el curso superior, zona de recogida o punto de origen del
conjunto de arroyos que reúnen las aguas salvajes conduciéndolas hacia el canal de
desagüe. Presenta forma de embudo y en ella predomina la erosión sobre el
transporte y la sedimentación.
b) Canal de desagüe
El canal de desagüe es el curso medio, en él existe una fuerte pendiente y el agua se
mueve a gran velocidad transportando los materiales erosionados en la parte alta, lo
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que a su vez contribuye a arrancar y arrastrar nuevos materiales del canal. Debido a
la abrupta pendiente, el agua erosiona y se encaja, formando un cauce más o menos
estrecho dependiendo de las características de las rocas por donde discurra.
La abrupta pendiente del canal de desagüe provoca la erosión y encajonamiento del
cauce
c) Cono de deyección
El cono de deyección, también llamado abanico, es el curso bajo o inferior. En este
punto se allana la pendiente de forma brusca, disminuyendo la fuerza de las aguas y
depositándose los materiales arrastrados o transportados. Esto obliga al agua del
torrente a dividirse en diversos brazos, lo que forma el citado cono de deyección,
que presenta forma triangular abombada debido al depósito de los productos
transportados.
5.4 LAGOS
Los lagos son masas permanentes o temporales de agua (dulce o salada) que ocupan
las depresiones u oquedades de la corteza terrestre, y cuya superficie y profundidad
son variables.
Si ocupan grandes extensiones de terreno se definen como mares interiores. Al
ámbito de su cuenca se le denomina lacustre. Los lagos son alimentados por uno o
más ríos llamados inmisarios. Por su parte, el río por donde desagua se le llama
emisario. Si carece de emisario, entonces tanto al lago como a su cuenca se le
reconocen con el término endorreico.
Los lagos no suelen ser estructuras estables y por ello tienden a desaparecer.
Generalmente reciben alimentación de agua de las precipitaciones atmosféricas,
manantiales o afluentes. La pérdida de agua es debida a la evaporación y al río
emisario (desagüe); si la pérdida no está equilibrada con el agua que recibe
entonces el lago irá desapareciendo lentamente.
Según el origen de los lagos se clasifican en: tectónicos, glaciares y de barrera, de
erosión, volcánicos, de cuencas endorreicas.
a) Tectónicos
Son los lagos que rellenan las depresiones originadas por fallas y plegamientos, o
por los movimientos epirogénicos, es decir, por el lento movimiento tectónico de
ascenso o descenso de los bloques superficiales de la litosfera. Básicamente son
lagos formados por un movimiento del suelo que impide el libre curso de un río.
b) Glaciares y de barrera
Los lagos glaciares y de barrera se forman cuando las morrenas glaciares u otras
materias, como coladas volcánicas o desprendimientos de tierras, taponan los valles
y permiten la acumulación de las aguas e impiden su desagüe; o también cuando las
aguas ocupan el hueco erosionado por las masas glaciares.
c) De erosión
Los lagos de erosión se formaron por depresión durante los ciclos erosivos glaciares
de la Era cuaternaria. Las tierras cubiertas por las masas glaciales en esa era,
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manifiestan en la actualidad miles de formaciones erosionadas ocupadas ahora por
otros tantos lagos.
d) Volcánicos
Los lagos volcánicos se pueden dar tras la explosión del cráter de un volcán, el cual
forma una caldera volcánica o un hundimiento circular que puede ser inundado tras
la extinción de la erupción formando un lago. Si el cráter no posee fisuras que
puedan ser utilizadas como emisarios por el lago, o posee materiales de escasa
porosidad, entonces puede llegar a convertirse en un lago permanente si mantiene
un adecuada alimentación pluvial.
e) De cuencas endorreicas
Como se ha dicho anteriormente, los lagos de cuencas endorreicas son depresiones
en la corteza terrestre que no poseen salida hacia el mar. Contienen aguas
generalmente algo saladas, debido a la progresiva concentración de sales por efecto
de la evaporación.
f) Pelágicos
Los lagos pelágicos no son más que vestigios de antiguos mares.
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6. AGUAS SUBTERRANEAS
6.1 Hidrogeologia.- La hidrogeología es la parte de la geología que estudia las aguas
subterráneas.
Pertenece a la hidrología, o parte de las ciencias naturales que estudia las aguas
continentales.
6.1.1 Capacidad de infiltración
Las aguas subterráneas proceden, en gran parte de la infiltración de las
precipitaciones, pero también de los ríos, lagos y aguas marítimas costeras. De las
aguas pluviales, el resto que no se infiltra en el sustrato es evaporado a la atmósfera
o circula libremente por la superficie.
La infiltración depende de las características físicas de las rocas, por ejemplo las
que están partidas, fracturadas o fisuradas facilitan la existencia de canales de
comunicación para el agua; o la porosidad, que permite a los fluidos penetrar,
empapar y circular por su interior. La porosidad no es sinónimo de permeabilidad,
pues determinadas rocas como las arcillosas, aunque de gran porosidad, son por el
contrario prácticamente impermeables ya que no disponen de conductos que se
comuniquen. Precisamente, en función de la capacidad de las rocas para permitir la
infiltración en el sustrato, se distinguen rocas permeables e impermeables. Las
permeables son aquellas del tipo de las arenas, areniscas (granos de menos de 2
mm. de diámetro), rocas fisuradas y calizas diaclásticas (rocas rígidas fracturadas
por efecto de fuerzas laterales). Por su parte, las rocas impermeables son las del tipo
de las arcillas, pizarras y margas (rocas sedimentarias de aspecto similar a la caliza,
compuestas por arcillas y carbonato de calcio a partes iguales).
6.1.2 Niveles del subsuelo
En el subsuelo se distinguen dos zonas diferenciadas: la más profunda o zona
saturada, y la superior o zona de aireación, también llamada vadosa. A la
superficie que separa ambas zonas se le llama nivel freático o hidrostático. Este
nivel no es constante, y puede variar en función de los volúmenes de precipitación
y de drenaje del agua. Cuando el nivel freático se encuentra próximo a la superficie
se forman zonas pantanosas o encharcadas, mientras que si afloran a través de un
corte en el terreno da lugar a los manantiales.
La altura del nivel freático varía según la región de que se trate; mientras que en las
zonas lluviosas puede permanecer a pocos centímetros de la superficie, en los
desiertos se encuentran generalmente a gran profundidad, y sólo cuando existe un
desnivel muy acusado del terreno puede llegar a asomar a la superficie formando
los oasis.
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Cuando el nivel freático se aproxima a la superficie aflorando por un corte en el terreno da lugar a los manantiales
La infiltración del agua de lluvia en el sustrato se realiza por gravedad, y en el
interior se introduce por los huecos y canales de comunicación buscando la zona
más profunda. Cuando la alcanza, el agua no puede continuar porque los poros de
las rocas están saturados; parte de esta agua puede ascender de nuevo a la superficie
por capilaridad.
6.1.4 Evapotranspiración
En la zona de aireación también se da el fenómeno de la evapotranspiración.
Consiste en la pérdida de agua de un terreno mediante la evaporación del suelo, y la
transpiración mediante las raíces de las plantas que lo cubren. Depende de la
estructura del suelo, de su grado de humedad, de las condiciones atmosféricas
(humedad relativa, insolación, vientos, etc.) y de la abundancia y naturaleza de las
plantas. Suele expresarse en mm de altura, pero la estimación directa de la
evapotanspiración es difícil de precisar.
6.1.5 Pliegues anticlinales y sinclinales
Las características fisiológicas del sustrato pueden albergar pliegues llamados
anticlinales y sinclinales, en los cuales una capa permeable alterna con otras
impermeables. Los anticlinales son aquellos en el cual los estratos más modernos
envuelven a los más antiguos. Por su parte, los sinclinales están dispuestos
justamente en sentido opuesto, es decir, los estratos más antiguos envuelven a los
más modernos; sus flancos forman una U característica.
6.1.6 Acuíferos cautivos o confinados
Cuando una capa permeable está dispuesta entre dos capas impermeables
(constitución de pliegues anticlinales y sinclinales) y el agua impregna la capa
permeable, forma lo que se denomina acuífero cautivo o confinado.
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Generalmente, en estas condiciones
el agua está sujeta a una presión
considerable. Si por cualquier
circunstancia se crea una fisura en la
capa impermeable, entonces el agua
asciende rápidamente hasta el nivel
freático para equilibrar las
diferencias de presión (principio de
los vasos comunicantes).
Los pozos artesianos (en que el agua
brota superficialmente como un surtidor) son el resultado de perforar un acuífero
confinado cuyo nivel freático es superior al nivel del suelo. Por su parte, si la capa
permeable no encuentra límite más que en profundidad, entonces se denomina
acuífero libre.
6.1.7 Cuencas artesianas
Como se ha dicho, las aguas que brotan superficialmente como un surtidor
proceden de las cuencas artesianas, las cuales forman pozos artesianos que afloran a
través de fallas o dislocaciones de la corteza terrestre. Cuando estas fuentes son
termales (de agua caliente), se denominan caldas, termas o burgas (reciben una u
otra denominación dependiendo de los usos lingüísticos del lugar), y pueden brotar
con temperaturas medias de unos 50º C. (pueden superar los 80º C.).
6.1.8 Fuentes resurgentes o vauclusianas
Se denominan fuentes resurgentes a aquellos manantiales o corrientes de agua que
surgen potencialmente por reaparición de cursos de agua preexistentes, y que
fueron absorbidos por terrenos permeables o que se filtraron a través de fisuras o
rocas diaclásticas calizas.
6.1.9 Acción geológica de las aguas subterráneas
Cuando el agua penetra en las rocas calizas
a través de fisuras o grietas realiza una
acción erosiva, disolviendo las paredes
paulatinamente; dependiendo del caudal y
características del sustrato puede generar
por erosión auténticos canales subterráneos
por donde discurren libremente. Los
posteriores desprendimientos llegan a
formar grutas o cavernas.
Estas cuevas tienen como característica las
incrustaciones de carbonato cálcico, así
como las concreciones formadas por las
infiltraciones de sales calcáreas, silíceas, etc., que penden del techo (estalactitas), y
1.- Capas impermeables; 2.- capa permeable
(acuífero cautivo); 3.- pozos artesianos
Dependiendo del caudal y características del
sustrato, las aguas subterráneas pueden
generar por erosión auténticos canales
subterráneos por donde discurren libremente
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las formadas sobre el suelo en forma de columnas (estalagmitas) debido a las gotas
procedentes de las mismas infiltraciones que forman las estalactitas.
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7. DEFORMACION DE LA CORTEZA TERRESTRE.
7.1 TECTÓNICA DE PLACAS
Del griego tekton (constructor), la tectónica es la rama de la geología que estudia las
dislocaciones y deformaciones mecánicas de la corteza terrestre. Dentro de la
tectónica, la orogénesis, del griego oros (montaña) y génesis (nacimiento), estudia y
busca respuestas satisfactorias sobre el origen de las fuerzas que pliegan y fallan los
estratos de la corteza terrestre, y que han dado lugar a las cordilleras.
Existen varias teorías orogénicas, todas ellas englobables en verticalistas y
horizontalistas, las cuales intentan explicar la orogénesis mediante la acción de fuerzas
verticales y horizontales respectivamente. Por su parte, la tectogénesis, del latín tectu
(techo) y el griego génesis (nacimiento), estudia el conjunto de procesos orogénicos,
epirogénicos (movimientos de ascenso y descenso de los bloques de la litosfera) y
magnéticos, que modifican la estructura de la corteza terrestre y dan lugar a las
formaciones montañosas o cordilleras.
7.2 TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS
La teoría de la tectónica de placas fue formulada durante el último cuarto del siglo
XX, por diversos geólogos como Le Pinchon, Parker, KcKenzie, Tarling, etc. Esta
teoría establece que la llamada astenosfera se comporta como una especie de cinta
transportadora, sobre la cual se desplazan las placas de la litosfera.
La coincidencia en la formulación de esta teoría se materializó tras una serie de
mediciones geofísicas concluyentes, llevadas a cabo mediante propagación de ondas
sísmicas. Se observó que en una capa situada entre los 70 y 300 km. de profundidad,
las rocas reducían su rigidez debido a que se encontraban bajo temperaturas próximas
a las de fusión. Esta capa casi fundida (astenosfera) es la que realiza la función de
cinta transportadora de las rocas que se encuentran en la capa situada por encima, es
decir, la litosfera.
La litosfera está formada por la corteza terrestre (continental y oceánica) y una parte
del manto superior, que se sitúan por encima de la astenosfera. Ambas capas
constituyen una unidad rígida pero frágil que, al descansar sobre material plástico
sometido a las denominadas corrientes de convección, se fragmenta en las llamadas
placas litosféricas. Estas corrientes son las responsables del movimiento de las citadas
placas.
Las corrientes de convección son las responsables
del movimiento de las placas litosféricas
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Los bordes entre placas litosféricas pueden ser constructivos, destructivos y neutros o
pasivos.
Constructivos.- Cuando se produce en zonas de expansión que generan nueva
corteza oceánica, es decir, cuando la materia fundida asciende desde la astenosfera
para enfriarse posteriormente y formar la listosfera oceánica;
Destructivos.- Cuando la zona es de subducción o sumidero, es decir, cuando las
placas colisionan y una se introduce por debajo de la otra, sumergiéndose hasta el
manto y fundiéndose en él; y pasivos, cuando las placas se deslizan una con
respecto a la otra sin chocar entre sí ni separarse, es decir, sin crear ni destruir
litosfera debido a que los deslizamientos se producen lateralmente en la horizontal.
Ilustración de la "construcción" de litosfera mediante la separación de dos
placas: 1-Astenosfera, 2-Corteza continental, 3-Materia fundida, 4-Cuenca
oceánica
Las principales placas litosféricas son: Pacífica, norteamericana, sudamericana,
euroasiática, africana, indo-australiana y antártica. Otras placas de dimensiones más
reducidas son: La de Nazca (en el Pacífico Sur); Cocos (en la región pacífica de
América Central); Caribe (en la región atlántica de América Central); Filipinas (en el
Pacífico); y Arábiga (entre la Africana y la Euroasiática).
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7.2.1 Fuerzas y deformaciones
Las capas de rocas sedimentarias se encuentran
dispuestas en la horizontal por efecto de la
sucesiva acumulación de materiales a lo largo del
tiempo, formando lo que se denominan estratos o
capas estratificadas.
Estas capas superpuestas sufren modificaciones
respecto de su posición original (la horizontal),
deformándose y presentando formas inclinadas,
curvadas o fracturadas.
Cuando los materiales son afectados por fuerzas
deformadoras de forma tangencial se generan los
pliegues; si la fuerza es vertical se producen las
fallas.
7.3 TIPOS DE FUERZAS Y DEFORMACIONES
Las fuerzas actuantes sobre las rocas pueden ser: de compresión, en la cual las fuerzas
tienden a comprimir entre sí las partículas de los materiales rocosos, y por tanto a reducir
su volumen; y de tensión o tracción, en que las fuerzas tienden a separar las partículas
rocosas, estirando o alargando los materiales. Las fuerzas de presión, tensión y temperatura
a que se ven sometidas las rocas, les infieren deformaciones elásticas, plásticas y de
ruptura.
7.3.1 Deformación elástica La deformación elástica es aquella que sufre una roca por efecto de un esfuerzo
progresivo, y que se manifiesta mediante un cambio en la forma y volumen, pero que
retorna a su estado original cuando cesa la fuerza que la produjo.
7.3.2 Deformación plástica La deformación plástica es aquella que al incrementarse el esfuerzo y superar su
límite de elasticidad, mantendrá su deformación aunque cese la fuerza que la
produjo.
7.3.3 Deformación de ruptura Es aquella en la cual a rebasado el límite de plasticidad de una roca tras un esfuerzo
progresivo, el material cede y se produce una ruptura. Se denominan rocas frágiles o
competentes, a las que poseen un límite de plasticidad coincidente con el de ruptura.
Se denominan rocas dúctiles o incompetentes, a las que manifiestan una deformación
plástica. Estos conceptos pueden variar según las condiciones físicas, por ejemplo,
una roca puede ser frágil a bajas presiones o temperaturas, y ser dúctiles cuando éstas
son altas.
7.3.4 Deformaciones continuas y discontinuas Las rocas pueden sufrir deformaciones continuas o discontinuas. Si es continua (sin
sobrepasar el límite de ruptura) se deformará sin perder sus características unitarias,
lo que dará lugar a los llamados pliegues. Por su parte, si es discontinua (se
sobrepasa el límite de plasticidad), las rocas se rompen y resultan las llamadas fallas
Las capas de las rocas sedimentarias
están dispuestas en la horizontal
formando los denominados estratos o
capas estratificadas
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y diaclasas.
7.4 Pliegues
Los pliegues son Inflexiones o dislocaciones (ondulaciones) más o menos bruscas, que
forman las capas sedimentarias al ser
modificadas en su posición natural (la
horizontal) por los agentes orogénicos.
Estos agentes o fuerzas generan deformaciones
plásticas y continuas tridimensionales, y por
esta razón también se le llaman cuerpos
geológicos. Los pliegues suelen ser más
habituales en rocas sedimentarias plásticas,
como las volcánicas, y también metamórficas.
7.4.1 Partes de un pliegue
Charnela.- La charnela es la línea que une los puntos de máxima o mínima altura
en cada capa, es decir, de máxima curvatura del pliegue, donde los estratos cambian
el buzamiento. Un pliegue puede tener más de una charnela o ninguna, ejemplo de
este último caso se presenta cuando el pliegue es un semicírculo.
Plano axial.- El plano axial es aquel que une las charnelas de todas las capas de un
pliegue, es decir, el que divide al pliegue tan simétricamente como sea posible.
Eje axial.- El eje axial es la línea que forma la intersección del plano axial con la
charnela.
Flanco.- Los flancos son los planos inclinados que forman las capas, o sea los
laterales del pliegue situados a uno y otro lado de la charnela. Se dice que un
pliegue es simétrico cuando posee los flancos iguales e igualmente inclinados; y
asimétricos cuando tiene sus planos desiguales.
Cresta.- La cresta es la línea que une los puntos más altos de un pliegue.
Valle.- El valle es la línea que une los puntos más bajos de un pliegue.
Núcleo.- El núcleo es la parte más interna de un pliegue.
Dirección.- La dirección es el ángulo que la línea de intersección del estrato forma
con el plano horizontal, tomado con respecto al polo Norte magnético.
Buzamiento.- El buzamiento (o inclinación) es el ángulo que forma el plano del
estrato con la horizontal.
Ángulo de vergencia.- El ángulo de vergencia es aquel que forma el plano axial
con la horizontal. Indica el sentido en que se inclina el plano axial.
Los agentes orogénicos actúan sobre las capas sedimentarias modificando su posición natural (la horizontal)
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7.4.2 Formas de los pliegues
Anticlinales.- Son aquellos en el cual los estratos más modernos envuelven a los más
antiguos (es opuesto a sinclinal). Presentan la parte convexa hacia arriba, con aspecto
de bóveda. Los flancos se inclinan en sentido divergente. Los extractos más antiguos
se sitúan en el núcleo.
Sinclinales.- Son aquellos en el cual los estratos más antiguos envuelven a los más
modernos. Sus flancos forman una U característica. Tienen la convexidad hacia abajo
(hacia el interior de la tierra), con forma de cuenca o cubeta. Los flancos se inclinan
en sentido convergente. Los extractos más jóvenes se sitúan en el núcleo.
Antiforma y sinforma.- Cuando se desconoce la edad de los estratos que forman los
pliegues, se denomina antiforma al pliegue convexo hacia arriba; y sinforma al
pliegue convexo hacia abajo.
7.4.3 Tipos de pliegues
Rectos.- Son pliegues rectos cuando el plano axial es vertical, es decir, cuando forma
un ángulo de 90º con la horizontal. Se forman pliegues simétricos por efecto de dos
fuerzas iguales y opuestas.
Por efecto de dos fuerzas iguales y opuestas (1 y 2), se forman pliegues rectos y simétricos. Dos de ellos anticlinales (las crestas) y el otro sinclinal (el valle)
Inclinados.- Son pliegues inclinados cuando el ángulo formado por el plano axial
con la horizontal es mayor de 45º.
Tumbados.- Son pliegues tumbados cuando uno de los flancos se apoya sobre la
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parte superior del siguiente pliegue. El ángulo formado por el plano axial con la
horizontal es menor de 45º.
Por efecto de las fuerzas 1 y 2, se forman pliegues asimétricos, A: inclinado y B: tumbado
Acostados o recumbentes.- Son pliegues acostados o recumbentes cuando el plano
axial y los flancos son horizontales.
En abanico.- Son pliegues en abanico cuando poseen dos planos axiales cuyas
inclinaciones se oponen.
7.4.4 Otros tipos de Pliegues
De perfil transversal normal.- Los pliegues de perfil transversal normal son aquellos
en que los flancos se separan desde la charnela.
Isoclinales.- Se denominan isoclinales cuando los pliegues son igualmente
inclinados y en la misma dirección, es decir, los flancos del pliegue son paralelos.
Monoclinales o pliegue en rodilla.- Son aquellos pliegues cuyas capas presentan el
mismo buzamiento y dirección, es decir, cuando tienen un solo flanco.
En acordeón.- Se denominan así a los pliegues cuya charnela es angular.
En cofre y artesa.- Son los pliegues cuya harnela es recta y forma ángulos
aproximados de 90º.
Disarmónicos.- Son aquellos pliegues cuyas capas poseen distinta plasticidad, dando
lugar a comportamientos diferentes y estructuras complejas.
De arrastre.- Son aquellos pliegues cuyas capas de mayor plasticidad se pliegan de
forma independiente a las demás, dando lugar a pliegues más pequeños.
Diapíricos.- Son pliegues cuyas columnas de rocas plásticas, como las evaporitas,
parten del sustrato profundo y por su movilidad rompen y atraviesan las capas
suprayacentes, ascendiendo en forma de intrusión y alcanzando o no la superficie. Se
origina por el proceso denominado halocinesis.
De falla.- Se denominan así cuando además del pliegue se produce una rotura en las
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capas, con desplazamiento de las partes.
Cuando las deformaciones de las rocas rebasan los límites de plasticidad, es decir,
cuando debido a la rigidez o fragilidad de las rocas y a un esfuerzo progresivo
sobrepasan su límite de ruptura, el material cede y se producen fracturas.
Estas fracturas pueden ser de dos tipos: diaclasas y fallas.
7.5 DIACLASAS
Las diaclasas son pequeñas fisuras o grietas que
se producen en las rocas rígidas de la corteza
terrestre por efecto de fuerzas laterales. En este
tipo de fracturas no existe desplazamiento de
los bloques resultantes, en caso contrario
estaríamos en presencia de una falla.
7.6 FALLAS
Las fallas, son fracturas o dislocaciones que se producen en las rocas de la corteza
terrestre, pero a diferencia de aquéllas existe desplazamiento de los bloques resultantes
de la fracturación. Este movimiento puede producirse en cualquier dirección, sea
vertical, horizontal o una combinación de ambas.
En las fallas, a diferencia de las diaclasas, existe desplazamiento de los bloques resultantes de la fracturación
Las diaclasas son fracturas que se producen por efecto de fuerzas laterales pero que, al contrario que en las fallas, no sufren desplazamiento de los bloques resultantes
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7.6.1 Elementos de una falla
Los elementos de una falla son: el plano de falla, labios de falla y salto de falla.
Plano de falla
El plano de falla es la superficie de ruptura y desplazamiento, es decir, la superficie
sobre la que se ha producido el movimiento, sea horizontal, vertical u oblicua. Si las
fracturas son frágiles (competentes), por efecto de la abrasión presentan unas
superficies lisas y pulidas denominadas espejo de falla, que ocasionalmente muestran
estrías indicativas de la dirección hacia donde se produjo el desplazamiento de los
bloques. Durante el desplazamiento de las rocas fracturadas se pueden desprender
fragmentos de diferentes tamaños; cuando han sufrido un intenso metamorfismo y
fragmentación de sus minerales (restos de rocas muy triturados) se denominan
milonitas; si los fragmentos son mayores reciben el nombre de brechas de falla.
Labios de falla
Los labios de falla son los dos bordes o bloques que se han desplazado. Cuando se
produce un desplazamiento vertical, los bordes reciben los nombres de labio hundido
(o interior) y labio elevado (o superior), dependiendo de la ubicación de cada uno de
ellos con respecto a la horizontal relativa.
Salto de falla
El salto de falla es el espacio o distancia vertical existente entre dos estratos que
originalmente formaban una unidad, medida entre los bordes del bloque elevado y el
hundido. Esta distancia puede ser de tan sólo unos pocos milímetros (cuando se
produce la ruptura), hasta varios kilómetros; éste último caso suele ser resultado de
un largo proceso geológico en el tiempo.
7.6.2 Clases de fallas
Las fallas pueden ser:
Normales o gravitacionales
Inversas
De dirección o desgarre
De tijera o rotación
Las fallas, a su vez, pueden presentar formaciones en:
Macizos tectónicos (horst)
Fosas tectónicas o de hundimiento (rift)
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Normales o gravitacionales
Son fallas que se producen por distensión. El resultado es un
estiramiento o alargamiento de los materiales, al desplazarse
el labio hundido por efecto de la fuerza de la gravedad
(buzamiento del plano de falla hacia el labio hundido).
Inversas
Son fallas que se producen por compresión (efecto contrario
al de una falla normal). El resultado es un acortamiento de
los materiales por buzamiento del plano de falla hacia el
labio elevado. Puede ocurrir que el plano de falla sea muy
inclinado, en cuyo caso se originaría un cabalgamiento, es
decir, que los estratos más antiguos solaparían a los más
modernos (quedarían por encima).
Recta o de dirección
Las fallas rectas o de dirección, también llamadas de
desgarre o cizalla, son las que tienen lugar por efecto de
un desplazamiento horizontal. Ejemplo especial de este
tipo de fallas son aquellas transformadoras que desplazan
a las dorsales oceánicas.
De rotación o tijera
Las fallas de rotación o de tijera se forman por efecto del
basculado de los bloques sobre el plano de falla (un
bloque presenta movimiento de rotación con respecto al
otro). Mientras que una parte del plano de falla aparenta
una falla normal, en la otra parece una falla inversa.
Horst o Macizo tectónico
Los macizos tectónicos o horst, son bloques elevados
limitados por declives o escarpes de fallas (masas
hundidas).
Graven, Fosa tectónica o rift
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En una fosa tectónica o rift, también llamada de hundimiento, los bloques se
encuentran hundidos en una disposición progresiva.
7.7 DEFORMACIONES MIXTAS
Las deformaciones mixtas se dan cuando se combinan pliegues y fallas.
Ejemplos:
Escamas tectónicas
Las escamas tectónicas no son más que pliegues en los cuales predominan las
fracturas. Se denominan así por su semejanza con la disposición de las escamas de
los peces.
Mantos de corrimiento
Los mantos de corrimiento son pliegues-falla (pliegues tumbados), en los cuales se
producen cabalgamientos cuyo desplazamiento alcanza varios kilómetros de
longitud. En este tipo de pliegues, los materiales que se desplazan (los superiores)
se alejan de su origen, por eso se le llaman alóctonos; los que permanecen en su
posición original (los inferiores) se denominan autóctonos.
Cuando los materiales alóctonos son erosionados, su ruptura pueden provocar que
afloren los autóctonos, esta manifestación recibe el nombre de ventana tectónica.
Así mismo, los materiales alóctonos podrían quedar aislados sobre los autóctonos
por efecto de la erosión del manto de corrimiento, en lo que se denomina klippe.
7.7.1 Estilos Tectónicos
Las diferentes estructuras de fallas, pliegues, fracturas, cabalgamientos, etc.,
caracterizan y diferencian las cadenas montañosas entre sí. Ejemplo de los estilos
tectónicos más destacados:
Germánico
En el estilo germánico predominan las fracturas y ausencia de pliegues. Los
materiales tectónicos de base son afectados tanto por fuerzas de compresión como
de distensión, lo que da lugar a fallas inversas, escamas tectónicas, y fosas y
macizos tectónicos.
Jurásico
En el estilo jurásico (de la Jura -Francia-) predominan la sucesión de pliegues
rectos y simétricos, asociados a fallas de la misma dirección. Aunque las cumbres
suelen corresponder habitualmente con los anticlinales, y los valles con los
sinclinales, sucede que en algunas ocasiones se presenta el efecto contrario por
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causa de la erosión, mostrando un relieve invertido.
Alpino
En el estilo alpino (de los Alpes), predominan los pliegues-falla, con series de
estratos invertidos y mantos de corrimiento con cabalgamientos de grandes
desplazamientos.
Estilo alpino
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8. PLANOS Y PERFILES GEOLOGICOS.
Un perfil geológico es la reconstrucción en profundidad de la estructura geológica de
una zona. Un perfil o corte geológico puede definirse como una sección vertical o
perfil interpretativo de la geología superficial, para cuya realización se utilizan los
datos obtenidos en el terreno.
8.1 Símbolos Geológicos Los símbolos empleados en el mapa se reflejan en la LEYENDA ‰Colores o tramas ‰Líneas de contactos ‰Símbolos estructurales ‰Símbolos geomorfológicos ‰Cronología, etc.
8.1.1 Colores o tramas Cada color indica una unidad
litológica o conjunto de rocas, que tiene una edad
determinada, aceptada internacionalmente y fácilmente
reconocible en el campo o en foto aérea. Las tramas indican
el tipo litológico Las litologías y edades se expresan también
con números y letras
8.1.2 Líneas de contactos Indican la posición del plano de unión entre distintas
unidades, mediante unas líneas negras de diferente grosor y forma. Los contactos
separan unidades litológicas sucesivas o diferentes
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En los mapas geológicos se muestran los siguientes elementos que ayudan a
interpretarlos: Esquema Regional, ‰Esquema Geológico, ‰Esquema Morfoestructural,
Esquema Tectónico.
MAPA ESTRUCTURAL MOQUEGUA
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MAPA GEOLOGICO MOQUEGUA
MAPA GEOMORFOLOGICO MOQUEGUA
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Las leyendas son las explicaciones a los planos y mapas: Leyenda con cronología, Columnas estratigráficas, Cortes geológicos
8.2 Metodología de
MAPA SATELITAL BASE MOQUEGUA
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construcción de perfiles
Para el trabajo específico a desarrollar sobre cada uno de los mapas se deben
seguir ciertas pautas que se señalan:
□ En primer lugar, estudiar detalladamente el mapa geológico objeto del
problema. Buscar las direcciones de capa y analizar su espaciado,
paralelismo, divergencia/convergencia entre las mismas, etc. Es importante
que, antes de proceder a las siguientes etapas de resolución del mapa.
□ En segundo lugar, completar el mapa geológico con la simbología geológica
más adecuada a cada problema. Para el cometido existen una serie de
símbolos elementales, adecuados para describir la orientación de distintos
tipos de planos y líneas (rumbo, dirección de buzamiento, inmersión, etc.).
Por otro lado, también es preciso conocer la simbología correspondiente a los
diversos tipos de contactos litológicos (relaciones de concordancia,
discordancia o intrusión) o tectónico (fallas y sus tipos, movimiento relativo
de bloques alrededor de fallas, plegamiento, etc.).
□ En tercer lugar, realizar cortes geológicos representativos de la zona
cartografiada. Es posible que, en algunas ocasiones, los cortes geológicos a
realizar estén indicados sobre el propio mapa. No obstante, en la mayoría de
los casos, será necesario seleccionar las direcciones de corte más
convenientes de acuerdo al siguiente criterio: el mejor corte es aquél que nos
muestra la máxima información geológica de la zona cartografiada. Por ello,
se debe realizar más de un corte geológico en cada mapa. Como norma
general, los cortes geológicos perpendiculares a las estructuras geológicas son
los más informativos. Las secciones geológicas (o cortes) deben ser
orientadas, tanto en los extremos de la propia sección como en el mapa a
partir del cual se realizan.
□ En cuarto lugar, elaborar la historia geológica de la zona cartografiada. Ella
deberá ser sintética y enunciada de forma ordenada. En la misma deberá
quedar recogido todo aquello que pueda ser deducido de manera objetiva a
partir de la observación y análisis de la totalidad del mapa geológico
suministrado.
La historia geológica abarca todo el mapa y no sólo los cortes geológicos.
Para enunciar la síntesis geológica, la forma más correcta es a través de ítems
(puntos), es decir, mediante frases escuetas que describan adecuadamente
cada uno de los eventos geológicos, desde el más antiguo hasta el más
moderno (o viceversa).
La historia geológica debe acompañarse de una pequeña columna estratigráfica
en la que refleje la disposición de los materiales.
La presencia de una red de drenaje constituye, a menudo, una valiosa información
pueden ser indicaciones relativas a elevaciones topográficas (cerros, montañas,
etc.).
Otro aspecto en éste tipo de mapas es que, si no disponemos de curvas de nivel, no
podemos obtener direcciones de capa. Así, la información simbólica referida a
direcciones de capa y buzamientos de estratos que suele acompañar a los mapas
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geológicos deberá ser trasladada a los cortes de forma aproximada.
Vale la pena recordar que existen criterios simples (el de la ‘V' es un ejemplo) que
pueden ser aplicables a éste tipo de mapa y nos ayudarán a identificar hacia donde
buzan las capas, en ausencia de otras indicaciones.
8.3 Contactos Geológicos
Muchas de las formaciones geológicas representadas en los mapas son de
naturaleza sedimentaria. En algunos casos se trata de mapas litoestratigráficos
(diferenciación de unidades geológicas de acuerdo a las diferentes litologías)
mientras que otros son mapas cronoestratigráficos (agrupación de unidades
geológicas de acuerdo a su edad, sin tener en cuenta los tipos de roca). En
formaciones sedimentarias y metamórficas derivadas de rocas sedimentarias, el
rasgo más característico de los contactos entre formaciones geológicas son las
líneas que separan estratos. En un corte geológico la separación entre unidades
geológicas (ya sean por edad o por litología) deberéis realizarla con un trazo
grueso. Además, mejoraréis la visualización del corte si acompañáis a las
divisiones principales de una serie de líneas paralelas a aquellas ejecutadas con un
trazo más fino.
Bloque diagrama donde se resumen los principales tipos de contacto geológico. Fuente: Martínez Álvarez, J.A. (1989) Cartografía Geológica; Ed. Paraninfo; 477 pp.
Estratos (ya sean de rocas metamórficas o sedimentarias) deben representarse, en
general, mediante líneas paralelas con potencia (espesor) constante.
Las formaciones de origen volcánico se representarán, en general, como estratos. Sin embargo, debéis recordar que muchas formaciones volcánicas (coladas de lava,
depósitos piroclásticos, etc.) son discordantes sobre las formaciones infrayacentes (las que se encuentran por debajo).
Díques de rocas intrusivas (lamprófidos, pórfidos, aplitas, etc.) se indicarán en los
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cortes, en general, mediante contactos secantes respecto de las formaciones
geológicas que los encajan y sus hastiales (paredes) serán sub- paralelas. Son
estructuras desarrolladas a favor de fracturas, también existen diversos tipos de
formaciones
Subvolcánicas, las cuales, aun sin haber extruído (salir a la superficie), pueden
haber desarrollado morfologías estratiformes, quizás alimentadas por una chimenea
en forma de dique. Tal es el caso de algunos mapas en los que aparecen, por
ejemplo, doleritas.
Macizos ígneos (batolitos, etc.) presentan planos de contacto extremadamente
irregulares lo que hace imposible identificar su traza en profundidad, a través de la
mera observación de su relación con la topografía superficial. En esos casos será de
utilidad la información procedente de sondeos si es que se dispone de ella. Por las
razones expuestas, los contactos de macizos ígneos se dibujarán de manera
irregular, siempre respetando el sentido común, en términos geológicos.
Principales tipos de discordancia entre formaciones geológicas. a) Discordancia angular; b) disconformidad; c) paraconformidad o hiato sedimentario; d) discordancia heterolítitca o no- concordancia.
Fuente: Ragan, D.M. (1973) Structural Geology. An introduction to Geometrical Techniques, 2a Ed.; John Wiley & Sons, 208 pp.
Los símbolos no indican necesariamente la posición de los contactos entre
formaciones geológicas en el subsuelo. Ello es así, en particular, en el caso de
aquellas basculadas que han sido recubiertas (discordantemente) por otros
materiales más modernos.
Símbolos frecuentemente empleados para indicar distintos tipos de
contacto en mapas Geológicos
8.4 Cortes Geológicos
Los cortes geológicos constituyen un lenguaje que debe ser empleado con propiedad y
claridad. Cada uno de los trazos debe ser interpretado de manera unívoca (los cortes
geológicos son, en parte, interpretativos) motivo por el cual, no debe haber
incertidumbres en los mismos. De igual forma, han de ser internamente coherentes, es
decir, no deben manifestar incongruencias dentro del mismo corte ni con el resto de
cortes que pertenezcan al mismo mapa.
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8.5 Mapas Geológicos y Topografía
Los mapas geológicos no son otra cosa que modelos a escala reducida de la realidad.
La elaboración de los mapas geológicos pasa por una serie de operaciones que
incluyen la proyección de los aspectos tridimensionales a fin de conseguir una
representación plana, la cual encontramos impresa sobre el papel.
Los mapas geológicos se construyen empleando un lenguaje gráfico y unas reglas. En
el lenguaje oral y en el escrito empleamos combinaciones de letras (alfabeto), palabras
(vocabulario), símbolos de puntuación (ortografía) y una serie de reglas de
combinación (gramática). Igual sucede con el lenguaje matemático o con cualquier
lenguaje de programación de bajo nivel (fortran, c, pascal, etc.). En el caso de los
mapas geológicos, el alfabeto está constituido por una serie de símbolos
convencionales.
El vocabulario está constituido por los distintos elementos geológicos (estratos,
formaciones, cabalgamientos, fallas, pliegues, etc.). De su adecuada lectura es posible
extraer la historia geológica de, al menos, una parte de la Tierra.
8.6 Mapa Geológico
Un mapa geológico es la representación, sobre un mapa topográfico, de los diferentes
tipos de unidades geológicas que afloran en la superficie terrestre así como de sus
respectivos contactos. Para distinguir las rocas se emplean diferentes tonalidades de
colores. En un mapa geológico se reflejan también las estructuras tectónicas (pliegues,
fallas, etc.), los yacimientos de fósiles, aspectos hidrogeológicos (fuentes, red de
drenaje, etc.), recursos minerales, etc.
La elaboración de mapas geológicos requiere detallados reconocimientos del terreno.
Los mapas geológicos, de acuerdo con la finalidad de la investigación, pueden ser
elaborados con diferentes criterios:
Mejorar el conocimiento geológico general de una región (mapa geológico), distinguir
tipos litológicos (mapas litoestratigráficos), agrupar formaciones geológicas por
edades (mapas cronoestratigráficos), poner en evidencia zonas con un elevado riesgo
geológico (mapas de riesgo), racionalizar el uso y explotación de los suelos (mapas de
ordenación del territorio), etc.
Al final de los trabajos de campo, el mapa resultante no es otra cosa que una serie de
manchas.
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Arriba a la izquierda, ejemplo de mapa cronoestratigráfico y definición de unidades geocronológicas (unidades A (1a 3), B (4) y C Arriba a la derecha, ejemplo de mapa litoestratigráfico y distinción de litologías, facies, etc. Abajo, ejemplo de mapa tectono-estructural. Fuente: Martínez Álvarez, J.A. (1989) Cartografía Geológica; Ed. Paraninfo; 477 pp.
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Tipos de cartografía geológica convencional. Fuente: Martínez Álvarez, J.A. (1989) Cartografía Geológica; Ed. Paraninfo; 477 pp.
8.6.1 Elaboración de Mapa Geológico
Si una región determinada está caracterizada por la presencia de pliegues, en la interpretación geológica, se debe considerar los pliegues en la interpretación.
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8.6.2 Elaboración de Corte Geológico
En primer lugar, debe construirse el perfil topográfico de la sección vertical que
sea de interés. Para ello, se utilizará la información topográfica presente en el
mapa. A continuación, se trasladarán al perfil topográfico los puntos de contacto
entre formaciones geológicas y demás características geológicas reseñables
(discordancias, fallas, etc.). Dichos puntos están en el mapa y, por tanto, en el
corte habrán de estar sobre el perfil topográfico. La información relativa a los
contactos en profundidad se obtendrá mediante el empleo de líneas de capa
auxiliares, tal y como se describirá más adelante.
Una buena técnica para construir el perfil topográfico se muestra en la figura. Se
basa en el empleo de una tira de papel auxiliar sobre la que localizaremos la
Curvas de nivel y proyección de éstas sobre un mapa topográfico.
Mapa geológico simplificado y corte geológico realizado en el extremo inferior del mismo. Fuente: U.S. Geological Survey, modificado
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intersección de cada curva de nivel, sí como otros datos morfológicos importantes
(el fondo de un valle, la posición de una cresta, etc.). Dicha técnica hará fácil el
mantener la escala horizontal del mapa y facilitará la traslación de esa
información a la hoja en la que efectuemos el corte geológico o desarrollemos
cualquier otra operación.
Observar que el aumento de escala vertical incrementa la pendiente (buzamiento) de las
capas, cuando estas están inclinadas. Por otro lado, se produce también un notable
aumento de potencia, tanto más exagerado cuanto menor pendiente tengan las capas.
Ello puede conducir a situaciones que, si bien correctas desde un punto de vista
meramente geométrico, son absurdas desde el punto de vista geológico. Pero con fines
de interpretación visual son una alternativa.
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8.6.3 Orientación de Planos y Líneas en Geología
□ Orientación.- Disposición de un plano o línea estructural en el espacio, por lo
general relacionado con una dirección geográfica horizontal, como por ejemplo el
norte geográfico o el norte magnético.
□ Dirección de Capa, Rumbo (‘Strike’). Línea resultado de la intersección de un
plano horizontal ideal y un plano geológico inclinado. Dicha línea de intersección
pertenecerá, por tanto, a los dos planos y su orientación se dará por el ángulo
horizontal que forma respecto del norte geográfico. Obviamente, un plano
horizontal no tiene dirección de capa.
Búsqueda de direcciones de capa para un plano geológico con la ayuda de curvas de nivel topográficas.
1) Superficie del terreno; 2) Cresta montañosa; 3) y 4) Plano geológico bajo la superficie del terreno; 5) Valle; 6) Curvas de nivel.
A B
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Además de la notación indicada, que será la que empleemos en el presente texto,
existen otras formas de notación cuyo uso es también frecuente. Por ejemplo:
a) 110, 25S: la dirección de capa es 110° medida a partir del norte en sentido
dextrógiro, el ángulo de buzamiento es de 25° en el sentido sur.
b) N70W, 25S: la dirección es 070° hacia el oeste desde norte (es decir, en sentido
antihorario o levógiro) mientras que el buzamiento es de 25° hacia el sur.
Observar que en esta notación es preciso indicar el sentido hacia el que, a partir
del norte, hemos de medir la dirección del plano.
c) 25, S20W: la dirección de buzamiento tiene un rumbo de 20° hacia el oeste
contando desde el sur, mientras que el buzamiento es de 25° es esa misma
dirección.
d) 25, 200: la dirección de buzamiento tiene un rumbo de 200° medida desde el
norte en el sentido horario, mientras que el buzamiento es de 25° en esta
dirección.
Significado de la dirección de capa (o rumbo), sentido de buzamiento y ángulo de buzamiento en un afloramiento. Notar la relación existente entre la horizontal, el plano geológico problema y la dirección de
capa.
(a) (b)
Medida de la orientación de un plano geológico con la ayuda de una brújula y un clinómetro
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Por ejemplo el plano que apreciamos parece estar por encima de la propia superficie del
terreno. Ello es admisible en la etapa de perfilado del corte pero, una vez finalizado, se
debe corregir todas las incongruencias de la sección final.
Aplicación de la regla de la V a una serie plegada. Observar la inflexión de la traza de las capas al atravesar el cauce de un río.
A la izquierda vista en planta (mapa). A la derecha, sección vertical (corte geológico).
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9. ACCION GEOLOGICA DEL MAR, ACCCION GEOLOGIACA DEL
VIENTO.(GEODINAMICA EXTERNA.
9.1 ROSION MARINA
La erosión marina es la acción geológica del mar sobre las rocas litorales. Se
definen las acciones geológicas marinas como "destructoras" cuando erosionan y
disgregan los materiales de la costa; o "constructora" cuando los materiales
producto de la erosión son transportados y acumulados.
El modelado de la costa, es decir, la forma de relieve creada por la erosión,
transporte y deposición de los materiales sobre las masas litorales, está
condicionado por tres factores: fuerza de las olas, constitución litológica (de las
formaciones rocosas) y estructura de los materiales.
9.1.1 Olas, mareas y corrientes de marea La erosión marina es una acción realizada principalmente por el movimiento
de las olas, cuyo origen se encuentra en la energía cinética del viento. La
erosión que ejercen las olas es debida al choque de las aguas contra las rocas
costeras, así como por la abrasión que el agua imprime a las rocas cuando
transporta o arrastra materias o fragmentos, que pueden provenir de la
meteorización terrestre y posterior arrastre al medio marino, o de las rocas
erosionadas.
Otra actividad erosiva,
aunque menos importante,
es la que llevan a cabo las
mareas por sí mismas
(movimiento de subida o
bajada del nivel de las
aguas), sin embargo tienen
gran influencia en la
capacidad de erosión de las
olas, pues los cambios
periódicos del nivel del
mar aumentan el campo o
superficie de actuación del
oleaje.
Una influencia indirecta de las mareas, pero fundamental, es la denominada
corriente de marea, consistente en el movimiento de agua en sentido
horizontal producido por el ascenso y descenso regular de la marea; la
corriente de marea es la principal responsable del transporte de sedimentos en
las plataformas continentales, estuarios y costas poco profundas.
La erosión marina se desarrolla principalmente por el movimiento de las olas, cuyo origen se encuentra en la energía cinética del viento
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9.1.2 Formas del medio litoral
a) Acantilado.- Las costas formadas por rocas de pronunciada pendiente,
conforman el perfil de los acantilados. En
estas formaciones, el agua choca y penetra
en las rocas previamente fisuradas o
agrietadas, comprimiendo el aire que se
encuentra en su interior. Cuando el agua se
retira da lugar a una expansión del aire
comprimido, que terminará produciendo
roturas de las masas rocosas.
Como efecto añadido, la erosión o desgaste
que la gravas, arenas, areniscas y fragmentos
de otras rocas que las aguas llevan en
suspensión, golpean contra el acantilado y
producen socavaciones.
b) Plataforma litoral o plataforma de abrasión.- La acción erosiva constante
sobre la parte baja del acantilado, avanzará hasta un límite en el cual el peso
de la parte alta y la falta de apoyo en
la baja no podrá ser soportada,
derrumbándose y formándose en su
base una superficie más o menos
plana denominada plataforma
litoral, plataforma de abrasión o
terraza, que generalmente puede
observarse cuando baja la marea. La
plataforma litoral y el acantilado,
son precisamente las formas erosivas
más características en el medio
litoral. El efecto evidente de estas
actividades erosivas es el retroceso
del acantilado.
c) Bufaderos o sopladeros.- Las líneas de fracturas (diaclasas) de las rocas
calizas costeras, forman abitualmente canalizaciones que se comunican desde
la parte alta del acantilado con las cuevas horadadas en la parte baja, allí
donde las olas mantienen su mayor actividad erosiva. De esta forma se
generan los llamados bufaderos o sopladeros, característicos por el sonido de
silbido emitido por la salida del aire comprimido cuando el oleaje pone las
cuevas en comunicación.
d) Erosión diferencial.- Cuando las rocas litorales están formadas por estratos
sedimentarios alternados entre duros y blandos, se manifiesta una erosión
diferencial, es decir, las rocas blandas son erosionadas en mayor medida que
las duras, produciendo entrantes costeros como calas y ensenadas. Cuando la
erosión se manifiesta solamente sobre estratos duros, la geografia del
acantilado muestra salientes, pilares de paredes escarpadas y escollos o rocas
horadadas.
e) Farallones.- Cuando la erosión diferencial sobre la línea de costa es muy
intensa, pueden llegar a formarse cuevas en las partes más blandas de un
El acantilado y la plataforma litoral son las formas erosivas más características en el medio litoral
La plataforma litoral es consecuencia del derrumbe de las partes altas del acantilado, tras la erosión continuada de las partes bajas
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acantilado. Los arcos o puentes que forman estas cuevas horadadas en las
paredes terminarán finalmente por desprenderse, dando lugar a los
denominados farallones, chimeneas o skerries,. Estos promontorios o
salientes quedan aislados y sujetos a una erosión progresiva, lo que terminará
por reducirlos a simples arrecifes.
Los farallones son promontorios resultantes de la erosión diferencial
en las partes blandas de un acantilado
9.1.3 Accidentes Costeros de Acumulación El producto de la acumulación de los depósitos costeros generan formas de
relieve llamados de acumulación. Las más significativas son:
Playas,
Flechas o barreras litorales,
Dunas costeras y
Zonas intermareales.
Otras formas de relieve también son:
Los tómbolos,
Deltas y
Albuferas.
Estos se forman al ser arrastradas por las olas y corrientes, las arenas y
sedimentos finos que aportan los ríos y las propias olas en su acción erosiva, y
que posteriormente son depositados en otras zonas.
Playas.- Las playas son el producto de la acumulación de materiales sólidos
descompuestos en detritus finos (generalmente arena silícea), cantos rodados y
restos o fragmentos de origen biológico, tales como conchas de moluscos y
corales. Si la acumulación de éstas últimas es alta y en partículas muy
fragmentadas, pueden llegar a formarse rocas carbonáticas por cimentación.
En una playa típica se distinguen tres perfiles:
El berma
La superficie de playa
La barra o bar
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Berma.- es el cambio de pendiente o terraplén, generalmente bien marcado, que
señala la línea de pleamar normal. Está formado por la acumulación lineal de
las gravas, cantos, u otros
diversos materiales
transportados por el agua que se
sitúan en lo alto de la playa,
justamente en el límite de la
marea alta, motivado por la
acción constructiva de las olas.
El berma tiene su mayor efecto
en ausencia de viento y durante
los meses de verano.
La superficie de playa.- Es la zona inmediatamente inferior al berma, donde las
olas ejercen su movimiento de flujo y reflujo.
Superficie de playa
La barra o bar.- son las barras o bajíos, largos y estrechos (generalmente
bancos de arena) que se encuentran sumergidos y paralelos a la costa. Se sitúan
normalmente junto a la marca de aguas bajas, aunque no es un rasgo que se de
en todas las playas. Este fenómeno también puede tener lugar en la
desembocadura de los ríos.
Flechas o barreras litorales.- La flecha o barrera litoral, es una lengua de tierra
o arena que se forma en costas
rectilíneas con presencia de una bahía.
Tiene lugar allí donde la costa cambia
bruscamente de dirección, como ocurre
por ejemplo en los estuarios y
desembocadura de los ríos.
La deriva de las olas transporta y
deposita los materiales desde aguas
poco profundas hasta las más
profundas, prolongando la línea de
costa (creando una flecha litoral), que
finalmente termina emergiendo a la
superficie del mar. La disposición
normal de las flechas es paralela a la costa, y frecuentemente se curvan
mostrando la parte convexa en dirección al mar.
El berma es el cambio de pendiente situado en lo alto de la playa que señala la línea de pleamar normal, donde se acumulan los materiales transportados por el agua
Las flechas son lenguas de tierra o arena que
se forman en costas con presencia de una
bahía
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Dunas costeras.- Las dunas costeras son montículos de arenas movedizas, que
se desplazan por el viento de grano en grano formando series paralelas de
montículos. El avance de las partículas se realiza mediante el proceso
denominado de saltación, es decir a saltos.
Si en el trayecto del viento aparece algún obstáculo, se reducirá entonces su
velocidad, momento en el que parte de la arena cae y se deposita creando
pequeños montículos. Todas las playas arenosas presentan dunas en mayor o
menor medida.
Zonas intermareales.- Las zonas intermareales son aquellas en donde las
corrientes de marea provocan la deposición de lodos próximo a la costa en la
zona de intermareal (ejemplo de los estuarios).
Este fenómeno da lugar a las marismas, que pueden llegar a originar marismas
salinas si la acreción es suficiente para que la vegetación colonice el lugar.
Un equivalente de estas formaciones en las regiones tropicales son los
manglares. Se caracterizan por albergar los ecosistemas productivos más
conocidos.
Tómbolos.- Los tómbolos son simples flechas litorales o barras que unen dos islas,
o una isla con tierra firme. Se forman cuando la deriva del oleaje o corrientes de
marea depositan los materiales entre dos islas, o entre una isla y la línea de costa.
Deltas.- Los deltas son acumulaciones
de sedimentos fluviales que se
prolongan sobre la plataforma
continental. Se llama así a la
desembocadura de un río en la que los
aluviones se acumulan en el lugar
donde contactan con el mar, formando
un avance de la tierra sobre él.
Cuando la materia acumulada
sobrepasa la tasa de evacuación se bloquea la desembocadura, formándose
Las dunas de costa son montículos de arenas que se desplazan por el viento mediante saltación
Los manglares son la representación tropical de las zonas intermareales convertidas en marismas
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difluentes o cursos de baja resistencia por donde discurrir el agua normalmente. La
mayoría de ellos se sitúan en mares con ausencia de mareas. El nombre de delta
procede de las formas triangulares que a veces adquieren estas acumulaciones, y
que es similar a la letra griega delta.
Albuferas.- Las albuferas se constituyen cuando una bahía queda convertida en un
lago, al ser cerrada su unión con el resto del mar por un cordón litoral o restinga, es
decir, es una laguna formada por un golfo o entrada de mar cuya boca ha sido
cerrada por un banco de arena
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9.2 ACCCION GEOLOGIACA DEL VIENTO
9.2.1 El Viento
El viento es el resultado de las variaciones de la temperatura atmosférica debidas a
la radiación solar. Físicamente no es más que el movimiento del aire desde áreas de
presión más altas hacia áreas de baja presión.
El viento, como agente geológico, realiza dos tipos de acciones erosivas, deflación
y corrosión, además realiza el transporte y sedimentación. La erosión es débil,
predominando la de transporte y sedimentación. Al conjunto de la acción del viento
se la llama acción eólica (de Eolo, dios mitológico del viento).
9.2.2 Acción geológica del viento:
a) Deflación: es el proceso por el cual el viento levanta, arrastra y dispersa los
fragmentos de rocas del suelo.
b) Corrosión: es la abrasión sufrida por las rocas al ser friccionadas por los
impactos de las partículas arenosas que son transportadas por el viento. Cuando
estas partículas golpean las rocas sufren a su vez una transformación, tomando
un aspecto redondeado, en función de tipo de roca sobre la que actúa, origina
erosión alveolar es cuando las rocas son blandas. Sobre rocas homogéneas y
compactas las superficies van siendo pulimentadas.
9.2.2.1 Transporte eólico
El viento solamente transporta en las zonas secas y desprovistas de vegetación. Lo
hace de tres formas diferentes, dependiendo del peso de las partículas y de la fuerza
con la que actúa.
Reptación.- Consiste en el deslizamiento de
las partículas sobre la superficie siguiendo el
sentido del viento. Así arrastra las partículas
más grandes.
Saltación.- Cuando el viento transporta las
partículas a saltos a consecuencia de las
ráfagas.
Suspensión.- Si las partículas son muy finas
y la fuerza viento suficiente para
mantenerlas en suspensión, el aire las levanta
pudiendo originar tempestades de polvo
Sedimentación.- Cuando disminuye la fuerza del viento, las partículas
transportadas se van depositando selectivamente: primero, las más gruesas y luego
las más finas. De esta forma se van formando los depósitos
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9.2.3 Formas eólicas
a) Dunas: deposito producido por un obstáculo en el transporte de arena por
vientos de dirección constante. pueden ser fijas o móviles, y a su vez mostrarse
unidas o aisladas. Las dunas móviles son montículos de arenas que en los
desiertos y playas son movidos por el viento de grano en grano para formar
series paralelas de montículo. Los grandes campos de dunas como los que se
pueden observar en el desierto del Sahara se denominan erg. Las partes de la
duna son: flanco de deflación (barlovento), cuesta de transporte, frente de
avance (sotavento).
b) Loess. Lo forman depósitos de limo originados al sedimentar las partículas muy
finas y que son transportadas por las tormentas de polvo a lo largo de miles de
años. Su color es normalmente gris amarillento al estar formado por arcilla y
caliza. Dan origen a suelos muy útiles para el cultivo.
c) Ripples: pequeños montículos de arena entre 5 cm y 2 m de largo y con alturas
de 0,1 a 5 centímetros Los granos más gruesos tienden a acumularse en la
cresta, mientras que el material más fino se deposita en las concavidades entre
crestas.
RIPPLE DUNAS LOESS
S.
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10. GLACIACION.
10.1 Periodo glacial.- Es aquel en el que la temperatura de la Tierra desciende y los
hielos se apoderan de la superficie, en una especie de oleada gélida (casquetes
glaciales) que llega a cubrir gran parte de los continentes, desde los polos hasta la línea
ecuatorial.
La glaciación más antigua sucedió hace más de 2 000 millones de años y la más
moderna, hace 10 000 años; dentro de estos periodos se distinguen momentos más
cálidos, conocidos como interglaciales. Las causas de estos fenómenos son variadas:
por cambios en la corteza terrestre, la deriva continental o variaciones en la actividad
solar.
En la última glaciación, desciende el nivel del mar y aumenta la superficie terrestre, se
erosiona el suelo o se cambia el curso de los ríos. Al hombre le afectó: la presencia de
nuevos bosques, plantas, animales y temperaturas más cálidas favoreció las
migraciones continentales, el desarrollo de técnicas agrícolas en el Neolítico y la
apertura de rutas comerciales y de navegación.
La glaciación del Cuaternario, además, permitió la conquista prehistórica de América,:
10.2 Efectos de las glaciaciones
Hay tres tipos principales de efectos de las glaciaciones que han sido empleadas como
pruebas de su pasada existencia: geológicas, químicas y paleontológicas.
Geología. Las pruebas geológicas se encuentran en varias formas, como las rocas
erosionadas (ya por arranque, en fases iniciales, ya por abrasión y generación de
estrías glaciares, ya por pulverización y formación de harina de roca), valles
glaciares, aristas glaciares y horst, rocas aborregadas, morrenas glaciares, drumlins,
depósito de tills o bloques erráticos, factura de llanuras aluviales, trenes de
valle,8 7 lagos en las llanuras y fiordos en las costas. Es decir, las condiciones del
clima propio como de una época glacial provocan la aparición de las fisonomías
antes descritas en la orografía. Las glaciaciones sucesivas tienden a distorsionar y
eliminar las pruebas geológicas, haciendo que sean difíciles de interpretar.
Química. Las pruebas químicas consisten principalmente en variaciones en la
proporción de isótopos en rocas sedimentarias, núcleos sedimentarios oceánicos y,
para los periodos glaciales más recientes, núcleos de hielo (comúnmente situados
en las llamadas nieves perpetuas). Puesto que el agua con isótopos más pesados
tiene una temperatura de evaporación más alta, su cantidad se reduce cuando las
condiciones son más frías; esto permitió la elaboración de un registro térmico. Aún
así, estas pruebas pueden estar adulteradas por otros factores que cambian la
proporción de isótopos. Por ejemplo, una extinción en masa incrementa la
proporción de isótopos ligeros en los sedimentos y en el hielo porque los procesos
biológicos tienden a preferir estos últimos;9 por lo tanto, una reducción en los
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procesos biológicos libera más isótopos ligeros, que pueden depositarse a los
sedimentos.
Paleontología. Las pruebas paleontológicas se basan en los cambios en
la distribución geográfica de los fósiles; durante un periodo de glaciación, los
organismos adaptados al frío migran hacia latitudes más bajas, y los organismos
que prefieren un clima más cálido se extinguen o viven en zonas más ecuatoriales.
Esto da lugar a la aparición de refugios glaciales y movimientos biogeográficos de
retorno.
También es difícil interpretar estos indicios puesto que precisan de: secuencias de
sedimentos que representen un largo período, diferentes latitudes y que se puedan
correlacionar fácilmente; organismos primitivos presentes durante amplios periodos
con caracteres lo suficientemente homogéneos como para poder atribuirlos a un
mismo taxón, y de los cuales se conozca el clima ideal (es decir, que puedan
emplearse como marcadores); y descubrimientos de fósiles adecuados, cosa que
depende mucho del azar.
Pese a las dificultades, los análisis de núcleos de hielo y de sedimentos oceánicos
muestran claramente la alternancia de períodos glaciales e interglaciares durante los
últimos millones de años. También confirman la relación entre las glaciaciones y
fenómenos de la corteza continental como por ejemplo las morrenas glaciales, los
drumlins y los bloques erráticos. Por esto se suelen aceptar los fenómenos de la
corteza continental como prueba válida de edades glaciales anteriores, cuando se
encuentran en capas creadas mucho antes que el abanico de tiempo que permiten
estudiar los núcleos de hielo y los sedimentos marinos.
10.3 Cronologia
Ha habido al menos cuatro grandes edades glaciales en el pasado. Aparte de estos
periodos, parece que la Tierra siempre ha estado libre de hielo incluso en sus latitudes
más altas.
La glaciación hipotética más antigua, la Glaciación Huroniana, tuvo lugar entre hace
2.700 y 2.300 millones de años, a principios del eón Proterozoico.
La glaciación bien documentada más antigua, y probablemente la más severa de los
últimos mil millones de años, empezó hace 850 millones de años y finalizó hace 630
millones de años (período Criogénico), y podría haber producido una glaciación
global (es decir, un periodo en el cual el globo entero quedó cubierto de hielo). Acabó
muy rápidamente a medida que el vapor de agua volvía a la atmósfera terrestre y se
incrementaba el efecto invernadero provocado por la acumulación de dióxido de
carbono emitido por los volcanes, ya que los mares gélidos no tenían capacidad de
absorción del citado gas. Se ha sugerido que al final de esta glaciación se desencadenó
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la explosión cámbrica, aunque esta teoría es reciente y controvertida.
Los registros sedimentarios muestran las secuencias alternantes de periodos glaciales e
interglaciares en los últimos millones de años.
Una glaciación menor, la andeana-sahariana, sucedida hace entre 460 y 430 millones
de años, durante el Ordovícico superior y el Silúrico, tuvo intervalos con extensos
casquetes polares entre hace 350 y 260 millones de años, durante el Carbonífero y
Cisuraliano, relacionados con la glaciación de Karoo.
La glaciación actual empezó hace 40 millones de años con la expansión de una capa de
hielo en la Antártida. Se intensificó a finales del Plioceno, hace tres millones de años,
con la extensión de capas de hielo en el hemisferio norte, y continuó durante el
Pleistoceno. Desde entonces, el mundo ha pasado ciclos de glaciación con el adelanto y
retroceso de las capas de hielo durante miles de años. El periodo glacial más reciente
en sentido amplio acabó hace unos diez mil años, por lo que, dependiendo del autor
documentado, podríamos aseverar que nos situamos en un periodo interglacial. Existen
sin embargo otras posturas que afirman estamos en una era postglacial.
Las edades glaciales también se pueden subdividir según el ámbito geográfico y el
tiempo; por ejemplo, los nombres Riss (hace 180.000 - 130.000 años) y Würm(hace
70.000 - 10.000 años) se refieren específicamente a glaciaciones de la región alpina.
Cabe destacar que la extensión máxima del hielo no se mantiene durante todo el
periodo. Desafortunadamente, la acción erosiva de cada glaciación tiende a eliminar la
mayoría de las pruebas de capas de hielo anteriores casi completamente, excepto en
regiones en que la capa más reciente no llega a la expansión máxima. Es posible que no
se conozcan periodos glaciales más antiguos, especialmente del Precámbrico, debido a
la escasez de rocas situadas a latitudes altas durante los periodos más antiguos
10.4 Sucesiones glaciales
Clima Denominación Antigüedad Época
Postglacial Actual 10.000 Holoceno
Glacial Glaciación de Würm o Wisconsin 80.000
Pleistoceno
Interglaciar Riss-Würm 140.000
Glacial Glaciación de Riss o Illinois 200.000
Interglaciar Mindel-Riss 390.000
Glacial Glaciación de Mindel o Kansas 580.000
Interglaciar Günz-Mindel 750.000
Glacial Glaciación de Günz o Nebraska 1,1 m.a.
Interglaciar Donau-Günz 1,4 m.a.
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123
Glacial Donau 1,8 m.a
Interglaciar Biber-Donau 2 m.a.
Glacial Biber 2,5 m.a.
Glacial Oligoceno 37 m.a.
Terciario Interglaciar Eoceno superior 40 m.a.
Glacial Paleógeno 80 m.a.
Interglaciar Cretácico 144 m.a. Mesozoico
Glacial Permocarbonífero 295 m.a.
Paleozoico Glacial Carbonífero inferior 350 m.a.
Glacial Ordovícico 440 m.a.
Glacial Precámbrico 700 m.a. Precámbrico
Glacial Primera glaciación 2.000 m.a Proterozoico
Dentro de las edades glaciales (o al menos dentro de la última), hay periodos más
templados y más severos. Los más fríos se denominan "periodos glaciales", y los más
cálidos, "interglaciares".
Los glaciales se caracterizan por climas más fríos y secos en gran parte de la tierra, así
como por grandes masas de hielo que se extienden desde los polos por tierra y mar. Los
glaciares de las montañas llegan a altitudes más bajas a causa de una cota de
nieve menor. El nivel del mar baja debido al agua atrapada en el hielo. Hay pruebas de
que las glaciaciones distorsionan los patrones de circulación oceánica. Como la Tierra
tiene grandes zonas heladas en el Ártico y la Antártida, nos encontramos en un mínimo
glacial. Estos periodos se denominan "interglaciares". El interglaciar actual recibe el
nombre de Holoceno.
Los cambios debidos a la variación orbital de la Tierra sugieren que la próxima
glaciación empezará de aquí a cincuenta mil años, pese al calentamiento global
provocado por el ser humano. Aun así, los cambios provocados por los gases de efecto
invernadero deberán compensar la variación orbital si se continúan usando
combustibles fósiles.
10.5 Glaciares
Los glaciares cubren en la actualidad unos 14,9 millones de km2, casi un 10% de la
superficie terrestre. Esta proporción aumentó hasta 44,4 millones de km2, un 30% de la
superficie terrestre, durante los periodos glaciales. El manto de hielo laurentiano, por
ejemplo, se estima que cubrió más de 13,3 millones de km2, mientras que en el presente
la cobertura glaciar ocupa 147.248 km2
en el norte de Canadá; algo parecido ocurre
con el de Escandinavia, con 6,7 millones de km2
y 3.810 km2, respectivamente.
Además, las regiones de la Tierra ocupadas por glaciares en el pasado muestran unas
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determinadas formas de relieve y sedimentos asociados.
10.6 Orografia
Aunque el último periodo glacial terminó hace más de 9.000 años, sus efectos aún son
visibles. Por ejemplo, el movimiento del hielo modeló el paisaje de Canadá,
Groenlandia, norte de Eurasia y la Antártida. Los bloques erráticos, tilitas, drumlins,
fiordos, lagos, morrenas o los circos son estructuras típicamente derivadas de los
movimientos de grandes masas de hielo.
El peso de las capas de hielo deformó la corteza terrestre y el manto; cuando el hielo se
fundió, la corteza se elevó por isostasia. Debido a la gran viscosidad de la Tierra, el
flujo de las rocas del manto es muy lento, y este proceso se produjo a una velocidad de
un centímetro por año. Se admite que este «reflote» de la corteza conlleva movimientos
de tierra, cambios en el nivel del mar, en el campo magnético terrestre, inducción de
terremotos e incluso cambios en la rotación terrestre.
Durante la glaciación, el agua retirada de los océanos, congelada en latitudes altas,
redujo el nivel de los mismos, permitiendo la aparición de pasarelas continentales
como Beringia, que permitieron la migración de especies y cuyos efectos evolutivos
observamos en la biodiversidad actual. Esta transferencia genética se detuvo con la
fusión de los glaciares. Geológicamente, esta fusión conllevó la generación de mucha
complejidad ecológica espacial y temporal, como la aparición de lagos salinos.
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11. MOVIMIENTOS SISMICOS
Los movimientos rápidos y bruscos de las fallas y fracturas en el interior de la corteza
terrestre, se transmiten a grandes distancias del subsuelo como ondas elásticas, y se
manifiestan constantemente en la superficie en forma de trepidaciones, generalmente
imperceptibles pero ocasionalmente perceptibles con mayor o menor intensidad.
11.1 Intensidad de los sismos
Cuando los movimientos sísmicos son pequeños e imperceptibles (los denominados
microsismos), solo pueden ser detectados y registrados mediante aparatos muy
sensibles (sismógrafos).
Los movimientos sísmicos imperceptibles, solo pueden ser detectados y registrados mediante unos aparatos muy sensibles denominados sismógrafos
Sin embargo, cuando las trepidaciones alcanzan determinado nivel de intensidad, se
manifiestan sobre la corteza de forma perceptible como sismos o terremotos, es decir,
sacudidas bruscas y repetitivas que pueden llegar a causar efectos catastróficos. Se
denominan macrosismos a los sismos de intensidad media, suficiente como para
causar daños a los enseres y estructuras de las viviendas; y megasismos a los sismos
de gran intensidad, cuya violencia es capaz de destruir las edificaciones, poblaciones
enteras y generar numerosas víctimas.
11.2 Tipos de sismos
Según el origen de los sismos éstos se clasifican en tres grandes tipos: volcánicos,
tectónicos y de hundimiento.
A pesar de la llamativa actividad de los volcanes, su influencia en la generación de
movimientos sísmicos (sismos volcánicos) es menor. Se producen durante las grandes
erupciones volcánicas y apenas representan el 10% de todos los sismos.
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Los sismos volcánicos apenas representan el 10% de todos los tipos de sismos
En su mayor parte, los sismos son de naturaleza tectónica (sismos tectónicos), y
pueden deberse a causas diversas, como los epirogénicos, que se dan en regiones
tectónicamente estables pero sometidas a movimientos de elevación o descenso; o los
orogénicos, relacionados con los fenómenos de plegamiento y fractura de la corteza
terrestre (pliegues y fallas).
Algunos sismos, los llamados locales, tienen un ámbito geográfico muy reducido, y
su origen se debe, generalmente, a vibraciones que se transmiten por hundimientos en
la corteza (sismos de hundimiento), ejemplo de galerías de minas, deslizamientos de
tierras sobre capas arcillosas, u otros fenómenos como las disoluciones de estratos
yesíferos, que provocan la ruptura y hundimiento de las cavidades presentes en estos
macizos.
11.3 Desarrollo de un sísmo
Las perturbaciones provocadas por las fallas se transmiten a través de las capas de la
corteza terrestre. Si una zona de la corteza donde existe una fractura es sometida a
fuerzas tectónicas capaces de desplazar grandes masas de tierra, dada la elasticidad de
la corteza comienzan a manifestarse deformaciones (pliegues).
Conforme la presión aumenta progresivamente sobre las masas, alcanzarán un valor
límite en el cual la falla será desplazada rápidamente, liberándose a la vez una gran
cantidad de energía (vibraciones) que será transmitida a través de la litosfera, es decir,
se manifiesta un sismo.
Tsunamis
Cuando el sismos se produce en el fondo del mar o en las costas, dependiendo de su
magnitud, las aguas pueden se agitadas violentamente y formar olas gigantescas (en
ocasiones de hasta 30 metros de altura).
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Cuando el sismos se produce en el fondo del mar, se pueden formar olas gigantescas, en ocasiones de hasta 30 metros de altura
Si el epicentro de sismos se encuentra mar adentro, las olas se propagan hasta las
costas donde se estrellan, causando a su paso inundaciones y gran destrucción. Estos
maremotos se reconocen en sismología con cualquiera de los términos: tsunamis (en
Japón), ola de marea, ola de traslación, o también con la locución francesa raz de
marée.
11.4 Efectos primarios y secundarios
En cuanto a los efectos de los sismos, se dice que éstos son Primarios cuando están
producidos directamente por las dislocaciones, es decir, son producto de la
intervención directa del movimiento sísmico por encontrarse dentro del ámbito de
desplazamiento de la falla. Secundarios ocurren alejados del punto de dislocación,
pero surgen al paso de las ondas sísmicas producidas.
11.5 Propagación de las ondas sísmicas
Antes de conocer la forma en que se propagan las ondas sísmicas, es conveniente
definir algunos términos que nos ayuden a situar el punto interno de nacimiento de un
sismo, y su correspondencia con las trepidaciones que se manifiestan en el exterior.
A la zona del interior de la corteza terrestre donde se
produce el sismos se le llama hipocentro o foco; si este
punto se encuentra a menos de 70 km. de la superficie se
dice que es un sismos superficial; si está entre los 70 y
300 km. es un sismos intermedio; si está en zonas más
internas se trata de un sismos profundo.
A la zona de la superficie situada en la vertical del
hipocentro se le llama epicentro; es el punto del exterior
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donde el sismo se manifiesta con mayor intensidad. Para localizar el epicentro de un
sismos se recurren a las llamadas isosistas; éstas son líneas que se obtienen uniendo
sobre un mapa los puntos en los que el sismo ha tenido la misma intensidad.
Las ondas sísmicas originadas por el movimiento de los bloques de la corteza son, en
teoría, esféricas. Estas ondas pueden ser registradas y medidas en unos aparatos
denominados sismógrafos. Las ondas sísmicas se propagan a través de la corteza en
todas direcciones partiendo en primer lugar del hipocentro, o punto interno de partida
y máximo movimiento; y en segundo lugar del epicentro, o punto externo de la
corteza terrestre donde las ondas llegan por primera vez.
11.6 Tipos de ondas sísmicas
Las ondas sísmicas nacidas en el hipocentro son de dos tipos: ondas P y ondas S; las
que circulan por el exterior de la corteza son las ondas L. Todas estas ondas pueden
ser detectadas y registradas en los aparatos llamados sismógrafos, y a través de ellos
evaluar el epicentro, intensidad, dirección, y otros parámetros de un sismos.
a) Ondas P
Las ondas P o primarias (también llamadas de compresión por producir cambios de
volumen en los materiales), se denominan así porque son las primeras en producirse.
Son ondas longitudinales, es decir, oscilaciones o vibraciones de las partículas de los
materiales, que se desplazan en la misma dirección de propagación que las ondas que
las originaron. Estas ondas son las que se mueven a mayor velocidad, y tienen la
capacidad de hacerlo en cualquier medio, sea agua, hielo, roca, etc.
b) Ondas S
Las ondas S o secundarias, (también llamadas de cizalla o distorsión), se llaman así
porque son las segundas en llegar. Son ondas transversales, es decir, las vibraciones
de las partículas de los materiales se producen en dirección perpendicular a la
propagación del movimiento original. Estas ondas pueden vibrar en planos
horizontales o verticales. Se desplazan más lentamente que las ondas P, y no tienen
capacidad de hacerlo a través de fluidos ni de alterar el volumen de los materiales.
c) Ondas L
Las ondas L no son más que ondas estacionarias, fruto de la interferencia de las ondas
P y S cuando alcanzan la superficie de la corteza terrestre, es decir, la fusión de las
ondas P y S al encontrarse ambas en la superficie crean una tercera onda resultante L.
Se reconocen dos tipos de ondas L: ondas Love (o de torsión) y ondas Rayleigh; las
primeras se mueven perpendicularmente a la dirección de propagación, mientras que
las segundas lo hacen de forma elíptica con respecto a la citada dirección. Las ondas
L son las más lentas de todas, pero por el contrario tienen una gran amplitud y
longitud, y por eso suelen ser las que provocan los mayores desastres.
11.7 Zonas de actividad sísmica
Las zonas de la Tierra con mayor actividad sísmica, dada su relación con los
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fenómenos volcánicos, suelen coincidir entre sí. Se ha demostrado que la actividad
volcánica y sísmica tienen su máxima intensidad en aquellas zonas donde se produce
la expansión o extensión de la corteza, ejemplo de las dorsales oceánicas, zonas de
subducción, etc.
Se estima que la Tierra posee cinco zonas de máxima actividad volcánica y sísmica:
Circumpacífica, Mediterránea-asiática, Índica, Atlántica y Africana.
a) Zona Circumpacífica .- También llamada Anillo o Cinturón de Fuego, la zona
Circumpacífica se origina en la
cordillera de los Andes y Montañas
Rocosas, y se extiende de forma
circular por el océano Pacífico, costas
de América, Asia y Oceanía..
b) Zona Mediterráneo-asiática.- La zona mediterráneo-asiática se extiende
transversalmente de Oeste a Este desde el océano Atlántico hasta el Pacífico. Se
distinguen volcanes en Italia (Etna, Vulcano, Strómboli y Vesubio) y en Grecia. En
cuanto a las zonas sísmicas se extienden desde los Alpes occidentales hasta las
orientales, Turquía, Cáucaso, golfo Pérsico, Irán, Asia Central (Himalaya), hasta
Indonesia donde coincide con la zona Circumpacífica.
c) Zona Índica.- La zona Índica enlaza con la Circumpacífica por Sumatra y Java
rodeando el océano Índico. Se distinguen montañas submarinas con vulcanismo
activo, ejemplo de la isla de Reunión y Comores.
d) Zona Atlántica.- La zona Atlántica se extiende de Norte a Sur por el centro del
océano Atlántico. Se distinguen volcanes en Islandia (Hekla, Laki, Helgafell);
Ascensión, Santa Elena, Tristan da Cunha y Gough; islas de Madeira e islas
Salvajes. Asociados a fallas transformantes se distinguen los archipiélagos de
Azores y Canarias (Teide, Teneguía).
e) Zona Africana.- La zona africana se extiende desde Mozanbique a Turquía en la
región oriental. Se distinguen los volcanes Kilimanjaro, Meru, Kenia, Niragongo,
Erta-Ale, Fantalé. Entre Etiopía y Somalia nace un nuevo océano (el denominado
triángulo de Afar) donde una dorsal oceánica incipiente separa la placa Africana de
la Arábiga. En el África occidental destaca el Mont Camerún, que se relaciona por
fallas con el vulcanismo de las islas de Príncipe, Fernando Póo, Santo Tomé y
Annobón.
Zona Circumpacífica o Cinturón de Fuego (destacado en rojo)
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12. CANTERAS
12.1 Definición de cantera.
Una cantera es una explotación minera no metálica, generalmente a cielo abierto, en
la que se obtienen rocas industriales, ornamentales o áridos, suelos, material,
aluvial, fluvial, etc.
Las canteras suelen ser explotaciones de pequeño tamaño, aunque el conjunto de
ellas representa, probablemente, el mayor volumen de la minería mundial.
Los productos obtenidos en las canteras, a diferencia del resto de las explotaciones
mineras, no son sometidos a concentración. Las principales rocas o materiales
obtenidos en las canteras son: mármoles, granitos, calizas, pizarras, materiales
fluviales.
Toda cantera tiene una vida útil, y una vez agotada, el abandono de la actividad
puede originar problemas de carácter ambiental, principalmente relacionados con la
destrucción del paisaje.
12.2 Tipos de Canteras Existen dos tipos de canteras.
a) Las de roca de dimensión.- Las que se extraen grandes bloques que serán
usados para hacer baldosas y azulejos, lajas, tejas y mesadas.
b) Las de grava y rocas de partícula pequeña.- Esstán disponibles en las
fosas y se usan para proyectos de paisajismo, caminos de grava, drenaje
cerca de los cimientos de las casas o para controlar las malezas que rodean a
una planta. Una cantera es algo rentable, pero también tiene propósitos
educativos. Tanto las rocas como los minerales pueden ser extraídos. La
cantera puede contener roca estratificada o roca blanda (caliza, arenisca)
que liberan un polvo fino.
Fases explotación de una cantera:
1. Prospección
2. Exploración
3. Desarrollo
4. Preparación
5. Explotación
6. Procesamiento
7. Comercialización
Ciclo de Trabajo
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Ciclo del trabajo
• La perforación se basa en principios mecánicos de percusión y rotación , cuyos
efectos de golpe y fricción trituran la roca
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