Geología

GEOLOGIA PARA INGENIEROS Ing. Geól. MSc. Ricardo José Rocca Profesor Titular de Geotecnia I

________________________________________________________________________ Cátedra de Geotecnia I Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales Universidad Nacional de Córdoba Revisado en abril de 2010 Material didáctico seleccionado para el Curso LADA Revisión y responsable de esta edición: Ernesto G. Abril

GEOLOGIA PARA INGENIEROS Ing. Geól MSc. Ricardo José Rocca UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA

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INDICE 1. INTRODUCCION Las ciencias de la Tierra La Geología y la Ingeniería La Geotecnia 2. HISTORIA DE LA TIERRA Y EL SISTEMA SOLAR Origen del sistema planetario Teorías recientes sobre el origen La evolución del Planeta Tierra Interpretación actual La Tectónica de placas 3. LOS CAMPOS MAGNETICOS Y GRAVITACIONAL El campo magnético El magnetismo fósil El campo gravitacional 4. EL CALOR INTERIOR Estado térmico en el interior Temperatura de la Tierra 5. INTERACCIONES Interacciones océano - corteza y océano - atmósfera La biósfera y sus interacciones Interacciones de la superficie y el interior El ciclo del carbono El dióxido de carbono y el clima 6. LA ESCALA DE TIEMPO GEOLOGICA La escala del tiempo 7. LOS MINERALES Características de los minerales Tipos de enlaces El ensamblaje de cristales con átomos La estructura de algunos minerales comunes Propiedades físicas y químicas Los minerales arcillosos Minerales que los ingenieros deben conocer 8. LAS ROCAS Las rocas ígneas Las rocas sedimentarias Las rocas metamórficas Las rocas como materiales ingenieriles 9. EL MAGMATISMO El origen del magma Las rocas intrusivas La diferenciación magmática

Las formas de las intrusiones magmáticas Los fenómenos extrusivos Los materiales volcánicos Las corrientes de lavas Los depósitos piroclásticos Los estilos eruptivos Otros fenómenos volcánicos 10. EL METAMORFISMO Tipos de metamorfismo Texturas metamórficas Metamorfismo regional Metamorfismo de contacto 11. LA METEORIZACION La fragmentación Tipos de fragmentación Tamaño y formas de fragmentos La alteración Los sedimentos calcáreos Los minerales máficos Conceptos de estabilidad Productos resultantes de la meteorización Indicadores de la transformación Balance químico global 12. LA MODELACION DEL RELIEVE La distribución mundial de elevaciones Clima y topografía Las formas del terreno Control estructural de la topografía Evolución de las formas del terreno 13. EL AGUA El ciclo hidrológico El ciclo hidrológico global Distribución de la cantidad de agua La escorrentía superficial 14. LAS AGUAS SUBTERRANEAS Las aguas subterráneas superficiales Las aguas subterráneas profundas Las aguas termales La calidad del agua 15. LOS RIOS El Movimiento de las partículas El río como un sistema El canal de estiaje

La llanura de inundación Redes de drenaje Los deltas Erosión y transporte fluvial 16. LOS OCEANOS La modelación de las costas Playas y olas Corrientes y la deriva Balance de las playas Las mareas El perfil de los océanos Plataforma continental Talud y elevación continental La circulación oceánica 17. EL VIENTO Transporte de arena Transporte de polvo Los desiertos Erosión y depositación Formas de depositación: las dunas Tipos de dunas Depositación de polvo: loess 18. LOS GLACIARES La formación de glaciares Balance de un glaciar Glaciares de valle y glaciares continentales Erosión glacial y depositación Tipos de sedimentos glaciarios Permafrost 19. LA GRAVEDAD Movimientos de masa Avalanchas y flujos de barro Caída de rocas, reptación y solifluxión Lavado de pendientes 20. LA SEDIMENTACION Los sedimentos clásticos Lodos y arcilitas Arenas y areniscas Gravas y conglomerados Los sedimentos químicos Ambientes de sedimentación Los ambientes de sedimentación clásticos y químicos Enterramiento y acumulación de sedimentos Diagénesis Elementos de Estratigrafía Las rocas como registros 21. ESTRUCTURAS GEOLOGICAS Pliegues Tipos de pliegues Las Fracturas, Diaclasas y Fallas

22. MOVIMIENTOS REGIONALES Estructuras regionales Interiores estables Fajas orogénicas Tectónica de placas Expansión y deriva continental La orogenia El mecanismo propulsor del movimiento 23. RIESGOS GEOLOGICOS: SISMOS Las ondas sísmicas Localización de los epicentros Las escalas de magnitud Magnitud y energía Los patrones de tensiones La destructividad de los terremotos La zonificación sísmica 24. RIESGOS GEOLOGICOS: VOLCANES Patrón global del vulcanismo El vulcanismo y las actividades humanas 25. RIESGOS GEOLOGICOS: FALLAS DE TALUDES, SUBSIDENCIA E INUNDACIONES La inestabilidad de taludes Mecanismos de rotura Roturas inducidas por sismos Investigación y tratamiento de taludes La subsidencia Las inundaciones BIBLIOGRAFIA

GEOLOGIA PARA INGENIEROS

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Ing. Geól. MSc. Ricardo José Rocca Profesor Titular Geotecnia I Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA Material didáctico seleccionado para el Curso LADA Revisión y responsable de esta edición: Ernesto G. Abril Versión especial autorizada

1. LAS CIENCIAS DE LA TIERRA La Geología es la ciencia que estudia la Tierra, su composición, su estructura, los fenómenos que en ella tienen lugar y su pasado, mediante los testimonios que de él han quedado en las rocas.

Entre las ciencias auxiliares que se ocupan de aspectos de la Tierra, de interés para la Ingeniería se encuentran: Fisiografía y Geomorfología, de las formas de la superficie Tectónica, de la formación de las estructuras de los macizos Estratigrafía, de la disposición de los materiales y sus relaciones Geofísica, del comportamiento interno ante una excitación Mineralogía, de las especies naturales o minerales Petrología, de las rocas y sus propiedades Ingeniería Geológica, de las aplicaciones a la Ingeniería

La Geología y la Ingeniería La Ingeniería Geológica es un campo multidisciplinario en donde los estudios pertinentes de las Ciencias de la Tierra son aplicados en la solución de problemas relacionados con obras de Ingeniería y el uso de los recursos naturales.

Comprender como funciona la Tierra, y en sus distintas escalas, es altamente complejo. No obstante, se lo puede modelar a un nivel compatible con las simplificaciones de la Ingeniería Civil. Para la ejecución de esa tarea es necesario recurrir a especialistas. Pero como el control global de las obras es manejado por los ingenieros, es conveniente contar con los conocimientos para poder ubicarse en las circunstancias de los problemas que se pueden presentar.

Asimismo, como los ingenieros son creadores de calidad de vida, es necesario tratar de no alterar los ritmos naturales, de manera de mantener la habitabilidad del planeta al mismo costo (muy barato) que se disfruta hasta el presente.

A diferencia de las construcciones de la Ingeniería Civil, en donde los ingenieros determinan las características de los materiales que usan, las condiciones locales de una región de 1

Las ilustraciones que acompañan el presente texto fueron extraídas de los sitios de la WEB indicados al pie de cada uno o sus autores se encuentran en el cuerpo de las mismas.

implantación de una obra, no pueden ser diseñadas. Corresponde entonces saber interpretarlas correctamente de manera de adaptar los proyectos a las condiciones presentes, y recursos disponibles.

Ficha Técnica del Planeta Tierra

Tamaño y forma Semieje ecuatorial, a Semieje polar, b Radio medio Circunferencia ecuatorial Circunferencia polar Elipticidad a-b/a

6.378,1 km 6.356,7 km 6.370,8 km 40.077 km 40.009 km 1/298,256

Areas Tierras ( 29,22 %) Hielos Océanos ( 70,78 %) Continentes + Plataformas Total

148.000.000 15.600.000 362.000.000 177.400.000 510.000.000

km2 km2 km2 km2 km2

Volumen, densidad y masa Espesor Volumen Densidad Masa medio[km] [1015m3] [g/cm3] [x1024g] -----------------------------------------------------------Atmósfera --------------0,005 Océanos y mares 3,8 1.370 1,03 1,41 Hielos 1,6 25 0,90 0,023 Continentes 35,0 6.210 2,8 17,39 Corteza ocean.

8,0 2.660 2,9 7,71 Manto 2.881,0 898.000 4,53 4.068 Núcleo 3.473,0 175.500 10,72 1.881 -----------------------------TOTAL 6.371 1.083.230 5,515 5.976 Alturas y depresiones Continentes Máxima altitud (Everest) 8.848 m Promedio 840 m Océanos y Mares Máxima profundidad (Marianas) 11.035 m Promedio 3.808 m

LA GEOTECNIA La Ingeniería Geotécnica, o más simplemente la Geotecnia, es una disciplina que estudia los problemas relacionados con la interacción entre las obras de Ingeniería y el planeta Tierra.

Aunque la civilización tiene varios miles de años, los estudios sistemáticos sobre la implantación de las obras de Ingeniería se han desarrollado recién en el siglo XX. Las bases teóricas de las soluciones a los diversos problemas que se pueden presentar han sido fijadas por ingenieros de elevada capacidad

de observación del comportamiento diversos tipos de terrenos.

de

estructuras

en

los

La evolución no ha sido pareja en todos los campos. A principios de la década del 20 del siglo pasado, se comenzaron a sistematizar los conocimientos sobre las propiedades mecánicas de los suelos y de los distintos tipos de fundaciones. Esto dio lugar al nacimiento de la Mecánica de Suelos.

Algunas fallas en grandes obras de ingeniería, tales como las presas, indujeron a los ingenieros a observar atentamente detalles de la geología de los sitios de emplazamiento y a interactuar con geólogos dispuestos a pensar en escala conveniente para la Ingeniería. Así, se creó la Ingeniería Geológica.

El comportamiento de los macizos rocosos frente a la construcción de túneles y excavaciones fue al principio manejado en forma similar a las otras fundaciones. Cuando el grado de desarrollo se hizo muy grande se formularon, en la década del 50 del siglo XX los principios de una disciplina nueva: la Mecánica de Rocas.

Los problemas relacionados con el comportamiento sísmico de las estructuras llevaron a la necesidad de establecer niveles de solicitaciones y a la formulación de sismos de diseño. Esto es llevado a cabo hoy por la Ingeniería Sismológica.

Los peligros de contaminación del medio ambiente han comenzado a hacerse notar, sobre todo en los países desarrollados. Esto ha producido un florecimiento de la Ingeniería Ambiental que estudia el impacto de las obras sobre el ambiente natural. Esta tendencia se ha profundizado a partir de la década del 60 del siglo XX. El advenimiento de las computadoras, en la década del 60 del siglo pasado, ha permitido que la modelación de los problemas pueda ser tratada numérica y analíticamente a bajo costo. Así, se ha desarrollado la Geomecánica.

Hoy se abren nuevos desafíos, al extenderse la frontera de la civilización. El auge de la explotación petrolífera ha alcanzado a zonas inhóspitas, como los polos y los mares. Esto ha requerido la construcción de islas de hielo y gigantescas estructuras. Asimismo, la exploración extra-planetaria ha planteado problemas desconocidos en nuestro planeta.

Como es de esperar que en las próximas décadas el desarrollo de la civilización se extienda aún más, se hace imprescindible adquirir los conocimientos fundamentales que rigen el

comportamiento del planeta Tierra en todas sus escalas. De esa manera, sabiendo cómo funciona la Tierra, la interacción con las obras de ingeniería será más barata y menos traumática.

2. LA EVOLUCION DEL PLANETA TIERRA Se puede estudiar la transformación de la Tierra desde un cuerpo inicialmente homogéneo hasta un planeta diferenciado.

Este proceso se llevó a cabo en alrededor de 4.0 x 109 años, siendo la Tierra rehecha, sin dejar huellas de su estado primitivo.

En el estado inicial, desde su origen, aproximadamente 4.7 x 109 años. Durante 700 millones de años, el planeta estuvo en estado de acreción, como un conglomerado homogéneo relativamente frío que comenzó rápidamente a calentarse.

Parte de los planetésimos que fueron cayendo hacia la Tierra transformaron su energía de movimiento en calor, elevando paulatinamente la temperatura interior. Asimismo, la compresión del planeta condujo a un aumento de temperatura.

La magnitud del calentamiento resultó en una temperatura interior promedio de alrededor de 1000 grados centígrados.

El calor fue incrementado por la radiactividad de los elementos pesados que, al desintegrarse, emiten partículas atómicas cuya energía de movimiento es transformada en térmica. Esta fuente ha permanecido por espacio de miles de millones de años.

Paulatinamente, el interior del planeta se fue calentando y, luego de mil millones de años, a la profundidad de 400 a 800 km se alcanzó el punto de fusión del hierro.

Cuando el hierro de una capa comenzó a fundirse, grandes trozos se formaron y comenzaron a desplazarse hacia el centro de la Tierra desalojando hacia arriba a los materiales más livianos.

Este proceso emitió calor durante la formación, siendo la energía suficiente para levantar la temperatura unos 2000 grados centígrados, causando que una gran fracción de la Tierra se fundiera.

El planeta fue convertido de un cuerpo homogéneo, compuesto por el mismo tipo de materiales en profundidad, en uno zonificado o estratificado.

La estructura formada por un núcleo denso de hierro, una corteza compuesta por materiales livianos y, entre ambos, el manto remanente, se ha conservado hasta el presente.

La distribución de los elementos en la Tierra se denomina zonificación química. Esta diferenciación es debida no sólo a los pesos relativos de los elementos sino a las propiedades físicas y químicas de los compuestos, tales como su punto de fusión, afinidad química y densidad.

Los continentes comenzaron a crecer luego de la formación del manto y el núcleo, completándose en alrededor de 2.5 x 109 años.

La corteza se ha formado debido a la diferenciación de la lava que surgió desde el interior.

La concentración en la corteza de los elementos más pesados, tales como uranio y torio, formando óxidos y silicatos, ha disminuido el ritmo de producción de temperatura, debido a que parte del calor se irradia con mayor facilidad hacia el exterior.

Asimismo, se inició la liberación de gases desde el interior, conduciendo a la creación de la atmósfera y los océanos.

La atmósfera fue formada por la emisión de gases conteniendo vapor de agua, hidrógeno, óxido de carbono y nitrógeno, entre otros.

Posteriormente, la fotosíntesis vegetal produjo cantidades importantes de oxígeno.

Resulta sorprendente que todos los meteoritos son de la misma edad, alrededor de 4.5 miles de millones de años,

independientemente de su composición. Esto sugeriría que ellos se originaron en otros cuerpos del sistema solar que fueron formados al mismo tiempo que la Tierra.

LA TIERRA COMO SE LA INTERPRETA EN LA ACTUALIDAD Composición, estructura y estado del interior Las mayores divisiones, corteza, manto y núcleo fueron descubiertas a partir del análisis de ondas reflejadas y refractadas.

El límite entre la corteza y el manto es la discontinuidad de Mohorovicic. El espesor de la corteza varía en los sectores que se extienden desde los continentes (35 km) hasta los océanos (10 km). Bajo las grandes montañas, la corteza crece tanto como 65 km.

http://gea.ciens.ucv.ve/slomonac/tema3/imaget3/VelOndas.jpg

El límite entre el manto y el núcleo es la discontinuidad de Gutemberg, situada a 2898 km. de profundidad. Ella se manifiesta en un abrupto cambio, tanto en la velocidad de las ondas P, como la de las ondas S. El núcleo presenta dos zonas, una interna y otra externa. El Moho separa las rocas en las cuales las ondas P tienen velocidades de alrededor de 6 a 7 km/s de las rocas del manto, que tienen velocidades de alrededor de 8 km/s.

Estas mediciones muestran que la corteza continental consiste mayormente de rocas graníticas, con gabros cerca del fondo y que no se encuentran granitos en los fondos oceánicos, donde la corteza es de basalto y gabros. El manto, debajo de la discontinuidad de Moho, está constituido mayormente por rocas densas ultramáficas, peridotitas.

El principio de la isostasia, sostiene que los continentes relativamente livianos flotan sobre un manto más denso, estando la mayor parte de su volumen debajo del nivel del mar.

La naturaleza ha contribuido a que las grandes cargas topográficas tales como las montañas y los continentes sean compensados, soportados primariamente por flotación en lugar de ser sostenidos por la resistencia de la corteza.

Un modelo de comportamiento mecánico con las diferentes zonas superiores terrestres señala la existencia de: A) La litósfera, un manto de alrededor de 70 km de espesor en el cual están embebidos los continentes. La corteza forma la parte superior de ellos, mientras que también incluye una parte del manto. La litósfera se caracteriza por la alta velocidad y la eficiente propagación de las ondas sísmicas, lo que implica solidez y resistencia.

B) La astenósfera, también llamada la zona de baja velocidad.

Allí, las ondas S son reducidas debido a una pequeña cantidad de rocas fundidas. La astenósfera llega hasta los 200 km.

Tanto la velocidad como la densidad de la litósfera como de la astenósfera sugieren una composición peridotítica.

C) Una zona de transición, situada alrededor de los 670 km, con un rápido cambio debido a transformaciones físico-químicas de los silicatos.

El manto inferior se extiende desde los 700 hasta los 2898 km, siendo una región de pequeños cambios en composición y fases con la profundidad. La densidad y la velocidad se incrementan gradualmente, debido al incremento de presión.

Conocemos que la región externa del núcleo es fluida y que la interna es sólida. Lo más probable es que su composición sea hierro, con un porcentaje del 15% de sílice, que se corrobora con la información observable. Podrían existir algo de oxígeno y sulfuros, como elementos alivianantes de la composición férrica.

LA TECTONICA DE PLACAS La litósfera es una membrana rígida, fuerte y sólida, que cabalga sobre una zona parcialmente fundida denominada astenósfera.

Los continentes son inclusiones embebidas en la litósfera.

La litósfera está fraccionada en aproximadamente una docena de grandes placas que se mueven independientemente.

Muchos procesos geológicos están asociados con los bordes entre las placas.

http://www.kalipedia.com/kalipediamedia/cienciasnaturales/media/200704/17/tierrayuniverso/200704 17klpcnatun_30.Ees.SCO.png

http://www.wikilosrios.cl/images/0/04/Subduccion.jpg

Las placas crecen apartándose unas de otras a lo largo de juntas divergentes tipificadas como rift, o valles tectónicos.

Los vacíos entre las placas que divergen son rellenados por material móvil en estado fundido que sube desde abajo de la litósfera (esto da lugar al ensanchamiento del fondo marino).

Las placas también se juntan en regiones de convergencia, donde la litosfera es consumida, llamándose estas regiones zonas de subducción.

El alzamiento de montañas, las fosas marinas, los terremotos superficiales y profundos y los volcanes están asociados a estas zonas de convergencia.

Las rocas atrapadas en la zona de subducción sufren los efectos de la presión y la temperatura y nuevos tipos de rocas son creados (metamorfismo).

Asimismo, las rocas fundidas o magma tienden a flotar hacia arriba, produciéndose erupciones volcánicas.

Las placas también se pueden deslizar lateralmente, en las zonas de fallas de transformación.

Por último, la usina de calor externa, que es el Sol, produce la circulación de la atmósfera (proceso de circulación atmosférica) y los océanos mediante fenómenos superficiales que tienden a uniformizar la superficie.

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3. LOS CAMPOS MAGNETICO Y GRAVITACIONAL DE LA TIERRA La Tierra está influenciada por dos campos de fuerzas de origen interno, el campo magnético y el gravitacional.

EL CAMPO MAGNETICO El campo magnético de la Tierra puede describirse regularmente por el modelo de una barra magnética pequeña pero poderosa ubicada cerca del centro del planeta e inclinada alrededor de 11 grados en relación con el eje geográfico. El campo magnético es de alrededor de 0.5 gauss en la superficie.

En el centro de la Tierra existe una dínamo auto - excitada donde el hierro líquido puede moverse y generar el campo magnético. El hierro es movido en células convectivas por el calor generado de la radiactividad residual del núcleo. Los fluidos que se mueven en el núcleo no sólo son responsables del origen del campo magnético sino también de sus fluctuaciones.

El ángulo de desviación con relación al Norte Verdadero, tanto al Este como al Oeste, se denomina declinación. La inclinación, es el ángulo del campo magnético con relación a la superficie terrestre y está relacionado con las latitudes.

El calor destruye el magnetismo y los materiales magnéticos pierden su magnetización permanente cuando la temperatura excede el punto de Curie.

Magnetismo fósil La magnetización termo-remanente es aquella presente en las rocas en la dirección del campo magnético circundante luego que se enfriaron por debajo del punto de Curie. Si estas rocas son datadas, se puede reconstruir la historia del campo magnético.

La más vieja roca magnetizada que se conoce es de alrededor de 3.5 mil millones de años, lo que implica que ya existía en el interior un núcleo fluido.

La magnetización remanente de viejas rocas sugiere que el Polo Magnético terrestre ha ocupado una posición diferente en el pasado. Actualmente, el Polo Magnético está próximo al Polo Geográfico. Esta divagación polar es una indicación de que las placas litosféricas se han movido, cambiando su posición geográfica.

En forma errática, aproximadamente cada medio millón de años, el campo magnético cambia su polaridad. Este fenómeno se utiliza en la estratigrafía magnética.

Cuando se genera el fondo marino, la lava que fluye desde el interior se solidifica en las fracturas y se magnetiza con la dirección del campo magnético existente. Esa huella magnética viaja a medida que la corteza oceánica se expande.

Usando la historia de las reversiones, se pueden trazar isócronas (líneas de igual edad) que muestran tanto el tiempo transcurrido como la cantidad de expansión que ha ocurrido desde que la lava fue magnetizada en la cordillera mesooceánica.

EL CAMPO GRAVITATORIO Cuando se realizó la geodesia de la India, ocurrieron discrepancias. Estas fueron interpretadas por Airy, quien propuso el principio de la isostasia.

Según ésta, el exceso de las masas montañosas arriba del nivel del mar es compensado por la deficiencia de masas de las raíces de las montañas que provocan el soporte por flotación.

http://www.thekeytoislam.com/es/assets/images/g_mountain_root.jpg

Los cambios del campo gravitatorio sobre la superficie de la Tierra son debido a la forma oblonga del planeta, su rotación, su topografía y las diferencias de las masas sub-superficiales.

Como los primeros tres factores pueden ser corregidos, anomalías remanentes indican diferencias geológicas subsuelo tales como las intrusiones.

las del

Las anomalías gravitatorias asociadas con continentes, océanos y montañas muestran que la corteza terrestre no es lo suficientemente rígida como para soportar las cargas topográficas durante períodos pronunciados de tiempo.

Se forman raíces o protuberancias en la corteza, las que suministran la flotación necesaria.

Esto es un ejemplo de ajuste isostático. Otro ejemplo es la depresión de la corteza de Fenoscandia que fue sepultada por la última glaciación. Aunque la capa de hielo desapareció, alrededor de 10000 años atrás, todavía continúa el alzamiento del área, la que se prolongará hasta que desaparezca la raíz remanente.

Esto trae aparejado la desaparición del Mar Báltico. Otro tanto puede decirse del Mar de Hudson, en Canadá.

4. EL CALOR INTERIOR DE LA TIERRA El calor es energía en tránsito, que en los sólidos existe como una vibración de átomos. Las rocas son muy pobres conductoras de calor. Así, una colada de lava de 100 metros de espesor necesita unos 300 años para enfriarse.

La radiactividad y la conversión de la energía gravitacional en energía térmica son las mayores fuentes de calor interno del planeta. El hundimiento de vastas zonas de hierro para formar el núcleo debe haber liberado alrededor de 2 x 1037 ergios de energía gravitacional en forma de calor (equivalente a 1015 megatones).

Asimismo, dentro de cada gramo de granito hay alrededor de 300 ergios de energía térmica por año, lo que suma 1028 ergios de energía térmica, considerando la capa exterior de granito (alrededor de 250.000 veces la energía de una bomba de un megatón).

El interior de la Tierra es una gigantesca pero balanceada máquina de calor alimentada por la radioactividad, corriendo a un ritmo apropiado. Bajo condiciones de alta presión y temperatura, el manto fluye y se comporta como una substancia extremadamente viscosa, formando celdas de convección. Son circuitos donde el fluido caliente se eleva y el fluido frío se hunde.

http://www.nhn.ou.edu/~jeffery/astro/earth/geology/plate/usgs_004_convection.gif

El flujo de calor desde el interior es la más importante fuente de energía (1028 ergios por año). No obstante, el Sol envía 5.000 veces esa energía al clima, siendo el factor predominante. La energía interna de la Tierra alza montañas y la energía externa, solar, las destruye.

Estado Térmico en el Interior Las mediciones muestran que aproximadamente el 25 % del flujo de calor se origina en las capas granítica, y el 75% restante proviene del interior.

En general, se observa que el flujo de calor es bajo (1 cal/cm2/s) en áreas geológicas antiguas y alto (2 cal/cm2/s) en regiones de más reciente creación o volcánicas.

Combinando todas las regiones, el flujo promedio de calores de los continentes es de alrededor de 1.4 cal/cm2/s [1 cal = 4.18 E+07 ergio].

El flujo de calor decrece con la edad de los fondos marinos, o sea con la distancia a las cordilleras meso-oceánicas. En las zonas de creación es de > 3 cal/cm2/s mientras que en las regiones más antiguas es de < 1.1 cal/cm2/s.

El flujo oceánico está dominado por los procesos de enfriamiento de la recientemente creada litósfera. En las regiones meso-oceánicas, se han detectado zonas con manantiales de hasta 380 grados. Esto suma tanto como el 60% del total del flujo proveniente del interior.

La Temperatura de la Tierra El gradiente muestra un incremento de 2 a 3 oC por cada 100 metros de profundidad. Los flujos más altos están en las regiones tectónicamente activas, mostrando un incremento más rápido de temperatura con la profundidad (1000 grados en 40 km). En contraste, la temperatura a la misma profundidad en las regiones estables alcanza sólo la mitad (500 grados en 40 Km).

La temperatura se incrementa rápidamente con la profundidad en las capas externas de la Tierra (primeros 100 km), alcanzando el punto de fusión en la astenósfera (100-300 km). Por debajo de los 300 km, la geoterma debe disminuir su ritmo o todo el planeta estaría fundido, mientras que está en todos lados por debajo del punto de fusión hasta la profundidad del núcleo.

Allí, la temperatura es de alrededor de 3700 grados (por arriba del punto de fusión del hierro), tal como lo requiere la cobertura externa del núcleo. La temperatura en el centro es de alrededor de 4300 grados, de acuerdo con recientes modelos.

Está claramente establecido que los fenómenos tectónicos se deben a las corrientes de convección internas. Existen muchas líneas de evidencia que sugieren que la convección en los 700 km superiores del manto está físicamente separada de las convecciones del manto inferior.

http://www.nhn.ou.edu/~jeffery/astro/earth/geology/plate/usgs_004_convection.gif

La creación de nuevo piso marino y la percolación del agua a través de la cordillera meso-oceánica es un importante mecanismo por la cual el calor interno de la Tierra alcanza la superficie.

5. INTERACCIONES DE CORTEZA, OCEANOS Y ATMOSFERA INTERACCIONES OCEANO-CORTEZA Se puede visualizar a los océanos como una gran caja que está próxima a un estado uniforme, es decir, sin cambiar con el tiempo. Las cantidades de entrada (input) se igualan a las de salida (output).

El tiempo de residencia es el tiempo promedio desde la entrada de un átomo al reservorio y su desaparición, por depositación.

Es el cociente entre la cantidad total A de una sustancia (capacidad) en el reservorio y la velocidad de flujo entrante A/t.

Como ejemplo, los océanos contienen 5.6 x 1020 gr de calcio disuelto en 1.4 x 1024 gramos de agua de océano. Los ríos lo transportan desde los continentes y el input es compensado con sedimentación de carbonato de calcio. Así, el agua de mar tiene una composición relativa constante, por lo menos para los elementos comunes tales como el calcio.

El océano circula y se mezcla en una escala de tiempo de 1000 años. Si un elemento tiene un tiempo de residencia mayor, tenderá a ser mezclado y su distribución será uniforme en el océano.

INTERACCIONES OCEANO-ATMOSFERA La atmósfera interactúa con los océanos a lo largo de la fina capa de aire inmediatamente superior al mar y a las costas.

Globalmente, la mayoría de los gases en la atmósfera se mezclan en una escala de tiempo de alrededor de un año. Esta corta residencia es un reflejo del pequeño tamaño del reservorio.

Cuando los tiempos de residencia son del mismo orden de magnitud de la vida humana, las cantidades almacenadas en la atmósfera pueden cambiar y afectar la forma de trabajo de todo el sistema. Esto es una de las razones por la cual hay preocupación por la evolución de la cantidad de anhídrido carbónico.

Los océanos y la atmósfera se juntan también en una forma física, tal como en los vientos y el intercambio de calor.

LA BIOSFERA Y SUS INTERACCIONES La biósfera es un reservorio que contiene todos los organismos vivientes en tierra, en el agua o en la atmósfera. A diferencia de otros reservorios, no está constituido por un volumen único.

La biósfera se extiende a través de la hidrósfera, a lo largo de la superficie de la litósfera, y en las capas inferiores de la atmósfera. Está dispersa a través de los otros reservorios, con variada densidad.

La importancia de las plantas y de las algas se refleja en el hecho de que ellas son responsables de la actual composición química de la atmósfera.

INTERACCIONES DE LA SUPERFICIE CON EL INTERIOR Todos los reservorios son volúmenes interfaces y los flujos entre ellos.

conectados

por

sus

Desde hace muchos años, se reconoce que cambios constantes tienen lugar a medida que fuerzas geológicas modifican la superficie y el interior del planeta. Hutton observó la naturaleza cíclica de los cambios geológicos; mientras tanto, Lyell los enunció formalmente (uniformismo).

http://www.madrimasd.org/blogs/universo/wpcontent/blogs.dir/42/files/1283/o_Erosi%C3%B3n%20e%C3%B3lica%20Kalipedia.png http://www.sesbe.org/evosite/history/images/rockcycle2.gif

Las rocas lentamente decaen y se desintegran bajo la acción del agua y el aire.

Este proceso, llamado intemperismo, produce residuos en la forma de gravas, arenas y limos, así como la erosión del terreno.

El agua y el aire también actúan al transportar los derrubios, la mayoría de los cuales terminan cerca o debajo del nivel del mar.

Los depósitos son compactados, cementados y finalmente se convierten en rocas sedimentarias. Al tiempo, el calor subterráneo puede producir una intrusión de rocas ígneas.

Este episodio plutónico puede ser acompañado por el empuje de los sedimentos, plegándolos o fallándolos, y el alzamiento de montañas (orogenia) La erosión de los nuevos terrenos reinicia el ciclo de nuevo.

Esta idea cíclica, que tiene ya unos 200 años, se puede re-formular, considerando los distintos flujos entre reservorios. http://geodinamica.no.sapo.pt/imagens/imagensintrogex/ciclo_litologico.gif

Comenzando con el manto, el flujo entre éste y la corteza se materializa con el vulcanismo y el plutonismo.

Las fracciones fundidas del manto superior se mueven hacia arriba, ya sea para extruir la corteza en profundidad como para producir erupciones.

Algunas de éstas también inyectan gas y polvo directamente en la atmósfera.

Los reservorios de ríos, lagos y aguas subterráneas se superponen y percolan las capas superiores de la corteza continental disolviendo los productos de la meteorización.

Las aguas continentales se vuelcan en los océanos, arrastrando los flujos de sólidos disueltos y detritus en suspensión.

Las partes de retorno del ciclo comienzan con la sedimentación, el largo flujo que mantiene a los océanos en equilibrio uniforme. Ese flujo tiene que balancear principalmente el flujo entrante de los ríos.

Las fosas meso-oceánicas aportan basalto al fondo del mar, el que reacciona con el agua oceánica dejando potasio y magnesio.

A medida que los sedimentos son enterrados, forman parte del reservorio litosférico oceánico, hasta que los procesos

geológicos los conduzcan al manto a través de la subducción o se transforman en litosfera continental debido a alzamiento.

El alzamiento de regiones continentales completa el ciclo de Hutton exponiendo las rocas de la corteza a la meteorización y manteniendo el balance de flujos entre todos los reservorios.

Hutton observó la conexión entre la superficie y el interior de la Tierra como un proceso cíclico, una sucesión sin fin de sedimentación, enterramiento, deformación y plutonismo, alzamiento y meteorización.

Existe un ciclo geoquímico donde participan largos segmentos del planeta como depósitos, lugares o reservorios y el movimiento de materiales entre esos reservorios como flujo.

EL CICLO DEL CARBONO La fotosíntesis es un proceso químico complejo por el cual las plantas que contienen clorofila convierten el dióxido de carbono y el agua en carbohidratos. Por cada 30 g de carbohidratos, aproximadamente 112000 calorías de luz solar son transformadas en energía química ligada con los azúcares.

La respiración es la oxidación de los carbohidratos, los que reponen la energía almacenada por la fotosíntesis.

Podemos ver a la fotosíntesis y la respiración como dos flujos de dióxido de carbono y oxígeno operando entre la atmósfera, los océanos y la biósfera.

http://members.fortunecity.com/caabo/CARBONO.jpg

La materia orgánica enterrada es un desbalance, exceso de fotosíntesis sobre la respiración.

o

sea,

un

Cuando el carbón orgánico enterrado de rocas sedimentarias es expuesto a la meteorización por alzamiento y erosión, la materia orgánica se oxida para formar dióxido de carbono y agua (respiración diferida).

En los pasados cientos de años, los humanos hemos acelerado enormemente el flujo de la respiración diferida mediante el consumo de combustibles fósiles. Como un resultado de ello, el dióxido de carbono se ha ido acumulando en la atmósfera a un

ritmo superior al cual se va por los flujos naturales. El lado reductor del ciclo de carbono debiera aparejarse con el lado de carbón oxidado con la producción de carbonatos en el mar.

El balance de oxígeno por el momento no está en peligro y se dispone de unos 2000 años de reserva. Hemos usado sólo 7 por 10000 de las moléculas de oxígeno mediante el empleo de combustibles fósiles.

En cuanto al otro componente del ciclo de carbono, el dióxido de carbono, es un motivo especial de atención. La quema de combustibles fósiles puede causar cambios climáticos debido a un exceso de input de dióxido de carbono a la atmósfera.

EL DIOXIDO DE CARBONO Y EL CLIMA La pequeña cantidad de dióxido de carbono de la atmósfera (alrededor de 345 ppm) tiene profunda influencia en nuestro clima. La atmósfera es relativamente transparente a los rayos visibles de Sol. Mucha de la radiación es absorbida en la superficie terrestre y luego re-emitida como rayos de longitud infrarroja invisible hacia la atmósfera.

La atmósfera es relativamente opaca e impermeable a los rayos infrarrojos debido a los efectos combinados del dióxido de carbono y el vapor de agua, los cuales absorben la radiación en lugar de dejarla pasar al espacio exterior. El calor de radiación absorbido en la atmósfera es devuelto nuevamente a la superficie y la temperatura aumenta (efecto invernadero).

Desde el comienzo de la revolución industrial, hemos estado arrojando dióxido de carbono hacia la atmósfera en un consumo acelerado de combustibles fósiles.

No obstante, la mayoría de ese dióxido de carbono ha sido mezclado con el océano debido al equilibrio entre las moléculas de gas y las moléculas disueltas en el agua.

El problema podría producir un incremento de temperatura estimado entre 1.5 y 4.5 oC en esta centuria, provocando importantes cambios en el clima. La incidencia real es materia de importante discusión.

Los científicos que estudian el aire atrapado en los núcleos de los casquetes polares han hallado variaciones marcadas en el dióxido de carbono durante los pasados 3000 años, casi al nivel de los que han causado los seres humanos. Esto tendería a demostrar que si bien los cambios deben ser motivo de preocupación, la incidencia humana por el momento no ha superado a la de otros factores.

6. LA ESCALA GEOLOGICA DE TIEMPO Los procesos del planeta se encuadran dentro de un amplio rango de períodos o escalas de tiempo. A pesar de ocasionales terremotos o erupciones volcánicas, la Tierra parece proveernos con una razonable fundación estable sobre la cual se puede construir la civilización.

Esto es verdad en las escalas de tiempo importantes para la sociedad organizada, cientos o miles de años. En una escala geológica de tiempo de cientos a millones de años, la Tierra es mucho menos estable.

A pesar de que son muy lentos, los procesos como la erosión están continuamente desgastando la superficie.

La velocidad de erosión puede ser estimada sumando todos los productos de la desintegración y disolución que son transportados por los ríos y el viento. Para América del Norte esto equivale a 0.03 mm/año.

A modo de ejemplo, se necesitan cientos de millones de años para abrir una llanura oceánica (5 cm/año), alrededor de 20 millones para alzar una cadena montañosa (0.2 mm/año) y cientos de millones de años para erosionar un continente a nivel de mar.

Asimismo, la respuesta rebote que se produce en los continentes debido al retiro del hielo, como por ej., en la citada Fenoscandia es de 1 cm/año.

LA MEDICION DEL TIEMPO Los fósiles son los restos de organismos encuentran hoy en rocas sedimentarias.

antiguos

que

se

El concepto de evolución (Darwin, 1859) tuvo un impacto inmediato en la geología sedimentaria, al darle un marco teórico para la ya adoptada idea que vinculaba los cambios en los fósiles con el tiempo con la posibilidad de usarlos como escala de tiempo estratigráfico.

Pero, no se tuvo un fundamento preciso y verificable del tiempo absoluto hasta que el físico E. Rutherford, que estaba estudiando procesos radiactivos, sugiriera que los minerales radiactivos podían ser usados para datar rocas.

Cuando la serie completa de productos de desintegración fue firmemente establecida, resultó claro que la Tierra no tenía millones de años de antigüedad, sino miles de millones.

La razón importante por la cual el decaimiento radiactivo ofrece un medio idóneo para medir el tiempo está relacionada con el hecho de que la velocidad promedio de desintegración es fija y no varía con ninguno de los cambios físicos o químicos que afectan los procesos geológicos.

Los números que se usan para leer el reloj radiactivo son suministrados en la forma de nuevos átomos, los elementos hijos, que son formados de la desintegración de los elementos padres.

La velocidad es comúnmente fijada en términos de semi-vida, el tiempo requerido por la mitad del número original de átomos radioactivos para decaer.

Entre los elementos más comúnmente usados se encuentran: uranio 235-238, rubidio 87, potasio 40 y carbono 14.

Lo que actualmente medimos es el tiempo transcurrido desde que el material padre radiactivo comenzó a decaer, proceso en el cual el elemento hijo no pudo escapar y permaneció atrapado en la roca.

Holmes graficó las mediciones radiactivas de las rocas con la escala estratigráfica.

De esta manera, le fue posible relacionar las edades de los sedimentos, que fueron datados por fósiles, y las rocas ígneas relacionadas con sedimentos, que fueron datadas por radiactividad.

Como resultado de ello, y de posteriores verificaciones, hoy se tiene una idea bastante clara del tiempo absoluto de la columna estratigráfica.

El advenimiento de la datación radiactiva en esta centuria ha permitido poder avanzar en el conocimiento de los tiempos precámbricos, que en general están representados por rocas metamórficas y plutónicas que carecen de fósiles.

Tiempo millones de años 4600 570

247

65

1,9

Los geólogos pueden medir los sedimentos fanerozoicos con una precisión de 10 millones de años usando fósiles, mientras que en las rocas precámbricas se puede hacer dentro de un rango de 60 millones.

7. LOS MINERALES Las especies químicas naturales constituyen los minerales, mientras que las rocas son ensamblajes de minerales que presentan caracteres homogéneos.

Los análisis químicos indican que en la composición de la corteza existe sobreabundancia de algunos elementos tales como los indicados en la tabla.

Composición de la Corteza

ELEMENTO Oxígeno Silicio Aluminio Hierro Calcio Sodio Potasio Magnesio

% en PESO 46.6 27.72 8.13 5.00 3.63 2.83 2.59 2.09

% en VOLUMEN 93.77 0.86 0.47 0.43 1.03 1.32 1.83 0.29

Los átomos se agrupan hasta llegar a constituir rocas y éstas afloramientos rocosos.

CARACTERISTICAS DE LOS MINERALES Los minerales son sustancias sólidas, naturales, inorgánicas, que tienen una estructura cristalina definida, propiedades

físicas específicas estricto rango.

y

una

composición

fija,

dentro

de

un

Los minerales están constituidos por una repetición indefinida de compuestos electropositivos y electronegativos. Algunos tienen una composición química compleja, incluyendo varios elementos, mientras que otros son simples, tales como los elementos nativos (el oro, por ejemplo). Las propiedades de las rocas están definidas por las propiedades de los minerales que las constituyen.

Un cristal, es una pieza superficies naturales planas. los cristales es el rasgo más de los minerales. Esto es una los arreglos de los átomos que

de materia cuyos bordes son La regularidad de las caras de sorprendente de la forma externa manifestación de la simetría de constituyen los cristales.

Los cristales se forman usualmente cuando un líquido solidifica o cuando una solución se vuelve sobresaturada (sumamente enriquecida en materiales disueltos) y la misma no puede ser mantenida. Así, la sustancia disuelta precipita de la solución.

Cuando algunos líquidos se solidifican rápidamente, los sólidos no forman cristales sino una estructura amorfa o vidriosa, sin regularidad o sin orden simétrico en el ensamblaje de los átomos.

Los análisis matemáticos muestran que hay tan sólo 32 formas diferentes de ensamblaje de átomos alrededor de un punto.

Las medidas de los ángulos entre las caras de los cristales y el análisis de su simetría conducen a una simple clasificación que consiste en un número limitado de sistemas y de clases dentro de esos sistemas.

La observación microscópica de los minerales, especialmente de su comportamiento ante la polarización de la luz, ha permitido construir tablas de identificación de cristales y de minerales.

La difracción de rayos X es una técnica usada como un medio rápido de identificación de minerales a partir de su estructura.

No hay dos minerales que tengan el mismo patrón de rayos X, aún cuando posean el mismo tipo de estructura cristalina. El espaciamiento y la intensidad de la reflexión dependen del tipo de átomos, como así también del ensamblaje distintivo de cada mineral.

Tipos de enlaces Los elementos pueden ser clasificados sobre la base de su estructura electrónica. Los electrones de valencia de cada capa

y la estabilidad de la capa exterior determinan la naturaleza de los vínculos químicos de un elemento con otros en un cristal.

La más simple forma de enlace químico es el enlace iónico, que está formado por atracción electrostática entre iones de carga opuesta, por ejemplo el ClNa, llamado halita (sal).

En el enlace covalente, los compuestos alcanzan una configuración electrónica estable, compartiendo electrones en lugar de ganar o de perderlos. La formación de esos enlaces depende del número y la distribución de los electrones compartidos en la capa exterior, por ejemplo, el diamante. El enlace de Van der Walls es una atracción eléctrica débil que está relacionada a la asimetría de ciertos iones y átomos.

El ensamblaje de cristales con átomos El número de coordinación es el número de iones unidos a un ión de carga opuesta. Por ejemplo, en el ClNa, tanto los iones de Sodio como los de Cloro están en coordinación seis.

Este número de coordinación puede ser estimado sobre la base de los tamaños relativos de los iones.

Los cationes son pequeños, la mayoría de ellos menores que 10 a 8 cm de radio, mientras que la mayoría de los aniones son mayores. P artiendo de esta base, la mayor parte del espacio de un cristal está ocupado por aniones, mientras que los cationes rellenan el espacio entre ellos.

Observando los modelos de empaquetamiento de cationes y aniones, y considerando la relación de sus radios, se pueden predecir los tamaños y los tipos de átomos que pueden combinarse.

Algunas sustancias químicas forman más de un tipo de estructura cristalina y son llamadas polimorfas, por ejemplo, el carbonato de calcio forma la calcita (cristal trigonal) y la aragonita (cristal ortorómbico).

LA ESTRUCTURA DE ALGUNOS MINERALES COMUNES La mayoría de las rocas está conformada por silicatos minerales, compuestos por los elementos más abundantes de la corteza: el oxígeno y el silicio.

La base de todas las estructuras de silicatos es la relación de radios del silicio al oxígeno, de alrededor de 0.3, lo cual le

permite a cada silicio ser coordinado por cuatro oxígenos en un tetraedro regular. El vínculo entre el sílice (Si) y el oxígeno (O) es medio iónico y medio covalente.

Muchos minerales silicatados también contienen tercer elemento en abundancia de la corteza.

aluminio,

el

La relación de radios entre el aluminio y el oxígeno es 0.36, suficientemente próximo al del Si-O como para permitirle al aluminio reemplazar a los iones de silicio en la estructura tetraédrica.

Esta relación de radios le permite coordinación seis y formar octaedros.

al

aluminio

tener

Los silicatos son clasificados de acuerdo con el modo en que los tetraedros se ligan, formando grupos aislados, anillos, cadenas simples y dobles, hojas y cuerpos tridimensionales (tabla).

Estructuras de los silicatos Geometría de tetraedros Aislados Anillos Cadenas simples Cadenas dobles Hojas Tridimensional

Relación Si/O 1:4 1:3 1:3 4:11 2:5 3:8 1:2

Ejemplo Olivino Berilo Piroxenos Anfíboles Arcillas Feldespatos Cuarzo

Todos los cristales naturales incorporan defectos e imperfecciones, desórdenes en la distribución de cationes y aniones, dislocaciones (tales como pequeñas fallas), átomos faltantes, etc.

Estos defectos pueden ser relacionados con el crecimiento del cristal.

Asimismo, los vidrios pueden mostrar alguna organización en regiones pequeñas de su estructura.

PROPIEDADES FISICAS Y QUIMICAS DE LOS MINERALES La forma en que los iones y átomos se vinculan tiene un efecto directo en las propiedades físicas de los minerales que forman.

Pocos enlaces son exclusivamente iónicos o covalentes, siendo la mayoría híbridos. Por esa razón, la correlación con las propiedades es una generalización débil.

Las propiedades de mayor importancia para los ingenieros son la dureza, la fractura, la gravedad específica y la estabilidad (que es la reactividad con los gases, líquidos y cambios de temperatura).

LOS MINERALES ARCILLOSOS El término arcilla es usado en sentido amplio para describir un grupo de minerales, un tamaño de partículas (menores a 4 micrones), o un conjunto de propiedades.

Los minerales arcillosos están constituidos por unidades simples, como las hojas tetraédricas de iones silicio y oxígeno, llamada sílice, o como las hojas octaédricas de iones aluminio, magnesio, hidroxilo y oxigeno, llamadas alúmina.

Debido a que esas unidades pueden ser acomodadas en distintas formas y pueden llevar agua adsorbida y otros iones, se forma una variedad de especies.

Las arcillas son proclives a la sustitución de iones dentro de su estructura produciendo variaciones en las cargas superficiales y diferenciándose en el espesor del agua que las rodea.

Esto trae aparejado importantes cambios en la resistencia y distribución de las fuerzas atractivas y en la distribución de los iones.

La naturaleza hojosa de la estructura hace que puedan desarrollar una alta superficie específica, dominando ésta sobre las propiedades volumétricas.

http://www.virtual.unal.edu.co/cursos/ciencias/2000088/lecciones/seccion1/capitulo04/tema03/imag en03.jpg

La superficie es tan importante que merece orden de 10 a 100 m2 por gramo de arcilla.

resaltarse:

del

MINERALES QUE LOS INGENIEROS DEBEN CONOCER Si bien es cierto que existen cientos de minerales, la lista de aquellos que son más importantes para la Ingeniería incluye sólo alrededor de 20.

Se trata de los minerales formadores de las principales rocas o de especies que tienen propiedades notables, generalmente negativas y de cuidado. La referida lista incluye:

Silicatos: cuarzo, feldespatos (ortoclasa y plagioclasas), muscovita), clorita, hornblenda, augita, olivino Carbonatos: calcita, dolomita Otros: yeso, anhidrita, halita, pirita, grafito.

micas

(biotita

y

Estructuras de los silicatos

http://bibliotecadigital.ilce.edu.mx/sites/ciencia/volumen3/ciencia3/109/img/arc029.gif

8. LAS ROCAS Las rocas son agregados sólidos de cristales o de granos de uno o más minerales. Se pueden subdividir, según su origen, en tres grandes categorías: Igneas Metamórficas Sedimentarias Las rocas ígneas se forman por el enfriamiento cristalización de un material fundido llamado magma.

y

la

Las rocas metamórficas se deben a la recristalización de otras rocas (previamente formadas), a elevadas presiones y temperaturas y en estado sólido o semisólido.

Las rocas sedimentarias, por su parte, se forman por agregación y cohesión de minerales u otros granos en o cerca de la superficie.

Los procesos de formación de rocas y de sus modificaciones en superficie involucran transformaciones químicas y físicas de

rocas previamente formadas a materiales más o menos estables en el ambiente superficial.

Para la distinción de las unidades rocosas en el terreno se tiene en cuenta: -

la el el el

naturaleza de los constituyentes ordenamiento de estos en el espacio mecanismo de unión entre las partículas tamaño de los granos de las partículas

En la identificación de los tipos de rocas, tiene importancia el reconocimiento de la textura, que es la disposición de los cristales o granos en el interior de la roca, y la estructura, que es la arquitectura de la roca en su conjunto.

Las rocas sedimentarias son identificadas principalmente por su estratificación (no siempre visible o existente), pero también por su textura y por su mineralogía.

La identificación de una roca metamórfica depende del reconocimiento de la foliación y otras texturas típicas. De la misma manera, las claves para distinguir las rocas ígneas son su mineralogía, textura y estructura características.

Dentro de los grupos principales, la identificación también se realiza sobre la base de la observación de la mineralogía y la textura.

LAS ROCAS IGNEAS Las rocas ígneas están divididas en tres grupos, según sea la profundidad en la que se emplace el magma del que provienen: a) plutónicas o intrusivas (profundas) b) hipoabisales o filonanas (intrusivas superficiales) c) volcánicas o extrusivas (que solidifican en superficie)

El moderno sistema de clasificación de los grupos de rocas está basado en su química y en su composición mineralógica. Los dos términos más comúnmente usados se refieren a una amplia división en félsicas (claras) y máficas (oscuras).

Los minerales dominantes en los grupos claros son los feldespatos y el cuarzo (ambos ricos en sílice). Los del grupo oscuro son los piroxenos, anfíboles y el olivino, todos los cuales son ricos en magnesio y hierro.

Asimismo, se los divide de acuerdo con el tamaño de grano, que está relacionado con el modo de formación. La textura indica que, mientras más rápida es la solidificación, más finas son las partículas o granos y más pobre es la cristalinidad.

Los magmas que han enfriado más lentamente pueden resultar en rocas muy granulares, con cristales visibles de hasta varios metros; estas rocas se llaman pegmatitas y pertenecen al grupo de las rocas filonianas.

Por su parte, los magmas más rápidos en solidificar son los materiales volcánicos, que son eyectados y arrojados al aire durante las erupciones (rocas piroclásticas).

Muchas rocas ígneas están constituidas por una mezcla de cristales largos o grandes (llamados fenocristales) dentro de una matriz de cristales pequeños; se las denomina porfiritas.

La figura muestra las denominaciones más comunes de las rocas ígneas y las relaciones que las definen.

Es de destacar que la principal roca plutónica es el granito, mientras que el basalto es la principal entre las rocas ígneas extrusivas.

Existen equivalencias entre las rocas de grano grueso, como las plutónicas, y las lavas y las rocas piroclásticas. Por ejemplo, el basalto es el equivalente volcánico del gabro.

La mayoría de las rocas ígneas constituyen excelentes materiales ingenieriles, debido a su textura cristalina compacta. Cuando están poco o nada alteradas, forman materiales de la mejor calidad para agregados, balasto y fundaciones.

http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/alumno/1bachillerato/petrogeneticos/imagenes/ima31b/magmatismo2.gif

Asimismo, si presentan poco diaclasamiento, permiten las excavaciones tanto a cielo abierto como en túneles, con costos reducidos de sostenimiento.

LAS ROCAS SEDIMENTARIAS La mineralogía y la textura también son útiles en la subdivisión de las rocas sedimentarias. Se clasifican en dos

grandes grupos: las rocas sedimentarias detríticas químicas. La figura indica cómo se generan sus nombres.

y

las

Clásticos BRECHA

ARCOSA

(anguloso)

GRAUVACA

PIZARRA

(c/feldespato)

(físil)

CUARZO ARENITA CONGLOMERADO

ARENISCA

LIMOLITA

ARCILITA

GRAVA

ARENA

LIMO

ARCILLA

_______________________________________________________________ Log tamaño 256

8

4

2

1

0,5

0,25

1/8

1/16

1/256 mm

Químicos ROCA

Composic.

Química Minerales

Caliza CaCo3

Dolomita CaMg(CO3)2

Calcita

Dolomita

Ferrosos Silicatos Carbonatos Hematita Limonita Siderita

Evaporitas NaCl CaSO4 Yeso Anhidrita Halita

Cher SiO2

Orgánicos Carbono

Fosfato Ca3(PO4)2

Opalo Calcedonia

Carbón Petróleo

Apatita

Las arcilitas, las areniscas y las calizas, son los tres tipos de rocas sedimentarias más abundantes, representando más del 95% de ellas.

De esa fracción, alrededor del 70% son arcilitas, el 20% son areniscas y un 10% son rocas calcáreas.

Los sedimentos detríticos se forman por transporte mecánico y depositación de clastos (partículas).

El tamaño y la forma de las partículas sedimentarias son característicos de la naturaleza de las corrientes de transporte.

La morfología de los granos de las rocas sedimentarias es una propiedad importante desde el punto de vista ingenieril debido a que se puede requerir una cierta redondez, angulosidad o forma para una aplicación particular o para dar propiedades a materiales como el hormigón, por ejemplo.

El grado de redondez de las partículas es formulado por medio de una escala subjetiva.

La forma de las partículas de los sedimentos puede ser medida a partir de la longitud relativa entre sus tres dimensiones (ejes del grano).

El agrupamiento de las partículas se denomina fábrica y su diseño influye, ya que determina las anisotropías mecánicas e hidráulicas (planos de debilidad, estratos permeables…).

Las rocas sedimentarias químicas son precipitados de soluciones que ocurren mayormente en los océanos; su mineralogía refleja la composición de la solución madre.

Las evaporitas constituyen un grupo de rocas sedimentarias químicas formadas a partir de la evaporación de aguas con sales en solución en cuerpos tales como lagunas o lagos salados, propios de regiones áridas (cuencas cerradas con intensa evaporación).

El proceso de formación de una sedimentita comprende la litificación, que es la conversión de una masa de sedimentos no consolidados en una roca coherente y sólida.

Involucra procesos de recristalización (formación de cristales), compactación (reducción de volumen por pérdida de vacíos o deshidratación) y cementación (actuación de sustancias intersticiales que adhieren a las partículas entre sí).

La resistencia mecánica de las rocas litificadas es proporcional a la resistencia de sus granos en compresión y a la del material cementante en esfuerzos de tracción.

LAS ROCAS METAMORFICAS Las rocas metamórficas son el resultado del metamorfismo, proceso que puede ser regional, dinámico o de contacto.

El metamorfismo regional es producido por calor y presión, que transforman los sedimentos y las rocas en profundidad.

El metamorfismo de contacto, en tanto, se produce por la afectación de las rocas cercanas a una intrusión ígnea, mayormente por calor.

La mayoría de las rocas metamorfizadas regionalmente muestran foliación, una estructura hojosa debido al alineamiento paralelo de minerales.

El metamorfismo de contacto, en cambio, tiende a producir rocas del tipo granular, como los hornfels.

Consecuantemente, el tipo de foliación y el tamaño de los granos son usados como base para la subdivisión de las rocas metamórficas en esquistos, pizarras, gneises y granulitas (figura).

Otras rocas metamórficas son denominadas según sus minerales constituyentes predominantes, tales como el mármol (calcáreo metamorfoseado) y la cuarcita (cuarzoarenita metamorfoseada).

La fábrica de las rocas metamórficas es el resultado del crecimiento de cristales (lo que produce un entrecruzamiento de granos), porosidad pequeña y alta resistencia mecánica. La presencia de presión en la génesis genera frecuentemente una orientación en los granos y, consecuentemente, anisotropía mecánica en los macizos (comportamiento diferencial ante los esfuerzos actuantes, según su dirección).

La anisotropía es de particular importancia para las actividades ingenieriles y debe ser tenida en cuenta en el diseño de las fundaciones y en la ubicación, el diseño y procedimientos de avance en excavaciones y túneles.

Las rocas metamórficas son rocas cristalinas con propiedades similares a las ígneas pero de mayor complejidad, al tener un rango composicional más amplio y la ya comentada anisotropía.

LAS ROCAS COMO MATERIALES INGENIERILES La división presentada seguidamente es eminentemente genética y no implica propiedades útiles para la Ingeniería. Por esa causa, la descripción de las rocas debe ser complementada con otras características.

Dado que las rocas pueden varían enormemente, una observación cuidadosa y los ensayos pertinentes son de vital importancia.

Como las distintas variedades de rocas tienen propiedades diferentes, se debe tener cuidado cuando dos o más tipos de rocas están involucrados en los macizos rocosos abarcados por

un proyecto. El análisis debe poder contestar los siguientes tópicos: -

escala y geometría grado de alteración erosión presencia de fracturas y pliegues bordes entre los tipos de roca distribución del agua en sus poros

Esta visión debe ser modificada con el énfasis puesto en aquellos rasgos que sean de interés para el ingeniero, sea como material de construcción, excavación y/o fundación.

Desde este punto de vista, son importantes las dimensiones de los cuerpos rocosos, su continuidad y sus propiedades mecánicas y, hasta cierto punto, las propiedades químicas.

Una clasificación interesante para los ingenieros, debido a que incluye parámetros de importancia para la actividad es la siguiente: TEXTURA I

Cristalina

II

Cristalina embebida

La roca consiste enteramente en granos entrelazados que no pueden ser desprendidos al rayarlos Los granos están aislados por una matriz y no pueden ser desprendidos

III

Indurada

Los granos entrelazados pueden ser desprendidos

IV

Compacta

No existen granos visibles pero se desprenden partículas al ser rayadas

V

Cementada

Los granos son visibles y pueden desprenderse al ser rayados

no

son visibles ni

ESTRUCTURA h l

Homogénea Lineal

i

Foliada intacta

j

Foliada fracturada

No existe acomodamiento visible de los granos Preferencia de orientación linear en los granos Agrupamientos visibles de granos o colores pero no de fracturas Estructuras planares visibles tales como estratificación o fracturas

COMPOSICION N No calcáreo P Parcialmente calcáreo C Calcáreo

COLOR 1 2

Coloreado claro Coloreado oscuro

TAMAÑO DE GRANO Y SELECCIÓN a Granular grueso Partículas mayores que 2 mm b Granular medio Partículas entre 0,1 y 2 mm (visible) c Granular fino Partículas menores que 0,1 mm (no visible) x Equigranular Granos aproximadamente del mismo tamaño y Inequigranular Granos mostrando un rango de tamaños

http://profesores.sanvalero.net/~w0548/min%20y%20roc%20imagenes/Minerales%20y%20Rocas_archivos/R YM-13.GIF

http://www.oxfordjournals.org/our_journals/petroj/online/Volume_40/Issue_06/graphics/egc043f3.gi f

9. EL MAGMATISMO El magma es una solución de muchos constituyentes químicos a temperaturas entre 600 y 1200 oC y con presiones de 2 a 12 kb.

Su generación es un fenómeno local de la corteza inferior y el manto superior, debido a la acumulación de calor. Una vez formado, el magma es un líquido menos denso que los sólidos que lo rodean y tiende a desplazarse hacia arriba.

La composición de los magmas varía de un lugar a otro y con ello la de las rocas resultantes. La explicación a la diversidad de composiciones radica en la forma de fundirse, cómo y dónde se acumulan y se movilizan y cómo cristalizan para formar rocas ígneas.

La mayor división de las rocas ígneas en finamente cristalinas (como los basaltos) y rocas de textura gruesa (como los granitos) está basada en sus diferentes orígenes.

El vulcanismo da lugar a las rocas extrusivas, que se enfrían rápidamente en la superficie. El plutonismo, que implica la cristalización del magma en profundidad, donde las temperaturas y presiones son altas, da lugar a las rocas intrusivas, que se enfrían lentamente para formar cristales gruesos. Las rocas hipoabisales o filonianas, por su parte, cristalizan cerca de la superficie.

El origen del magma El magma existe como una región líquida discreta dentro de la corteza sólida. En las cordilleras mesooceánicas se produce la mayor generación de magma basáltico. Los granitos y otras intrusivas silícicas se encuentran casi exclusivamente en los continentes. Entonces, la corteza continental es más silícica, en contraste con la composición máfica de la corteza oceánica.

Las temperaturas de fusión de las rocas varían grandemente con la presión, temperatura y la cantidad de agua presente.

El punto de fusión baja con el aumento del contenido de agua y de la presión.

Las diferencias en la composición de fusiones basálticas, y los lugares en donde se originan, sea en la corteza como en el manto, se deben a: 1) los efectos de presión y contenido de agua a las temperaturas de fusión de los basaltos y de los silicatos minerales 2) las diferentes rocas fuente, que dan origen a fusiones parciales 3) los variados procesos de diferenciación, que ocurren a medida que el líquido asciende a través del manto y de la corteza.

Muchos granitos son formados probablemente por metamorfismo o por la fusión parcial de una mezcla de sedimentos y antigua corteza en las zonas de subducción, tanto en la corteza como en el manto superior.

LAS ROCAS INTRUSIVAS El granito es una roca formada por la cristalización desde una masa fundida, caliente.

A medida que asciende, el magma intruye la roca de las partes superiores de la corteza y se enfría lentamente. Allí forma cristales de cuarzo, feldespato, mica y otros.

Las rocas ígneas contienen muchos minerales. Uno de los minerales félsicos más simples son las plagioclasas, que son una mezcla de albita (un aluminosilicato sódico) y anortita (un aluminosilicato cálcico).

Ellos cristalizan a diferentes rangos de temperaturas, involucrando una continua reacción de los cristales recientemente formados, con la mezcla circundante, hasta ocurrir la cristalización completa.

Esta se produce con cristales que tienen la misma composición, a menos que por alguna circunstancia el proceso se interrumpa.

El orden de cristalización de los minerales máficos puede producir diferenciación (en una serie discontinua de reacción) antes que una continua gama de composiciones, como en el caso de las plagioclasas.

En la cristalización fraccionada, los cristales formados al principio no reaccionan continuamente con el magma.

La diferenciación magmática La diferenciación magmática o fraccionamiento es el proceso por el cual un magma madre uniforme origina rocas de una variada composición. Esto ocurre debido a las diferentes fases de cristalización, a partir del magma a diferentes temperaturas.

Una fusión parcial está formada tanto por una reacción continua como por una serie discontinua en la cual la proporción del líquido a sólido remanente depende de la composición y temperatura de fusión de las rocas fuente y de la temperatura y presión.

Bowen (1928) combinó las cristalizaciones continua y discontinua de los principales minerales de las rocas ígneas en un esquema general de diferenciación magmática (esquema).

En la naturaleza, los mecanismos son más complejos que los de los primitivos modelos.

La diferenciación magmática cristalización fraccionada, diferencial, inmiscibilidad contenido de oxígeno y mezcla

puede ocurrir como resultado de fundición parcial, enfriamiento de líquidos, variación en el de diferentes magmas.

ORDEN DE CRISTALIZACION OLIVINO

PLAGIOCLASA CALCICA AUGITA HORNBLENDA

PLAGIOCLASA SODICA BIOTITA FELDESPATO POTASICO MUSCOVITA CUARZO

Esta diferenciación puede producir magmas silícicos a partir de magmas originalmente máficos.

Asimismo, grandes cuerpos graníticos asociados con las zonas de convergencia de placas tectónicas pueden haberse formado por fundición de algunas combinaciones de sedimentos, rocas ígneas y metamórficas que pueden dar lugar a composiciones graníticas.

LAS FORMAS DE LAS INTRUSIONES MAGMATICAS Los mecanismos por los cuales las rocas ígneas son formadas en profundidad pueden ser estudiados solo indirectamente, a partir de la evidencia reunida luego de que éstas han enfriado.

http://geodinamica.no.sapo.pt/imagens/imagensintrogex/batolito.gif http://personales.ya.com/geopal/g-b_1bach/ejercicios/imagenes/estrucmag.gif

El magma ascendente a través de la corteza se hace espacio para circular de varias formas: empujando, deglutiendo las rocas de caja o expandiéndolas.

Los plutones son grandes cuerpos ígneos que han cristalizado en profundidad a partir del magma. Los lopolitos y batolitos son intrusiones masivas de magma que presentan grano grueso.

Un lopolito es un intrusivo largo, generalmente concordante, cuyo centro se ha hundido hacia abajo, tanto el piso como el techo, en forma de ensaladera. La mayoría están diferenciados, mostrando bandas de minerales contrastantes.

Los batolitos son intrusivos discordantes de una área de por lo menos 100 km2. Si son menores, se denominan stocks. Asimismo, tienen varios kilómetros en profundidad (de 10 a 30 km).

Algunos muestran contactos pronunciados con la roca de caja y presentan estructuras de flujo, lo cual implica que fueron formados por inyección de una intrusión magmática. Otros, se presentan limitando en forma gradual con la roca de caja, sin contactos bruscos, sugiriendo que los sedimentos preexistentes fueron granitizados, convirtiéndose in-situ en granito por fusión parcial y por invasión de soluciones y gases calientes.

Los lacolitos son formados por la inyección de magma a lo largo de planos de estratificación, con una forma de hongo, abombando las capas suprayacentes.

Los sills o filones capa son plutones tabulares que se han formado por inyección de magma entre capas de rocas estratificadas en forma concordante.

Los diques son plutones tabulares que cortando las capas de la roca de caja.

están

discordantes,

LOS FENOMENOS EXTRUSIVOS Las lavas difieren del magma madre por haber perdido algunos constituyentes volátiles y haber ganado o perdido algunos compuestos químicos, en su ruta hacia la superficie.

El vapor de agua es el mayor constituyente de los gases (70 a 95%) y es seguido por el dióxido de carbono, el dióxido de sulfuro, trazas de hidrógeno, monóxido de carbono, azufre y cloro.

Los volcanes son las fuentes de la atmósfera y de los océanos.

La erupción es un fenómeno conducido por el gas en solución y su ebullición desde los magmas, en función de sus temperaturas, presión y composición.

http://www.monografias.com/trabajos60/sismicidad-vulcanismo/Image1.gif http://www.telefonica.net/web2/jjacedo1/Imagenes/Geologia/05-erupcion%20%28Esquema%29.jpg

La mayor parte de la expulsión explosiva de lava y otros materiales piroclásticos es debida a la exsolución (separación) de los gases disueltos de la lava, a medida que ésta asciende por la chimenea volcánica hacia regiones de baja presión.

El principal compuesto volátil es el agua, que es mantenida soluble en el magma debido a una alta presión externa. Si la presión externa disminuye o la presión interna (tensión de vapor) aumenta, el agua se separa del magma, formando burbujas.

Una vez que la ebullición comienza, se producen varias etapas de mezcla de líquidos, partículas sólidas y gases, con variaciones en densidades y viscosidad. Cuando el número de burbujas se incrementa, la viscosidad de esta espuma es mayor.

Esto puede llevar al taponamiento del conducto. Más tarde, las burbujas coalescen y el sistema se transforma en uno de partículas fluidificadas y gotas líquidas atrapadas en una

corriente de gas hacia arriba. Los cambios de líquidos a gases están diferenciados como rasgos distintivos de los mecanismos de intrusión.

Los materiales volcánicos La naturaleza de la actividad volcánica depende del tipo de material expelido. La composición mineralógica de las lavas afecta a los estilos eruptivos y a las clases de paisajes que forman luego de enfriarse.

El volumen del material eyectado puede alcanzar cifras importantes, tanto en producción global anual (ver tabla) como en erupciones individuales.

Producción anual promedio de material volcánico Márgenes de Placas Zona de subducción (volcanes en islas): 1.0 extensión (dorsales): 4-5.0 Interiores (intraplaca) Placas oceánica (islas volcánicas, guyot: 1.0 Placas continentales (plateau): 0.1 Total: 6- 7.0

km3 km3 km3 km3 km3

Comparación gráfica de grandes erupciones ocurridas en épocas recientes.

Relación con la magnitud de las ocurridas en el campo volcánico de Yellowstone, EE.UU. http://www.uwec.edu/jolhm/EH2/Erickson/comparison.jpg

Las lavas se clasifican en félsicas, intermedias y máficas, basándose en el contenido decreciente de sílice (claras) y creciente de minerales conteniendo hierro y magnesio (oscuros).

Los magmas con alto contenido de silicio conducen a un incremento de viscosidad, con retención de volátiles y un incremento de presión que origina explosiones violentas. Por su parte, las erupciones basálticas son relativamente calmas.

Las principales lavas son grupos basálticos (máficas) e intermedios. Los magmas ultramáficos casi nunca llegan a la superficie a través de vulcanismo.

Las Corrientes de lava Las lavas basálticas pueden fluir ladera abajo porque son altamente fluidas. Alcanzan velocidades de desplazamiento de hasta 100 km/h y cuerpos de 50 km de largo. Se desparraman en finas capas. La riolita, el magma más félsico, es más viscoso y fluye muy lentamente, formando depósitos gruesos. La andesita, con su contenido de silice intermedio, muestra propiedades intermedias.

Los flujos basálticos se pueden ver en formas pahoehoe (forma de cuerda), una lava altamente fluida que se desparrama en capas. Las lavas aa son lavas de menor movimiento y de superficies ásperas; han perdido su volatilidad y fluidez.

Las explosiones varían en la escala de los bloques que arrojan, desde el tamaño de una pelota de futbol hasta grandes como una casa.

Las pillow lavas (pilas de bloques en forma de bolsas), elipsoidales, de alrededor de un metro, son características de erupciones submarinas basálticas y andesíticas.

Cuando las efusiones emiten vapor u otros gases, se forman amígdalas (espacios vacíos). La lava extremadamente amigdaloide pasa a llamarse pumita.

Cuando las lavas se enfrían, se contraen y se diaclasan de modo columnar, con discontinuidades perpendiculares a la superficie de enfriamiento. Asimismo, se pueden formar cuevas o tubos cuando la fuente de alimentación se corta y la lava remanente drena de su canal.

Los depósitos piroclásticos La tefra es el nombre dado al conjunto de sólidos eyectados del volcán. Son de tamaño variable, desde micrones a metros.

Los gases disueltos y el agua son importantes constituyentes del magma y pueden ser emitidos durante una erupción con violencia. Esto es común en los magmas félsicos.

Los piroclastos son materiales rocosos fragmentarios eyectados hacia el aire. Varían entre polvo o ceniza (2 mm) hasta bombas (6 cm a 100 m). Cuando caen, forman tufitas (de partículas finas) y brechas volcánicas (de partículas gruesas).

Los flujos piroclásticos se forman a partir de partículas sólidas y gases calientes (800 oC) llamadas nubes ardientes y pueden formar tufas soldadas o ignimbritas.

Los Estilos eruptivos Erupciones lineales Desde las fisuras largas y angostas pueden emanar tanto lavas basálticas como materiales piroclásticos félsicos. Los basaltos forman los plateau, y también se encuentran en conexión con la expansión del fondo oceánico.

En 1783, en Islandia, se produjo un evento de este tipo desde una fisura de 32 km de largo; arrojó 12 km3 de basalto.

http://www.fellslikehome.com/images/image.jpg

Los materiales piroclásticos pueden producir extensos campos ignimbríticos, aunque no haya registros históricos.

Erupciones centrales Son producidos por chimeneas que arrojan materiales extrusivos formando conos característicos. En la mayoría de los volcanes, se origina un cráter en su ápice. Los aparatos formados por lavas basálticas tienen taludes tendidos (6 a 12 grados) y

pueden formar una especie de escudo, como el Mauna Loa, en Hawaii.

Las lavas félsicas son tan viscosas producen domos volcánicos (como dentífrica). Estos pueden luego explosión, como ocurrió con el Mt. S.

que apenas pueden fluir y la extrusión de pasta ser destruidos por la Helen (Washington).

Los conos de cenizas se construyen de materiales piroclásticos eyectados desde la chimenea y tiene hasta 30 grados de pendiente.

El cono puede ser compuesto o conformar un estratovolcán, cuando se construye con capas alternadas de coladas de lavas y estratos de piroclastos. http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/6/61/Cinder_cone_lmb.png/200pxCinder_cone_lmb.png

El Vesubio y el Etna son ejemplos típicos de conos de cenizas.

Las calderas son grandes depresiones de origen volcánico.

Pueden tener 50 km de diámetro y se generan por derrumbe del techo de la cámara magmática (Ej.: caldera del Cerro Galán, en la Puna de Catamarca).

La explosión de grandes calderas es el fenómeno de mayor destructividad. Yellowstone, arrojo 1000 km3 de derrubios piroclásticos en una erupción prehistórica.

Las diatremas son chimeneas volcánicas rellenas con brechas.

Algunas, hechas con kimberlita alojan diamantes, habiéndose formado a 125 km de profundidad, en el manto terrestre.

Otros fenómenos volcánicos Las nubes ardientes pueden encontrar un río, transformándose en lahares, que son flujos de derrubios volcánicos.

Esto también pasa cuando en el cráter está alojado un lago y se produce erupción.

Las aguas termales y geysers son fuentes calientes de agua que es expulsada intermitentemente y con gran fuerza. Las fumarolas, en tanto, son emisiones de gas o vapor.

10. EL METAMORFISMO El metamorfismo es el proceso por el cual rocas preexistentes son alteradas por efectos de la temperatura y presión. Está controlado por el gradiente geotérmico y los patrones de deformación, que tienen como causa última el movimiento de las placas.

Las texturas de las rocas metamórficas, tales como la foliación, son las principales herramientas para interpretar las fuerzas deformacionales que producen las rocas.

Aún cuando puede haber algunos cambios metasomáticos proceso en el cual algunos compuestos químicos migran), metamorfismo aparentemente se realiza isoquímicamente, decir, sin cambios químicos, salvo la pérdida de agua y dióxido de carbono. Esto es útil para la reconstrucción de condiciones de los ambientes del pasado.

(un el es de las

Los cordones metamórficos han sido interpretados dentro del marco de la tectónica de placas como el resultado de la alteración en las zonas de subducción. Pares con cadenas de metamorfismo de rocas de alta y bajas presión son usadas para identificar las porciones de arcos y antearcos de antiguos sistemas volcánicos asociados a la subducción.

Tipos de metamorfismo El metamorfismo de contacto ocurre cuando una intrusión plutónica cocina la roca de caja. La alta temperatura causa la desaparición de algunos minerales, que son reemplazados por otros. Por ejemplo, la arcilla --> mica.

El metamorfismo dinámico o sintectónico es producido intensos plegamientos y callamiento, donde las rocas sometidas a cizallamiento y transformadas en cataclasitas.

por son

El metamorfismo regional ocurre cuando una gran masa de rocas es objeto de altas temperaturas y presiones. Ocurre en las raíces de cadenas montañosas plegadas e intruidas, que han sido luego erosionadas.

TEXTURAS METAMORFICAS Las texturas de las rocas metamórficas son el resultado de la recristalización o conversión de un mineral en otro, en estado sólido.

La foliación es un juego de planos paralelos que generalmente cortan a las rocas en ángulo con la estratificación del

sedimento original (ver figura). Incluye planos paralelos, fracturas de clivaje, flujo de clivaje, esquistosidad y lineación. Estas texturas son formadas por la orientación preferencial de cristales de minerales hojosos o agujosos que crecen durante el metamorfismo.

La orientación está relacionada con las direcciones de las fuerzas de deformación responsables de la cristalización o de la recristalización.

http://www.nature.nps.gov/geology/usgsnps/noca/fig44.gif http://earthsci.org/processes/struct/meta/foliate.gif

Algunas rocas metamórficas no son foliadas. Ese grupo incluye a las cuarcitas, rocas derivadas de areniscas cuarzosas, y a los mármoles, derivados de calcáreos puros.

En esos casos, comenzando desde estados heterogéneos, con granos individuales de distintos tamaño, forma e imperfecciones, comienzan a crecer los cristales a medida que la roca es calentada.

Generalmente, los cristales grandes lo hacen a expensas de los pequeños, siendo el resultado final una roca homogénea y con cristales grandes.

La mayoría de los episodios del metamorfismo está asociada con deformaciones estructurales que pueden ser pre, post o sintectónicos (antes, después o durante el alzamiento montañoso).

Las rocas consistentes

cataclásticas en partículas

incluyen brechas de que van desde algunos

fricción mm hasta

metros en diámetro. En las milonitas, rocas finas y gneiss de ojos, estos cristales de porfiritas son producidos por la abrasión y el corte.

METAMORFISMO REGIONAL La mayoría de las rocas metamorfoseadas regionalmente se han formado por una combinación de altas temperaturas y presión.

No obstante, en algunas áreas de subsidencia rápida se generan altas presiones con relativamente poco incremento de la temperatura.

Asimismo, en las regiones superficiales de la corteza, la temperatura puede haber crecido considerablemente con relación a un incremento pequeño de presión.

El metamorfismo regional produce una serie de asociaciones minerales que pueden ser usadas para cartografiar en isogradas las líneas que reflejan iguales condiciones de presión y temperatura.

Las facies metamórficas son una agrupación de tipos de roca por su asociación mineralógica, en relación a la temperatura y presiones de formación.

En general, un incremento en presión también incrementa la temperatura necesaria para la transformación de los minerales.

Un metamorfismo a alrededor de 300 oC es referido como de muy bajo grado; entre los 300 y 500 oC es de bajo grado.

Entre 500 y 600 oC es metamorfismo de grado medio y el metamorfismo de alto grado es el que sobrepasa los 600 oC, en rocas ya parcialmente fundidas.

El metamorfismo extremo puede producir migmatitas, que son rocas que están en camino de ser magmáticas, ya que sufren fusión parcial. Estas rocas son componentes de algunos batolitos.

METAMORFISMO DE CONTACTO Las intrusiones ígneas están rodeadas por márgenes de rocas alteradas llamadas aureolas.

En ellas se encuentran zonas secuenciales de minerales índice que se han formado por recristalización y que están influenciados por la temperatura y la composición de las rocas.

La naturaleza general de los patrones de las aureolas de contacto ilustra la tendencia de los minerales que contienen volátiles.

http://sites.google.com/site/correiamiguel25/fig2gs1001contacto.jpg

Estos son elementos o compuestos que fácilmente escapan y que son hallados en las zonas exteriores o minerales libres de gases que se la encuentran en las zonas internas de las aureolas, calientes y secas.

11. LA METEORIZACION La meteorización comprende un decaimiento o cambio químico y la fragmentación física de los minerales, formados en su mayor parte a altas presiones y temperaturas en el interior de la Tierra, ante las condiciones en superficie.

La meteorización es un doble proceso: fragmentación (mecánico) y decaimiento (químico) operando conjuntamente, ayudándose y reforzándose entre sí.

http://www.efn.uncor.edu/dep/GeoBas/GeoGral/progra5.jpg

La tendencia general puede ser expresada por el conocido principio de Le Chatelier, que expresa que cualquier cambio en los factores que afectan el equilibrio de un sistema causará una reacción en éstos, tendiente a neutralizar sus efectos.

Así, una disminución en la presión conducirá a la generación de fases o mayores volúmenes y un incremento de calor producirá una reacción endotérmica.

Podemos contrastar las diferencias entre las rocas de diferente composición, entre aquellas sometidas a diferentes climas y las que se encuentran en diferentes ambientes, desde suelos hasta laderas montañosas.

Los procesos físicos más importantes de la meteorización son: -relajación por descarga de la tapada rocosa suprayacente -expansión y contracción térmica -crecimiento de cristales incluido el hielo -arrancamiento coloidal -actividad orgánica

Por otra parte, entre los procesos químicos se destacan: -hidrólisis -quelación -intercambio catiónico -oxidación y reducción -carbonatación

LA FRAGMENTACION La rotura de las masas de rocas en bloques, rodados, arena y limos, está ligada intrínsecamente a los procesos químicos de alteración de las rocas.

Debido a que la relación de superficie a volumen de partícula se incrementa a medida que el tamaño de las partículas decrece, la alteración química se hace más eficiente a medida que las rocas se fracturan en partículas más pequeñas.

La fragmentación ayuda a la alteración química, abriendo canales para que el agua y el aire penetren en las rocas, promoviendo tal alteración.

Los procesos químicos y físicos están relacionados con la acción de los organismos, desde bacterias hasta raíces de árboles. Los estudios de fragmentación rocosa de la Luna muestran poca evidencia de los mecanismos normales observados en la Tierra y denotan el rol de la alteración química en la fragmentación.

Tipos de fragmentación El clivaje, la esquistosidad, la estratificación, y otros planos estructurales de las rocas constituyen zonas de debilidad. Las fracturas tienden a formarse a lo largo de ellas.

Las rocas masivas, como los granitos, tienden a romperse a lo largo de fracturas planas regularmente espaciadas, producidas por las tensiones. Algunas veces, estas diaclasas forman superficies curvadas (como hojas de cebolla), debido a la relajación de tensiones que ocurre al desaparecer la cobertura rocosa suprayacente, por erosión.

Una vez que las diaclasas, planos de estratificación y otras fracturas se abren, el agua, las bacterias y las raíces comienzan su trabajo, ensanchándolas y prolongándolas.

Uno de los mecanismos más eficientes en la clastación (proceso de generación de clastos) es el congelamiento.

La cristalización de soluciones salinas con minerales, tales como la sal o el yeso, también producen el esfuerzo de cuña de las fracturas.

La expansión térmica combinada con la acción de la congelación y la meteorización química, producen la exfoliación, que consiste en un proceso de desintegración esferoidal.

Tamaños y formas de fragmentos Los diferentes tamaños y formas de las partículas son atribuibles a las características de sus rocas Los tamaños y formas de los bloques, rodados y mayormente heredados de los patrones de estratificación y foliación a lo largo de los cuales

erosionadas originales. gravas son diaclasado, se rompen.

Los granos de arenas están mayormente constituidos por cristales provenientes de la desintegración de rocas granulares gruesas. Las partículas de los limos son roturas y resultados de molienda a partir de cristales finos.

Las arcillas provienen mayormente de la meteorización química de minerales inestables.

LA ALTERACION La meteorización no procede a igual velocidad en todos los climas. Una de las razones es la velocidad de las reacciones químicas, la cual se incrementa a medida que aumenta la temperatura. La otra de las razones es el contraste entre el estado húmedo y el estado seco. El agua es necesaria para las reacciones de alteración y la vegetación (que participa en el fenómeno) crece mejor en climas húmedos.

La distribución de los factores climáticos en las distintas latitudes, desde los polos al ecuador, produce distintos perfiles de meteorización en las rocas superficiales.

En climas templados, puede pensarse en el granito como la más permanente o resistente de las rocas, en tanto, en los trópicos húmedos, reconoce que muchos bochones de granito en el suelo pueden ser disgregados manualmente.

Estas rocas se disgregan debido a que el entrecruzamiento original entre los cristales de cuarzo y feldespato no se mantiene debido a que estos últimos se alteran a un tipo de arcilla denominado caolinita. Esa conversión depende de la cantidad de lluvias, la temperatura, y el tiempo en contacto con el agua. No obstante, y obviamente, el tiempo que debe transcurrir es mucho.

Podemos escribir una ecuación para la alteración del más común de los feldespatos del granito, que es la ortoclasa, formada por potasio, aluminio, sílice y oxígeno. feldespato

KAlSi3O8

+

agua

H2O

=

caolinita

Al2Si2O5(OH)4

Los feldespatos ubicados en la superficie fresca (reciente) de rocas parecen mejor preservados que aquellos que están en rodados enterrados en suelos húmedos, los cuales pueden estar cubiertos por una capa de caolín. La diferencia aquí estriba en el ambiente del suelo.

Todos los minerales arcillosos son silicatos hojosos. Cada tipo de arcilla debe su carácter distintivo a los cationes, tales como el sodio, potasio, magnesio o calcio, que ocupan las posiciones dentro y fuera de las hojas.

El monto total de sedimentos existentes en todo el planeta es de alrededor de 3 x 1025 g. Alrededor de un tercio son minerales arcillosos.

Los feldespatos pueden alterarse hacia diferentes tipos de minerales arcillosos (además de la caolinita) bajo condiciones de meteorización diferentes.

Las smectitas son un grupo abundante de arcillas formadas en climas cálidos y semiáridos. Son también el principal producto de la alteración de las cenizas volcánicas.

Otro tipo abundante de minerales arcillosos, la illita, típicamente se desarrolla a partir de la meteorización de sedimentos en regiones templadas.

Bajo las condiciones de extrema alteración, existentes en los trópicos, la caolinita puede disolverse parcialmente dando sílice en solución, dejando un residuo solido de hidróxido de aluminio, la gibbsita.

Este es el principal componente de las bauxitas, materiales de gran importancia económica.

Los experimentos muestran que los tres principales efectos de alteración química son: disolución de cationes y sílice hidratación de minerales basificación de las soluciones

El dióxido de carbono (gas) se disuelve en agua para formar ácido carbónico.

Cuando el dióxido de carbono se disuelve en agua de lluvia, ésta se hace ligeramente ácida, pero lo suficiente para ser corrosiva para los feldespatos.

Los sedimentos calcáreos solubles Dada una determinada cantidad de agua, los calizas se disuelven más rápidamente y en mayor cantidad que los silicatos.

Por ambas razones, la alteración química de los calcáreos es la más importante en la superficie, aún cuando áreas muy superiores estén cubiertas por rocas silicatadas.

La reacción química más característica es: calcita

CaCO3

+

ácido carbónico

H2CO3

=

ion calcio

Ca2+

+

ion bicarbonato

2HCO3-

Los minerales máficos Tanto el olivino como los Piroxenos, se hidrolizan en presencia de agua. Como ejemplo, la reacción del piroxeno férrico incluye la oxidación e hidratación del hierro y la liberación de sílice. ion piroxeno

+

4FeSiO3

oxígeno

O2

+

agua

=

H2O

limonita + sílice soluble

4FeO(HO)

4SiO2

Por cada cuatro átomos de hierro que son alterados, luego de llegar a la superficie terrestre, dos átomos de oxígeno son tomados de la atmósfera.

El dióxido de Carbono se disuelve en agua

PIROXENO Disolución libera iones

El ácido carbónico se ioniza liberando iones El ion bicarbonato también se forma por combinación La CALCITA se disuelve liberando iones

Oxidación del ion ferroso a férrico Precipitación formando un sólido

LIMONITA

Debido a que el hierro es un importante componente de las rocas volcánicas máficas, muchos basaltos y andesitas sufren este proceso de alteración.

Esto se encuentra íntimamente ligado a la estabilidad de estas rocas.

CONCEPTOS DE ESTABILIDAD Se pueden combinar nuestros conocimientos para listar el orden de estabilidad de los minerales bajo condiciones de meteorización, incluyendo alteraciones y solubilidad.

GRADO DE ESTABILIDAD DE LOS MINERALES Más estables

Oxidos de Fe Oxidos de Al Cuarzo Minerales arcillosos Muscovita Feldespato K Biotita Feldespato Na Anfibolita Piroxeno Feldespato Ca

Menos estable

Olivino

El orden de estabilidad está relacionado con la resistencia de los enlaces químicos y las estructuras cristalinas, bajo diferentes temperaturas y presiones.

La mayor estabilidad electroquímica de un cristal es alcanzada a su temperatura de cristalización.

Cuando la temperatura se reduce estabilidad estructural decrece.

por

debajo

de

ella,

la

El orden de estabilidad encontrado en las rocas ígneas es aproximadamente el orden inverso al de cristalización de los magmas; por ejemplo, el olivino, primero en cristalizar, es también el primero en meteorizarse.

Productos resultantes de la meteorización Como resultado de la meteorización podemos encontrar: - minerales inalterados - minerales nuevos, más estables, con la misma estructura que sus predecesores - minerales nuevos, con formas similares a la de sus predecesores pero con cambios en su estructura interna - productos de la destrucción: geles coloidales de alúmina y sílice minerales arcillosos zeolitas cationes y aniones en solución precipitados minerales

- reactivos sin usar

Las composiciones nuevas resultantes son usualmente más estables que las antiguas e involucran un decrecimiento en la energía interna del material.

INDICADORES DE LA TRANSFORMACION DE ROCAS IGNEAS A SEDIMENTOS La meteorización es también un proveedor de materia prima para originar los sedimentos.

La velocidad de supervivencia de los dos minerales formadores de rocas más abundantes, el feldespato y el cuarzo, nos da un índice aproximado de los procesos de meteorización.

Como la cantidad total de cuarzo permanece y el feldespato es transformado a arcilla, a medida que aumenta la intensidad de la meteorización, menor es la cantidad relativa de feldespato.

La erosión rápida desgastante de montañas graníticas produce una acumulación de depósitos fluviales de arenas inalteradas y gravas denominadas arcosas, que tienen casi la misma composición mineral del granito original, ya que aún no han sido afectados por la alteración.

Bajo intensa y continuada alteración, los suelos y detritus reflejan las condiciones del clima y la topografía. En los climas lluviosos y calurosos, los ríos transportan solamente arenas de cuarzo, debido a que los feldespatos han desaparecido por meteorización química.

EL BALANCE QUIMICO GLOBAL La Tierra es como una cámara de reacción gigantesca hecha de dos sub-cámaras, una caliente, en el interior y una fría, en el exterior.

Las cintas transportadoras que operan vulcanismo y la tectónica caliente.

entre

ellas

son

el

La meteorización es la conversión en la cámara fría de los materiales formados en la cámara ▲ Frío

► Vulcanismo Géisers ▲ Calor

HIDROGENO escapa rápido HELIO escapa lento

► ▲ Fluidos

◄

ATMOSFERA OCEANO

METAMORFISMO FUSION

▲

◄ Sólidos ▲

►

Baja presión

◄ Vulcanismo Alzamientos ▲ Alta presión

12. LA MODELACION DEL RELIEVE La erosión es el conjunto de procesos por los cuales las rocas y los suelos son liberados de su estado original y transportados, generalmente laderas abajo. Es producida por los agentes dinámicos que actúan externamente, propulsados principalmente por la energía solar, y tiende a reducir las diferencias de nivel de la superficie terrestre.

La topografía del terreno está dada por las alturas y las depresiones. Un mapa topográfico muestra la distribución de las elevaciones en el área abarcada, a partir de isolíneas.

La distribución mundial de elevaciones El diagrama hipsométrico es la representación de la proporción relativa de la superficie yaciente en cada altitud.

Se lo confecciona graficando la altitud en función de las áreas totales correspondientes a cada elevación.

La máxima altitud (8900 m) no es muy diferente de la más profunda fosa (10.800 m). Esos rangos tienen menor porcentaje, relacionándose con actividad tectónica reciente.

Una vez que la maquinaria tectónica trata de crear montañas en una región, se establece una carrera en donde la erosión trata de reducirla en altura, operando lentamente, en un largo período.

Los mecanismos que controlan la altura de las montañas despliegan un patrón general que puede ser considerado como un proceso de retroalimentación negativa.

En este tipo de proceso, los resultados de la primera acción inducen una acción secundaria proporcional que, a su vez, reduce a la primera.

El alzamiento tectónico causa un incremento de la velocidad de erosión, la cual a su vez reduce la elevación superficial e incrementa la velocidad de sedimentación.

La elevación es pues balanceada entre el alzamiento tectónico y la velocidad de erosión.

CLIMA Y TOPOGRAFIA Dado que la erosión la influyen. Una de climas trabajan es agente directo de la

delinea la topografía, los climas también las formas más importantes en la que los por intermedio de la vegetación, que es alteración química de las rocas.

Si bien los climas influencian la topografía y viceversa, también es verdad que la topografía controla fuertemente a la meteorización y a la erosión.

Los geólogos han reconocido las distintas velocidades de denudación en altas elevaciones, donde la alteración química es pequeña. Estas pueden ser promediadas sobre cada una de las regiones, tal como lo indica la tabla. La participación de los seres humanos puede acelerar la denudación de tres a diez veces.

Los cursos de la meteorización pueden ser expresados en términos de la relación entre la meteorización mecánica y la química.

En los terrenos de alta montaña, la relación es alta, dado que predomina la fragmentación mecánica. En las praderas bajas, en cambio, la relación es pequeña, dado que la acción mecánica es muy poca comparada con la alteración química. http://ram.meteored.com/numero39/imagenes/historiaclima2.jpg

Estos hechos son tenidos en cuenta para estudiar los climas del pasado.

Velocidades de erosión CLIMA

Continental Templado Bosques lluviosos Arido Semiárido Polar/montañoso Glacial/capas Glacial/valles Cualquier clima

RELIEVE

normal empinado normal empinado variable normal empinado normal empinado bad lands

RANGO TIPICO PARA LA VELOCIDAD DE DENUDACION mm/ 1000 años 10 100 10 100 10 100 10 50 1000 1000

-

100 200 100 1000 ?

1000 1000 200 5000 1000000

La topografía es más importante que el clima en la determinación de la relaciones entre acciones mecánica y química. Más aún, se ha reconocido que la topografía influye sobre los climas más fuertemente y directamente que los climas sobre la topografía.

LAS FORMAS DEL TERRENO El nombre montaña es un término relativo e impreciso. Se trata de una masa grande de rocas que se proyecta sobre sus inmediaciones.

Un plateau es un área amplia, plana y de apreciable elevación en relación a las áreas circundantes. Muchos plateau son relativamente chatos debido a que tienen su piso cubierto con capas de lavas.

Las formas están dictadas mayormente por los procesos erosivos de las rocas que ellas forman y por su estructura. Por ejemplo, las arcilitas tienden a formar taludes suaves mientras que las rocas calcáreas pueden formar acantilados, en climas secos.

Control estructural de la Topografía Los pliegues y las fallas producidos por la deformación de las rocas en el curso del alzamiento de las montañas dejan su marca en la superficie. Esas expresiones topográficas son a menudo una guía para las estructuras que las controlan. Luego la erosión hace lo suyo.

En las capas horizontales de resistencia uniforme, la topografía tiende a ser homogénea y todas las colinas y valles a formar el mismo tipo de taludes (sector izquierdo). http://www.educa.madrid.org/web/ies.rayuela.mostoles/Publicaciones/ApuntesCienciasTierra/imagene s/geosfera/pliegues.png

El relieve formado por capas resistentes conjuntamente con otras muy débiles tiende a formar acantilados y taludes suaves.

Las cuestas están formadas por series de capas resistentes y débiles intercaladas que están inclinadas y erosionadas. Los hogbacks son similares, pero más empinados.

Los escarpes son producidos por fallas casi verticales que han desplazado a la topografía.

En las etapas primeras del plegado, los anticlinales forman crestas, mientras que los sinclinales determinan valles.

Luego, las posiciones de las crestas y valles están definidos por la resistencia a la erosión de las rocas.

http://geografia.laguia2000.com/wp-content/uploads/2007/02/jurrassique.png

Las tierras bajas son áreas amplias de dos tipos. Algunas son estables mientras que otras son inestables. Estas últimas corresponden a zonas afectadas por procesos de subsidencia.

Entre las formas de bajíos se encuentran las planicies, cuencas, cañones y valles. Las áreas bajas raramente persisten mucho tiempo, ya que son zonas a rellenar en forma natural con sedimentos. La topografía cárstica puede resultar en formas de disolución como los sumideros que son orificios producidos por la circulación de las aguas hacia abajo, diluyendo el material calcáreo.

EVOLUCION DE LAS FORMAS DEL TERRENO La evolución de las formas del terreno fue percibida como simples etapas de erosión con estadios juveniles, maduros y seniles que seguían a un alzamiento (simplificando).

Hoy en día se la entiende como una serie de estados de balance entre el alzamiento estructural y la erosión.

Davis caracterizó este ciclo geomorfológico de la topografía.

Las ideas actuales reflejan un estado continuo en donde el balance de fuerzas termina en una topografía sin cambios con el tiempo, ya que las rocas están en continuo alzamiento y erosión.

◄ Etapas de envejecimiento del paisaje http://3.bp.blogspot.com/_jvKtv8j4i-g/SUI7T5-DHxI/AAAAAAAADcU/JWxavM50DFM/s320/Davis3.gif

El progreso desde la juventud hasta la senilidad de un paisaje ocurre solamente luego de que la actividad tectónica decrece, y puede seguir diferentes vías, según las distintas regiones del planeta.

13. EL AGUA EL CICLO HIDROLOGICO El ciclo hidrológico es una descripción simplificada de las formas en las cuales el agua se mueve de un lugar a otro y de las cantidades transportadas. Aunque la mayor parte del agua es movida, el total se conserva.

El Sol induce el ciclo hidrológico en la superficie, principalmente por medio de la evaporación y el transporte por los vientos, que es conducido según las diferencias de temperatura.

El agua en la atmósfera se condensa en nubes y eventualmente cae como lluvia o nieve. Parte de la precipitación se introduce en el terreno por infiltración para formar el agua subterránea.

El resto es colectado como escorrentía, la cual encuentra su camino hacia el mar por medio de corrientes y ríos.

Parte del agua en el suelo puede retornar directamente a la atmósfera por evaporación. Otra parte puede ser absorbida por las raíces de las plantas, transportada a sus hojas y transpirada hacia la atmósfera.

La mayor fracción del agua subterránea permanece en el terreno, principalmente como acuíferos superficiales, moviéndose

lentamente y finalmente saliendo en cursos, manantiales o al océano.

En el balance de la masa total se aprecia que la parte evaporada por los océanos es superior a la que se precipita sobre ellos. La discrepancia está exactamente balanceada por el retorno del agua desde los continentes como escorrentía (ríos).

Esquema del balance

Debido a este ciclo, el agua dulce es un recurso renovable. Los límites están determinados por el total de lluvias que alcanzan al continente, ya que no hay otra fuente de aprovisionamiento.

El ciclo hidrológico global En la década de 1940, W. Rubey realizó una cuenta de todas las fuentes posibles de las aguas y concluyó con que todo el vapor de agua y otros gases (dióxido de carbono, cloro, sulfuro de hidrógeno, dióxido sulfuroso, etc.) fueron emitidos desde la profundidad de la Tierra por vulcanismo.

La mayor parte de la atmósfera y de los océanos deben haberse formado por desgasificación en las primeras etapas de evolución de la Tierra y desde entonces se han reciclado.

El ciclo hidrológico puede ser visualizado como la operación de una planta química de procesamiento, con dos subunidades alimentadas por las dos energías de la Tierra.

En la subunidad aérea, el agua es conducida transportando los productos de la alteración a los mares, donde son removidos por sedimentación. El agua es purificada por evaporación y reciclada para continuar su tarea de alteración.

En la subunidad operante en el interior de la Tierra, el agua es reciclada con las rocas como parte de movimientos interiores

de la corteza y el manto, alcanzando la superficie nuevamente como emanaciones volcánicas.

En la subunidad aérea, donde constituye el ciclo hidrológico, una molécula de agua puede ser reciclada en pocos años pero, en el interior de la tierra, el reciclaje puede llevar millones de años.

▼ Precipitación química ◄ + iones disueltos de iones como sedimentos por meteorización O C E A N O

C O N T I N E N T E ▼ Precipitación de carbonato de Ca

▲ VULCANISMO SUBMARINO + fluidos hidrotermales + iones

MAGMAS ▼

◄ Movimiento de placas: metamorfosea y recircula aguas y roca

DISTRIBUCION DE LA CANTIDAD DE AGUA Es interesante analizar la distribución de aguas en la Tierra, mostrada en la tabla.

Estimaciones recientes sobre el agua subterránea utilizable la llevan a más del 90% del total del agua dulce.

Debido a que su recarga y sus movimientos son extremadamente lentos, el agua subterránea es un recurso agotable, por ser no renovable a corto plazo.

Distribución de la masa de agua

LUGAR Océanos y mares Glaciares Aguas subterráneas Lagos/Ríos Atmósfera Biósfera

VOLUMEN [1015m3] 1350.0 29.0 8.4 0.2 0.013 0.0006

Porcentaje

TIEMPO DE RESIDENCIA

97.3 4.000 2.1 10-1.000 0.6 2 0.01 10 0.001 10 0.0004 1

a a sem-10.000 a a / 2 semanas días semana

LA ESCORRENTIA SUPERFICIAL La mayor parte de la escorrentía superficial es transportada por los grandes ríos de los principales sistemas. Casi la mitad de ella está relacionada con alrededor de 70 sistemas principales. Los caudales de los principales grandes ríos están en la tabla.

Caudales de los principales ríos del mundo

RIO Amazonas La Plata Congo Yangtze Brahmaputra Ganges Mississippi

CAUDAL 175.000 m3/s 49.300 39.600 21.800 19.800 18.700 17.500

Dentro del continente, el clima, especialmente la distribución anual de lluvias, afecta la escorrentía superficial. Ello está reflejado en la tabla.

Escorrentía superficial

CONTINENTE Europa Asia Africa Australia y N.Z. Sud América Norte América Groenlandia Archipiélago Malayo TOTAL

AREA [km2]

ESCORRENTIA ANUAL [mm]

10.372 260 45.336 170 31.972 203 8.541 76 19.280 450 21.925 295 4.164 180 2.811 1600 ______________________________ 144.401.000 Promedio 270

La relación entre escorrentía y precipitación varía ampliamente y depende de muchos factores, siendo la pendiente de indudable importancia.

Asimismo, la cantidad y duración de las precipitaciones y su distribución a lo largo del año son importantes.

Las lluvias ligeras tienden a ser totalmente absorbidas por el terreno mientras que las tormentas torrenciales, y en períodos extensos, saturan la porción superficial del terreno y se produce el escurrimiento superficial acentuado.

Adicionalmente, la permeabilidad de los terrenos varía, dependiendo del grado de litificación, tamaño de partículas, empaquetamiento y selección de tamaño.

En particular, los incrementos de arcilla y el tipo de cubierta vegetal pueden modificar la cantidad de absorción por parte del terreno.

En las regiones de bajas precipitaciones, la mayoría es perdida por evaporación e infiltración. En las regiones húmedas, la escorrentía puede ser mayor que la mitad de la precipitación.

La escorrentía y la infiltración son importantes factores en las fuentes de aguas renovables.

Las descargas de los ríos obedecen principalmente a los patrones de precipitación. Similarmente, los lagos y grandes áreas de pantanos, actúan de reserva de la escorrentía.

Estas, debido a su volumen, regulan las grandes variaciones que descargan los ríos y permitiendo un escurrimiento más uniforme aguas abajo.

Posiblemente las sequías provocan inconvenientes más serios que las inundaciones, especialmente aquellas que duran mucho tiempo y que aun no pueden ser previstas por los meteorólogos, debido a la falta de antecedentes históricos en períodos prolongados.

14. LAS AGUAS SUBTERRANEAS Existe una interconexión entre las aguas de lluvia que se infiltran y los ríos, manantiales y pozos. Esta conexión está dada a través del suelo y de las rocas.

Las arenas u otro tipo de material poroso pueden constituir los denominados acuíferos.

Salvo el caso de los terrenos cársticos o los tubos de lavas, no hay espacios abiertos por donde el agua se pueda mover tal como en la superficie.

Las capas impermeables se denominan acuícludos, e impiden el movimiento del agua.

http://img.blogdeblogs.com/faunatura/uploads/2008/10/o_acuifero_vivo.jpg

La propiedad por la cual un sólido permite el flujo a través de él es la permeabilidad. Esta depende en gran medida de la cantidad de espacios vacíos interconectados y de tamaño adecuado entre los granos o cristales de las rocas. Esta se denomina porosidad, siendo variable en los distintos materiales.

Clasificación Grado de empaquetamiento y nomenclatura 1.Empaquetamiento abierto, porosidad elevada 2.Empaquetamiento cerrado, porosidad baja 3.Selección buena, porosidad elevada 4.Selección pobre, porosidad baja 5.Cementación, porosidad baja 6.Granos porosos, Porosidad incrementada 7.Zona porosa entre coladas 8.Planos disolución en caliza 9.Fracturas en rocas cristalinas

La velocidad de escurrimiento subterráneo es muy lenta, de algunos centímetros por día. El movimiento es impulsado por el gradiente hidráulico y se estudia aplicando la ley de Darcy.

La lentitud permite a las aguas subterráneas actuar como reservorios. Si no fuera así, una descarga rápida las dejaría secas a los pocos días de la infiltración del agua de lluvia.

Clasificación Grado de empaquetamiento y nomenclatura De acuerdo se trate de estructuras primarias o secundarias y en diferente tipo de rocas, otra clasificación contempla los casos de la figura.

http://www.globalsecurity.org/military/library/policy/army/fm/5-484/fig2-5.gif

El lapso que el agua subterránea transcurre bajo tierra desde la recarga hasta la descarga depende no sólo de su velocidad sino de su trayectoria, que puede ser de hasta centenares de kilómetros.

Las aguas freáticas representan los niveles superiores del agua subterránea, el que está más próximo a la superficie, bajo los efectos de la presión atmosférica.

Debajo de ella, los poros están totalmente llenos de agua (saturados).

Por sobre ella, está la zona vadosa, donde los poros están llenos de agua y aire (subsaturados). www.educa.madrid.org/.../geomorfo_18.htm

LAS AGUAS SUBTERRANEAS SUPERFICIALES La zona vadosa se subdivide en la región que contiene la humedad natural del suelo (la más próxima a la superficie), una zona intermedia y la zona de ascenso capilar, que se sitúa por encima del nivel freático.

Conocer la profundidad y la forma de la capa freática, es una de las principales tareas de los hidrogeólogos y de los buscadores de agua.

◄ La capa freática generalmente sigue los contornos de la topografía.

Sus afloramientos constituyen los llamados manantiales y las corrientes de los ríos por donde el agua drena desde el terreno hacia ellos.

La profundidad de la capa freática refleja un balance entre la velocidad de infiltración y la velocidad de descarga a los ríos y manantiales.

Un acuícludo subyacente de un acuífero discontinuo puede formar un nivel freático colgado, arriba del verdadero nivel freático.

Cerca de los océanos, el exceso de bombeo para extracción de agua puede causar la invasión del agua marina sobre las aguas dulces.

El nivel freático es penetrado por alguna de las siguientes razones: a) para hacer una excavación con propósitos ingenieriles, tales como la fundación de una construcción, corte de caminos, etc. b) para captar el agricultura o la industria.

agua

destinada

al

consumo

humano,

la

En cualquiera de ellos, el nivel freático es abatido aumentando el flujo hacia la excavación o la perforación, hasta que se produce el equilibrio.

http://rendimiento.sdsu.edu/

Cuando los acuícludos yacen por encima y debajo de un acuífero, pueden formar un reservorio de agua confinada. La presión del agua en esos acuíferos depende de la diferencia de los niveles de recarga y el lugar en la que se la mida y de la distancia entre los puntos. Algunas veces, se pueden formar pozos artesianos.

AGUAS SUBTERRANEAS PROFUNDAS En formaciones profundas existen aguas que se mueven muy lentamente y que tienen alto contenido salino. Por esa causa, antiguamente se creía que eran remanentes de origen marino que habían sido atrapados junto con los sedimentos en el tiempo de su depositación. Pero, también este contenido salino puede ser alcanzado por disolución de las rocas en un largo período de tiempo.

En profundidad, existe un incremento en las deformaciones y un decrecimiento en la permeabilidad, debido a la compactación.

Además, los espacios porosos son rellenados con cuarzo y calcita.

Las aguas accesibles son limitadas profundidades cercanas a ella. La

a la superficie y a mayoría de las aguas

superficiales se encuentran en océanos, lagos y ríos, mientras que el remanente es almacenado en las rocas, hasta una profundidad menor de 10 km.

Las Aguas termales En áreas con actividad ígnea, actual o reciente, las aguas meteóricas y magmáticas, originadas en los magmas, se calientan y circulan hacia la superficie a través de fisuras produciendo aguas calientes o hidrotermales.

Estas aguas son eficientes disolventes de la mayoría de las rocas; las soluciones hidrotermales son muy concentradas en algunos iones. Cuando se elevan a la superficie, se enfrían y algunas sales pueden precipitar, por ejemplo el travertino.

En algunos lugares, la energía geotérmica se utiliza para generar electricidad. http://csgmb.files.wordpress.com/2009/05/articles-3982_recurso_21.jpg

LA CALIDAD DEL AGUA El agua de lluvia ha sido considerada en un tiempo como el estándar de pureza, mientras que las aguas subterráneas eran despreciadas por sus sabores. Las razones de estas preferencias radicaban en las sales disueltas de las últimas, tal como en las aguas duras.

El agua de lluvia que se infiltra en el terreno, altera químicamente las rocas y el suelo y se va contaminando de iones disueltos y otros componentes aportados por las plantas y la vida animal del suelo.

La cantidad de materiales disueltos en las aguas potables subterráneas es de alrededor de 150 ppm. El límite superior es usualmente de entre 500 y 1000 ppm. para consumo humano y 2000 ppm para consumo de ganado.

Los principales responsables del gusto componentes orgánicos disueltos, algunos producto de la actividad humana.

del agua son de los cuales

los son

Existen algunos beneficios, como es el caso de las aguas que poseen flúor, mientras que también existen compuestos tóxicos como el plomo y el arsénico. Algunos de estos iones pueden ser purificados a través de tratamientos en base a zeolitas.

Asimismo, los acuíferos actúan como filtros, removiendo pequeñas partículas de arcilla y otros sólidos, pero los materiales disueltos los atraviesan sin problemas.

El agua que se filtra en las ciudades a través de basurales, lagunas químicas y sanitarias y rellenos, pueden introducir un número indeseable de compuestos al agua subterránea.

Los tanques sépticos, los depósitos de hidrocarburos y químicos pueden infiltrar por pérdidas esos compuestos, alcanzando los niveles freáticos.

Asimismo, algunos depósitos salinos anticongelantes introducen sales por percolación.

Los fertilizantes nitrogenados son muy solubles, como así también tóxicos para el consumo humano. A esto se le unen los provenientes de los tanques sépticos.

La magnitud de los residuos producidos por la civilización y su incidencia contaminante es sin lugar a dudas un grave problema actual que con la tendencia de crecimiento de la población puede llegar a ser acuciante en el futuro mediato.

15. LOS RIOS EL RIO COMO SISTEMA Los ríos son sistemas dinámicos que exhiben un balance entre lo que entra, o input, y lo que sale, o output. Como input se tiene el total de las aguas que alcanzan el cauce como escorrentía y aguas subterráneas, más los derrubios de erosión de la cuenca, denominados genéricamente aluviones. El output es el agua y los sedimentos, los que al final son acarreados hasta el océano.

Los cambios en un río son el resultado de un desbalance. La mayoría son ajustes en su canal durante los flujos normales (no las inundaciones).

Las crecidas son un buen ejemplo de la habilidad del río de transportar un imprevisto incremento de agua y sedimentos. El río responde rebalsándose y creando nuevos canales de escurrimiento para llevar el agua.

Cuando el input decrece al normal, el río se retrae a su tamaño corriente.

Perfil transversal de un río

El caudal es igual a la sección transversal del río multiplicada por la velocidad. Cuando el caudal aumenta, se incrementan tres factores: ancho, profundidad y velocidad.

A mayor caudal, mayor es la cantidad de sedimentos, y también existe una relación directa entre el caudal y el tamaño del material erosionado o depositado.

Perfil longitudinal de un río ▼ montaña

valle

▼

planicie ▼

▼ delta

Nivel del mar

▼

El caudal se incrementa en el curso inferior a medida que mayor cantidad de agua es colectada desde los tributarios. El ancho aumenta más que la profundidad.

Asimismo, el incremento de la velocidad es compensada por el decrecimiento de la pendiente del canal de estiaje. En muchos ríos, el caudal no se incrementa mucho en el curso inferior, y la menor pendiente disminuye la velocidad.

El perfil longitudinal de un río, es un gráfico del nivel relativo de su curso desde su nacimiento hasta su desembocadura.

El perfil longitudinal es la respuesta que el río hace al balance entre el input y el output de agua y sedimentos.

Capacidad de transporte

Niveles de crecida

http://www.fao.org/docrep/003/T0537S/T0537S03.htm

Tiene una concavidad hacia arriba debido a que, cuando el caudal se incrementa, el ancho y la profundidad también lo hacen, incrementándose la relación entre sección transversal y perímetro mojado.

La figura muestra tres secciones transversales que tienen idéntico área pero diferentes perímetros mojados. El caso de la izquierda presenta el menor perímetro mojado y ofrece la menor resistencia.

La sección transversal se incrementa según el cuadrado del radio, mientras que la circunferencia lo es según la primera potencia del radio.

El perímetro mojado de una corriente es lo que controla la fricción con el fondo y las paredes.

Sección transversal de un río

Cuando el volumen de agua se incrementa, existe menos contacto con los costados y la fricción, que retarda el flujo, decrece relativamente. A menor fricción, mayor es la velocidad del flujo.

Las secciones transversales a lo largo del perfil longitudinal varían en las zonas de montaña, valle, planicie y delta (figura).

La sección montañosa tiene valles en forma de V, y ejercen la mayoría de su energía hacia abajo, tendiendo a tener cursos rectos.

En la sección de valle, en cambio, los flancos son menos empinados y poseen una llanura de inundación.

http://www.bbc.co.uk/schools/gcsebitesize/geography/images/riv_002.gif

En la sección de planicie, el corte transversal es muy ancho, con extensas planicies de inundación y bajas divisorias de aguas.

http://www.ucpress.edu/books/pages/6664/6664.ch04.php

En los deltas, se producen deposiciones con cambios constantes de cursos y la generación de distributarios. Existen otros factores cuya incidencia está indicada en la tabla.

El perfil longitudinal responde también al nivel de base de erosión, que es el nivel al cual se halla la desembocadura del

curso cuando entra a un cuerpo calmo de aguas, como un lago u océano, desapareciendo como río.

Es el mínimo nivel del perfil longitudinal y es el límite teórico del poder erosivo.

Tendencias en el flujo

PROPIEDAD DEL FLUJO

CAMBIOS NORMALES EFECTOS EN EL AGUAS ABAJO FLUJO

Caudal

Incremento

Aumento de velocidad

Ancho

Incremento

La relación cambia y la fricción disminuye

Profundidad

Incremento

Velocidad

Aumenta o decrece según pendiente

Aumento de capacidad erosión/transporte

Resistencia friccional a fluir

Aumenta o decrece según perímetro o

El incremento causa disminución de velocidad

carga

La disminución causa incremento de velocidad

Carga sedimentos

Incremento

Aumenta la fricción

Tamaño sedimentos

Disminución

Decrece la resistencia al flujo

Pendiente de canal

Disminución

Decrece la velocidad

Un río puede tener varios niveles locales de base, por ej., presentar lagos en su curso.

http://www.nvcc.edu/home/cbentley/gol_135/billy_goat/images/nickpoint.jpg

Los cambios del nivel de base causan que el río cambie sus características de manera que las aguas, sedimentos y la geometría del nuevo canal adquieran un nuevo equilibrio.

VARIACION DE LA PENDIENTE DE EROSION POTENCIAL CON LA VARIACION DEL NIVEL DEL MAR

SUPERFICIE Nacientes

Nivel del mar 1 ► Nivel del mar 2 ►

Si predomina un alzamiento, el perfil es dominado por la erosión y el transporte de sedimentos. Donde hay subsidencia, en cambio, el perfil refleja la influencia primaria de sedimentación a medida que el río construya nuevos depósitos aluviales.

Cuando se construye una presa los cambios pueden ser previstos.

Aguas arriba, la pendiente disminuye, causando una reducción de velocidad y un incremento en la sedimentación.

http://www.gly.uga.edu/railsback/1121ErosionBaseLevRise.jpeg http://www.ingeba.org/lurralde/lurranet/lur30/30soria/30soria2.gif

Aguas abajo, los sedimentos son erosionados hacia un nuevo perfil con respecto al nivel de base original de la región.

Cuando desciende el nivel de base, se incrementan la pendiente, la velocidad y el transporte y erosión del curso fluvial.

Se ha propuesto el concepto de cursos gradados. Es un sistema en equilibrio donde cualquier cambio en algunos de los factores controlantes traerá un desplazamiento del equilibrio en una dirección que tenderá a absorber los efectos del cambio.

PRESA

▲ Zona de erosión debida al nuevo ajuste de nivel provocado por la represa

El canal de estiaje Los conos de deyección son formados cuando existe un cambio rápido en la pendiente, desde un canal angosto, en la montaña, a una pendiente inconfinada en la llanura (figura).

El perfil de equilibrio es también cóncavo hacia arriba.

En la parte superior, las pendientes son empinadas y están dominadas por materiales gruesos mientras que en la parte inferior lo están por pendientes suaves y materiales finos.

Los conos de torrentes adyacentes pueden fusionarse para formar una cuña de sedimentos, produciendo extensas acumulaciones. http://www.kalipedia.com/kalipediamedia/cienciasnaturales/media/200704/17/tierrayuniverso/200704 17klpcnatun_104.Ees.SCO.png

En las llanuras, los conos de deyección y abanicos aluviales tienen múltiples canales, en lugar de uno solo. Ello ocurre

donde hay grandes variaciones en los caudales, combinados con materiales gruesos, mal seleccionados y fácilmente erosionados.

Se puede medir la sinuosidad de un río como la relación entre la longitud de su canal y una línea recta. Así, una sinuosidad de 1 corresponde a un canal perfectamente recto.

El talweg es la línea de máxima profundidad de los cursos. En cursos rectos se contornea de un lado a otro del canal.

Asimismo, existen bancos alternados con zonas profundas que se repiten a una distancia de cinco a siete veces el ancho del canal. Estos patrones migran aguas abajo tal como ondas. Los ríos tienden a seguir el curso de menor resistencia.

Los meandros son quiebres más o menos regulares que va realizando el río. La sinuosidad es cuatro o mayor. Son normales en los ríos de llanura, aunque no están restringidos a los ríos que llevan sedimentos. Algunos ríos han erosionado profundamente la roca de fondo (bedrock) y otros tienen márgenes acantiladas.

Los meandros han sido estudiados cuidadosamente.

Se mueven aguas abajo y hacia el costado debido la erosión a lo largo de la parte exterior de su curvatura, donde la corriente es mayor. A su vez, depositan material en la parte interior de la curvatura. La longitud de onda de un meandro es proporcional al ancho del río y al radio de curvatura del meandro (figura).

http://usuarios.multimania.es/lagosdelsur/Text/LosRios.htm

A medida que se va moviendo, sus partes relativamente rectas se aproximan y el río corta derecho el rulo, acortando su curso y dejando un cuello de buey (oxbow). Generalmente, éste se rellena de lodo y limos (figura).

El acortamiento del río es solo temporario, porque nuevos meandros evolucionan y alargan el curso manteniendo el perfil longitudinal del río.

La llanura de inundación La llanura de inundación es una zona de llanura casi plana. Las áreas pueden ser grandes, comparadas con el canal de estiaje.

Es creada por la migración de meandros y es cubierta por las aguas durante las crecidas.

La llanura está cubierta por depósitos formados por la migración lateral del canal durante épocas normales, por depósitos producidos por las inundaciones.

Los depósitos de migración son gruesos (gravas y arenas del cauce o barras con estratificación cruzadas) y depósitos finos, limos y arcillas de las márgenes barrosas y lagos de los oxbow.

Cuando el río crece sobre sus márgenes, la velocidad disminuye y se deposita la mayoría de los sedimentos gruesos, arenas y gravas. Menor cantidad de sedimentos finos, limos y arcillas, son distribuidos más ampliamente sobre la llanura.

Las sucesivas crecidas construyen albardones naturales que elevan las márgenes. Los albardones pueden elevarse varios metros sobre la llanura y a veces ella está a menor nivel que el propio río. De tiempo en tiempo, el río los rompe e inunda la llanura.

A. Sección transversal del canal y llanura de inundación B. La crecida desborda sus flancos deposita sedimentos como albardones C. Crecidas sucesivas altura y el ancho

incrementan

y la

Aquellos ríos que acarrean la mayor parte de sus sedimentos finos en suspensión no tienden a formar albardones.

Las crecidas son fenómenos periódicos. Las curvas de frecuencia muestran la relación entre el intervalo de recurrencia y la magnitud del caudal, que es una medida de la crecida.

El conocimiento de la evolución temporal del río es de fundamental importancia para el diseño de obras de ingeniería.

Así, por ejemplo, una crecida de 50 años puede ser equivalente a dos veces una crecida de 10 años. Una crecida de 10 años es

un evento moderado, catastrófico.

mientras

que

uno

de

50

años

es

Aparentemente, el volumen mayor de sedimentos es acarreado por las crecidas con una recurrencia mayor a cinco años.

Debido a que los eventos más infrecuentes son muy intensos, no aportan mucho del total. Las cantidades transportadas en las etapas diarias son pequeñas para contribuir significativamente.

La Red de drenaje Una divisoria de aguas es una línea que marca la división de las cuencas que contribuyen al sistema del río.

Las divisorias no están inmunes a cambios ya que, debido a caudales, pendientes u otros factores, las corrientes de un lado pueden erosionar y transportar mucho más rápidamente que las del lado opuesto.

Como resultado, se puede producir una captura de río. Estas son posibles principal-mente en las cabeceras de los ríos.

Las corrientes de toda cuenca siguen patrones por los cuales los pequeños tributarios drenan en los mayores.

Existe un orden en este esquema.

Una corriente de orden 1 no tiene tributarios, una corriente de orden 2 tiene tributarios de orden 1 y así sucesivamente.

A medida que el orden se incrementa, aumenta la longitud, disminuye el número y se incrementa el área de drenaje.

La forma de los patrones varía como una respuesta al tipo de roca o a patrones estructurales de pliegues y fallas.

Un drenaje dendrítico es típico de terrenos con rocas uniformes. Un drenaje rectangular es debido a alteración de fracturas y fallas. El drenaje radial desde un punto, es debido a un domo o volcán.

http://www.lifewater.ca/Figure_3.gif http://www.reviewearthscience.com/subjects/es/review/100ill/images/73.gif

En zonas calcáreas, puede desaparecer el drenaje superficial, formándose cavernas y zonas de subsidencia con drenaje subterráneo (paisaje cárstico).

Disolución cárstica

Un río se puede superponer cortando una estructura que haya estado enterrada o que se haya formado con posterioridad.

Los deltas Tarde o temprano, los ríos llegan al nivel de base y se mezclan turbulentamente con el agua circundante. La mezcla transfiere el momento del flujo del río al lago o mar y se disipa en él.

La disipación crea los deltas con estructuras superiores, frontales e inferiores, que difieren según se trate de un lago o del mar.

Cuando se realiza en lagos que tienen la misma viscosidad que el río, las corrientes se mezclan en todas las direcciones en un patrón cónico y el río rápidamente se detiene.

Los materiales gruesos son depositados primero, seguidos de los medianos y finos luego.

Ellos forman una plataforma de sedimentación con estratificación cruzada. http://www.tulane.edu/~sanelson/images/delta.gif

Los deltas formados en el mar son diferentes, debido a que el agua dulce flota sobre el agua marina y el cono que se forma tiene dos capas.

La velocidad de mezclado es pequeña y el material se desparrama a lo largo de una zona mayor. La pendiente frontal es chata.

A medida que los ríos se aproximan al mar, se desgajan para formar distribuidores.

En la desembocadura de los principales tributarios, los materiales gruesos sedimentan, formando barras, mientras que los limos y arcillas son acarreados más adentro. http://www.areamineral.com/img/minerales/misminerales/sedimentarias.jpg

Los sedimentos crecen formando indentaciones relleno de sedimentos finos entre ellos.

de

arena

con

Debido a que los deltas marinos pueden estar afectados por las olas y las mareas, se clasifican en tres tipos: a) deltas dominados por ríos (como el Mississippi, digitado) b) deltas dominados por olas, donde los sedimentos son rápidamente como son depositados (lobulados) c) deltas dominados por mareas, donde los distribuidores invadidos por el mar.

movidos

tan

menores

son

No todos los ríos tienen deltas, ya que los sedimentos pueden ser rápidamente dispersados.

Los ríos, además, descargan sales disueltas que se mezclan con las del océano.

El movimiento de las partículas El flujo laminar es aquel en que las partículas del fluido se mueven en capas paralelas sin mezclarse a través de los bordes de las capas.

El flujo turbulento, en cambio, es un movimiento más rápido y confuso, sin capas definidas y con un mezclado intensivo de la masa de fluido.

El factor más importante es la velocidad. Solamente los flujos muy lentos son laminares y prácticamente todos los demás que vemos son turbulentos. La pendiente puede determinar las características de los flujos. Generalmente, el agua luce como

suave, sin turbulencia, turbulento.

aún

cuando

es

básicamente

un

flujo

Las formas de flujo difieren en la velocidad y la aptitud para transportar granos de arena y otros sedimentos. Los flujos laminares son suaves y puede transportar solamente partículas de tamaño de las arcillas. Los flujos turbulentos, dependiendo de su velocidad, pueden mover partículas desde el tamaño de las arcillas hasta gravas. Los más rápidos pueden acarrear partículas a alta velocidad.

La corriente (figura)

mueve

partículas

hacia

abajo

en

dos

formas

a) como carga de fondo, la cual se desplaza por empuje, deslizamiento y rodamiento, a lo largo del fondo. b) como carga suspendida, la cual se mueve suspendida, temporaria o permanentemente en el flujo. Las partículas de arcilla son las que permanecen suspendidas.

SUPERFICIE DE FLUJO CARGA SUSPENDIDA

Partículas finas (dispersadas por el flujo)

flujo

Partículas medias (suspendidas en el flujo)

CARGA DE FONDO

Partículas gruesas (ruedan y se deslizan en el fondo)

La competencia de un río es la aptitud que posee para acarrear partículas de tamaños diferentes. A mayor competencia, mayor es el tamaño de las partículas que pueden acarrear. La competencia depende de la velocidad.

TAMAÑO DE LAS PARTICULAS ACARREADAS

Baja competencia -----

Alta competencia ---------

NUMERO DE PARTICULAS ACARREADAS

Alta capacidad ----------- Baja capacidad ----

La capacidad es la carga de partículas de todos los tamaños que una corriente puede transportar. Depende del caudal, que es el volumen de agua fluyendo en un momento determinado.

La competencia para cargas suspendidas es el balance entre fuerzas de alzamiento que la turbulencia ejerce sobre partículas y la fuerza de la gravedad, que trata sedimentarlas. Los limos y las arcillas pueden fácilmente levantados y caen tan despacio que tienden a permanecer suspensión.

las las de ser en

La saltación es el movimiento típico de la arena, en el cual las partículas son succionadas hacia el flujo, viajan un

momento y luego caen hacia el fondo. A mayor tamaño o densidad de grano, menor es el viaje.

http://gsilvam.com/imagen/sedim_01_01.gif http://www.uclm.es/users/higueras/yymm/Transporte%20particulas.jpg

El movimiento de los granos de arena en una corriente muestra formas de sedimentación, tales como óndulas, estratificación cruzada, dunas y estructuras planas, que se han ido formando en una secuencia ordenada según velocidad creciente.

Las óndulas en la arena son pequeñas lomitas que están separadas por bajíos más amplios. Tienen un talud suave aguas arriba y uno empinado aguas abajo. Las dunas son similares, aunque mayores.

Los estudios experimentales muestran que a medida que la velocidad de la corriente se incrementa, las estructuras pasan de óndulas a dunas y luego a antidunas.

Los ingenieros tratan de predecir la clase y la cantidad de sedimentos que serán acarreados por el río, hacia un embalse, por ejemplo. Para ello, se grafica la relación entre velocidad y tamaño de partículas separando zonas de sedimentación y de erosión.

Los ríos transportan sustancias disueltas en cantidades que dependen del clima, la estación del año, la región geológica y el tipo de roca soluble. Los principales materiales disueltos son bicarbonatos, sulfatos, cloruros de sodio, magnesio y calcio, hierro y sílice.

LA EROSION Y EL TRANSPORTE FLUVIAL Los ríos de la Tierra constituyen el transporte de productos de meteorización.

mayor

sistema

de

Conjuntamente con 45 millones de metros cúbicos, ellos aportan 7000 millones de toneladas de sedimentos finos en suspensión, de 1 a 2000 millones de sedimentos gruesos. Los materiales en solución son otros 4000 millones de toneladas por año.

No podemos apreciar fácilmente la erosión de la roca por una corriente, debido a que ocurre muy lentamente. La mayor parte del poder erosivo de una corriente está dada por la abrasión del fondo por las arenas y las gravas.

En algunos ríos forman marmitas, depresiones redondeadas y agujeros profundos. El fondo esta usualmente cubierto de arenas y gravas, en las montañas rocosas. En los valles abiertos están cubiertos por arenas, gravas y lodos y sólo se desgasta el fondo en las grandes crecidas.

Otros mecanismos de erosión ayudan, como el decaimiento químico, el martilleo de las rocas, las cascadas, que socaban rocas duras, la proyección de arenas, etc. En las regiones montañosas, el congelamiento y el deshielo son fenómenos importantes.

En las areniscas y arcilitas, es mucho más fácil. Las cárcavas en suelos erosionan retrogradantemente a gran velocidad. Se puede observar este tipo de erosión durante una tormenta fuerte.

Los valles, independientemente de su tamaño, son productos de los torrentes.

17. EL VIENTO El viento es una corriente turbulenta de aire con aptitud para erosionar, transportar y depositar sedimentos, siguiendo las leyes de movimiento de fluidos. Se diferencia del agua, otro fluido, por la baja densidad y la falta de confinamiento del flujo de aire.

Los vientos son altamente variables en dirección e intensidad.

La distribución y la intensidad en combinación con el clima están relacionadas con el tipo de erosión y los depósitos eólicos de la Tierra.

Asimismo, necesita de la alteración química y mecánica acoplada con la sequedad en su acción de erosión y transporte de materiales.

Transporte de arena La fuerza de un viento en la superficie depende no sólo de la velocidad sino también de la rugosidad de la superficie, que induce mayor turbulencia. Debido a que cuando actúa sobre una superficie rugosa arenosa primero forma óndulas en la superficie y luego dunas, la rugosidad se incrementa,

produciendo una retroalimentación positiva y un incremento de la fuerza del viento.

Los vientos fuertes puede ser suficientes para realizar la saltación de granos y formar una capa de polvo cerca de la superficie, conformada por una densa nube de partículas y capaz de enarenar y pulir cualquier objeto a su paso (figura).

El impacto sobre el terreno induce la saltación de los granos y causa una reptación hacia adelante de las partículas de arena de la superficie.

Debido a que la saltación sopla granos pequeños más rápidamente que la reptación de la superficie, los dos tienden a separarse; la arena fina, de hasta 0.1 mm es proyectada a distancia, dejando detrás una superficie pavimentada de gravas y arenas gruesas. http://rtreport.ksc.nasa.gov/techreports/2002report/400%20Spaceport%20Struct/418a.gif

La deflación es la remoción de las arcillas y polvo de los suelos secos por medio de los vientos fuertes.

Ello ocurre en las planicies secas y desiertos, en las llanuras de inundación, planicies de mareas y en las áreas de perilago.

Se realiza especialmente donde la cubierta vegetal ha sido removida por sequías o por la acción de implantación de cultivos, construcciones o huellas. http://www.ces.purdue.edu/extmedia/AY/images/AY-271.fig2.gif

Los granos de arenas acarreados por el viento pueden estar constituidos por cualquier mineral, pero la mayoría son de cuarzo, lo que refleja el predominio de ese material en arenas y areniscas. También pueden ser de carbonato de calcio.

Los granos típicamente lucen con una superficie mate, producida por la larga y continua acción del rocío que es suficiente para disolver pequeñas protuberancia y realizar hoyos en el grano.

Al remover las partículas finas, se produce una superficie remanente de gravas demasiadas grandes para ser transportadas.

Los vientos pueden desgastar y tornear cualquier superficie de rocas con la proyección de la arena. Esta produce el redondeado de las superficies y la formación de caras de las rocas, los denominados ventifactos.

Transporte de Polvo Los vientos turbulentos pueden fácilmente barrer las partículas de polvo y elevarlas lo suficientemente alto en la atmósfera, luego de que han sido levantadas de la superficie, como para formar una nube.

Las partículas de polvo, en su mayoría de sólo milésimos de milímetro de diámetro, se asientan tan lentamente que una leve brisa las mantiene suspendidas.

La capacidad del aire para mantener polvo en suspensión es enorme. En grandes tormentas, un kilómetro cúbico de aire puede transportar hasta 1000 ton.

Por esa razón, la erosión eólica en planicies secas juega un importante papel en la denudación de suelos arables.

Asimismo, el viento transporta arenas y polvo desde los continentes hacia el mar. El polvo es de cualquier origen concebible, mayormente silicatos minerales, predominando las arcillas de los suelos y los polvos volcánicos. Puede también haber componentes orgánicos.

LOS DESIERTOS Los desiertos son los sitios donde los vientos producen mejor su tarea de erosionar y depositar.

Esto lo realizan asociados con la acción de los ríos que, aunque infrecuentes, hacen la mayor parte del trabajo.

Las regiones áridas cubren un quinto de todas las tierras, mientras que las estepas semiáridas un séptimo adicional (figura).

El Sahara y el Kalahari de Africa y el Gran Desierto Australiano están en las regiones tropicales y son áreas de alta presión atmosférica. Otra franja existe en latitudes medias (desiertos de Gobi y Mohave) donde la sequía es el resultado tanto de la distancia a las fuentes de humedad como la zona seca de las cadenas montañosas.

Los desiertos son también productos de la tectónica, debido a la distribución de las montañas y a la deriva continental.

Erosión y depositación en los desiertos La meteorización, los movimientos ladera abajo y el transporte operan básicamente en la misma manera en los desiertos que en cualquier parte de la Tierra, con diferencias en los balances.

En suelo está casi ausente y la arena, gravas y residuos rocosos de diferente tamaño son característicos de las superficies desérticas. Ellas forman pendientes empinadas, sin taludes redondeados ni bordes rocosos suaves.

La meteorización química no está completamente ausente. Muchos minerales silicatados férricos, como los piroxenos, se alteran lentamente, produciendo colores de oxidación como así también costras duras. Asimismo están presentes costras de carbonatos, sílice y otros minerales.

El barniz del desierto es una pátina de color oscuro que cubre las rocas. Está formado por minerales arcillosos y menor cantidad de manganeso y óxidos de hierro.

Aún los desiertos más secos reciben ocasionales lluvias, que se infiltran en las arenas y rocas produciendo aguas subterráneas.

Estas son generalmente salinas.

Las tormentas pueden producir inundaciones de torrentes intermitentes que corren en valles secos (wadis).

La escorrentía es rápida y tiene gran poder erosivo debido al estado suelto de los sedimentos. Algunas veces, se asemejan a flujos de barros más que a arroyos.

El sistema de drenaje está ampliamente espaciado y la mayoría de los torrentes desaparece en bolsones, cuencas que poseen lagos temporarios que duran días a semanas y terminan evaporándose. Estas playas dejan una superficie de arcillas, con sales precipitadas durante la evaporación.

A lo largo del Golfo Pérsico, los desiertos alcanzan la costa.

Son áreas planas cubiertas de detritos arenosos cementados con sales, yeso y carbonatos; se las denomina sabkas.

Los pedimentos son diseños típicos, con la forma de una rampa amplia que tiene restos de picos montañosos sobresaliendo (figura)

Es una superficie de erosión cubierta con detritos aislados que se forma a partir de escarpas. Normalmente son más potentes en la parte inferior, estando cubiertos por sedimentos aluviales tales como conos de deyección compuestos y abanicos aluviales.

Las formas de erosión remanentes se elevan sobre el pedimento y pueden ser espectaculares picos o montañas aisladas.

Las mesas son tierras altas terminadas en superficies planas resistentes a la erosión y contorneadas por acantilados pronunciados, que son paulatinamente socavados debido a la presencia de sedimentos inferiores débiles. Sobresalen sobre los pedimentos (figura).

Todas estas acciones son producidas por la acción erosiva de los ríos, que realizan la tarea básica de la erosión. El viento ayuda, pero raramente controla.

FORMAS DE DEPOSICION DE LOS VIENTOS: DUNAS Los patrones de las dunas dependen del tipo y cantidad disponible de arenas, de las rocas subyacentes y más que nada de la dirección, duración y fuerza de los vientos.

Los ergs, o mares de arena, se encuentran en los desiertos más grandes, que poseen alrededor del 10% de su superficie cubierta de arena. Se encuentran asimismo en las playas, donde también hay fuentes de arena.

Las dunas comienzan como una sombra detrás de un obstáculo, apilando un montículo de arena.

Luego se transforma en una masa que crece para formar el cuerpo de la duna.

Asimismo, se forman por crecimiento de las óndulas.

el

A medida que crecen comienzan a moverse en la dirección del viento, mediante saltación.

El perfil muestra un bajo ángulo en la cara donde actúa el viento hasta la cima, y luego una caída hacia el talud opuesto.

En él se mantiene el ángulo de reposo, produciéndose deslizamientos cuando se lo supera.

Así, se puede formar una estratificación entrecruzada.

La altura de las dunas está determinada por el cambio de un proceso de retroalimentación positivo hacia uno negativo. En algunos casos, alcanzan hasta los 250 m.

Tipos de dunas Los barjanes son dunas solitarias en forma de luna en cuarto creciente que se mueven sobre superficies planas de rodados o basamento y son producidas por una cantidad limitada de arena (figura).

Las dunas tranversales están formadas transversalmente a la dirección del viento, donde la arena es abundante.

Las seif o dunas longitudinales son más o menos paralelas a la dirección del viento prevaleciente y tienen bordes rectos.

DEPOSITACION DE POLVO: EL LOESS Los loess son potentes depósitos de granos finos que ocupan el 10% de los continentes. Se forman a partir de la depositación de limos y arcillas proveniente de los depósitos glaciarios y de material extraídos de desiertos.

Su composición mineralógica alimentación de las partículas.

depende

de

la

fuente

de

Su principal característica es su estructura. El nombre loess proviene del alemán y significa “suelto”. Generalmente, no presentan estratificación. Tienden a formar fisuras y paredes verticales cuando se erosionan y presentan frecuentemente tubos y nódulos rellenos con calcáreos, la mayoría de ellos orientados verticalmente.

Los loess son algunas veces retransportados y redepositados como depósitos aluviales y pueden fácilmente confundirse con el material eólico original.

Los suelos originados a partir de ellos son muy productivos.

Comprenden las regiones agrícolas más importantes tales como la región de Ucrania, el medio oeste estadunidense, la pampa argentina y la llanura del río Amarillo (China).

Son fácilmente erosionables por pequeños cursos, formando cárcavas y pueden ser deflactados por el viento, cuando son mal trabajados.

Asimismo, constituyen suelos inestables desde el punto de vista ingenieril ya que sus propiedades varían fuertemente con el

humedecimiento, pudiendo llegar a colapsar por reacomodamiento de su estructura interna.

18. LOS GLACIARES El hielo es una roca, una masa de granos cristalinos de agua (el agua es un mineral cuando se encuentra en estado sólido).

Las masas de hielo son plásticas y pueden deslizarse ladera abajo, tal como otras masas rocosas, pudiendo ser plegadas o falladas.

Un glaciar es una gran masa de hielo que está en tierra y muestra evidencia de movimientos o de haberse movido. Existen entre glaciares de todos los tamaños y cubren alrededor del 10% de las tierras del planeta. Los glaciares se dividen en glaciares de valle y glaciares continentales.

Hoy, el volumen total de hielo es de 25.000.000 de km3. El máximo volumen alcanzado ha sido de unos 70.000.000 de km3. Los 45.000.000 km3 de diferencia equivalen a unos 130 m del nivel del mar. Un cambio en el nivel del mar de 1 m de altura equivale a una acumulación de hielo de 400.000 km3. Así, si los 25.000.000 de km3 de hielo se fundiesen, el nivel marino subiría unos 65 m.

El último retroceso del hielo ha tenido lugar entre 8.000 y 15.000 años atrás. Por lo menos, cuatro períodos mayores de avance y retroceso pueden deducirse, sobre la base de las formas y la estratigrafía de los depósitos glaciales.

En el Pleistoceno, los cambios del nivel del mar fueron de entre 15 y 20 m por arriba, hace unos 100.000 años, y de 4 a 6 m por encima, hace unos 125.000 años.

Existen teorías acerca de la formación de las eras glaciales, entre ellas algunas basadas en los ciclos astronómicos, el enfriamiento de la Tierra y las posiciones relativas de los continentes entre si y de los polos. Las verdaderas razones de recurrencia de estos fenómenos permanecen sin dilucidarse.

LA FORMACION DE LOS GLACIARES En las altas latitudes y grandes altitudes existe acumulación de nieve y se produce su transformación en hielo. La nieve fresca es una masa muy suelta, constituida por delicados cristales que han crecido en la atmósfera. Cuando caen, los cristales se achican y se compactan y la masa entera se transforma en nieve granular.

Luego de enterrada, la capa compactada cambia a un geloide, en uno o más años. Mayor enterramiento y una lenta cementación producen finalmente el hielo glacial sólido. Todo el proceso puede llevar de 10 a 20 años. Algo de polvo y gases son atrapados en este proceso. Las perforaciones realizadas han permitido acceder a muestras de 30.000 años.

La formación está completa cuando el hielo se ha acumulado en un espesor, y por consiguiente en un peso suficientes como para que la masa se mueva lentamente bajo presión o por gravedad.

Cuando esto se alcanza, el hielo fluye cuesta abajo, ya sea como lenguas, rellenando valles (glaciares de valle) o como una gruesa capa que se desplaza en todas direcciones (glaciares continentales o casquetes) (figura).

EL BALANCE DE UN GLACIAR El balance del crecimiento anual de un glaciar está determinado por la cantidad de agua sólida adicionada a la nieve, la acumulación, menos el monto perdido, es llamado ablación. En climas templados, la ablación tiene lugar principalmente por derretimiento; en los climas polares,

mayormente icebergs.

ocurre

por

sublimación

y

rotura

de

la

masa

en

La diferencia entre la acumulación y la ablación es la medida de crecimiento o encogimiento del glaciar. Este presupuesto fluctúa de año a año, aunque las evidencia sugieren que muchos glaciares han permanecido aproximadamente sin cambios en los pasados miles de años.

El flujo del hielo es debido tanto al deslizamiento interno del hielo como a lo largo de su base. A mayor espesor del hielo glacial, y mayor pendiente, mayor es la velocidad de movimiento.

El flujo interno representa buena parte del movimiento. Se forma por la sumatoria de los pequeñísimos movimientos a lo largo de cada cristal, en intervalos cortos de tiempo (similar al creep de los metales).

El deslizamiento de un glaciar a lo largo de su base representa una parte significativa del total de movimiento. A veces, el hielo en su base se encuentra a temperatura de derretimiento, debido a la presión, y los movimientos tienen lugar por su base, actuando el agua como un lubricante.

Las capas superiores, menos confinadas, se comportan frágilmente y se rompen, formando grietas llamadas crevasse.

La velocidad de un glaciar alpino varía, pudiendo alcanzar 75 m por año. No obstante, en algunos lugares hay movimientos muy

rápidos durante 2 o 3 años, a una velocidad de 6 km/año. Esto se realiza bajo una combinación de agua a presión y el glaciar parece flotar en ella.

Glaciares de valle Estos glaciares comienzan como campos de nieve donde la nieve se acumula en anfiteatros montañosos llamados circos. A partir de allí, fluyen curso abajo por el valle, pudiendo ser interceptados por valles desde donde fluyen glaciares tributarios.

A diferencia de los flujos de agua, los hielos no se juntan, pudiéndose observar la principal corriente de hielo separada de la de sus tributarios corriendo paralelamente.

Asimismo, los niveles de base del glaciar principal pueden diferir de los de los tributarios. Esto se aprecia bien en los antiguos valles glaciales que presentan en la actualidad valles colgados desde donde se descuelgan saltos de agua (figura).

Cuando el valle termina en una planicie, se forman corrientes de agua que salen del fondo del glaciar y forman cursos fluviales coalescentes, hasta llegar a confluir en un solo cauce.

Glaciares continentales Estos glaciares no están confinados a valles y se desparraman en toda la superficie. Estas enormes masas de hielo son las que cubren Groenlandia y la Antártida.

El espesor del hielo excede en algunas partes los 3000 m y la presión puede ser suficiente para hundir la roca por debajo del nivel del mar. Estos glaciares son las fuentes de los témpanos o icebergs.

EROSION GLACIAL Y DEPOSITACION El movimiento del hielo erosiona grandes cantidades de material y lo transporta aguas abajo. Las morenas son acumulaciones de bloques de rocas, arenas y arcillas que son conducidas en la masa de hielo o dejadas en el terreno cuando el hielo se funde.

La erosión glacial y la depositación posterior producen una topografía distintiva. A medida que el glaciar cepilla las montañas, la topografía adquiere una apariencia distintiva.

Los circos glaciales tienen divisorias de agua muy agudas; algunos de ellos dejan lagos en sus depresiones. Los valles glaciales tienen una característica forma en U, con laterales empinados y piso chato, con protuberancias redondeadas.

Asimismo, quedan expuestos los valles colgados de los glaciares tributarios.

El hielo fluyendo realiza el trabajo de erosión y transporte tan bien como el agua, y aún más eficientemente. Tiene una gran capacidad de erosionar, rompiendo los trozos engolfados en su interior contra el lecho rocoso y dejando estrías en la dirección del movimiento y generando harina de roca, el polvo remanente del roce.

Sedimentos morrénicos

Pequeñas colinas del sustrato rocoso son alisadas y llevadas a formas más redondeadas. Como transportador de derrubios, el hielo es muy efectivo debido a que, una vez que el material es levantado, no sedimenta sino que puede ser llevado a grandes distancias, y esto es válido hasta para grandes bloques.

El hielo llega al final del glaciar trayendo su carga, alguna de ella claramente marcada por el proceso que tuvo lugar. El

aporte viene como segregaciones de las morenas laterales y medias, en las capas basales y, el resto, disperso en la gran masa de hielo.

Los depósitos glaciales difieren grandemente de los fluviales, eólicos y oceánicos en muchas de sus características. La topografía tiende a no tener drenaje organizado, ya que los ríos no tienen la chance de esculpir sus divisorias.

Existen depósitos específicos resultantes de la fusión del hielo y otros derivados del trabajo realizado por el agua de fusión (figura). http://oz.plymouth.edu/~sci_ed/Turski/Courses/Earth_Science/Images/3.moraines.jpg

El sustrato rocoso es raramente visto en esas regiones, ya que es cubierto por grandes cantidades de sedimentos de mezclas de arenas, arcillas, rodados y bloques.

A medida que el hielo se funde, material rocoso de todos los tamaños es dejado al pie, desde la más fina arcilla hasta los grandes bloques. Se conocen con el nombre genérico de till.

Las morenas de fondo son un manto de till depositado bajo el hielo. Las morenas laterales son fajas de bloques de roca y polvo que fluyen con el glaciar a lo largo de los valles glaciales. Cuando los tributarios alcanzan al valle mayor, la morena lateral es una traza del flujo. Estas morenas se pueden juntar y formar una morena en el medio de grandes flujos.

La detención temporal del frente del glaciar llamadas morenas terminales, compuestas por till.

forma

lomas

Los drumlins son colinas elongadas de till y de la roca de base (bedrock) que provocó su depósito. Se encuentran paralelas a la dirección del movimiento del hielo. Pueden

tener de 25 a 50 m de alto y alrededor de 1 km de largo. Se forman por el renovado avance del hielo sobre sus depósitos antiguos.

Los kames son pequeñas colinas donde las arenas y las gravas acumuladas por los torrentes de deshielo son arrojadas cerca o al borde de la masa de hielo. Los delta-kames muestran las características de los deltas formados en lagos.

Los depósitos lacustres muestran alternancia de capitas gruesas y finas de sedimento glacial que se llaman varves. Las capas claras de limos gruesos se forman en el verano, mientras que las capas oscuras de material arcilloso fino lo hacen en el invierno.

Las corrientes de aguas fundidas en el interior del hielo forman depósitos estratificados bien seleccionados por tamaño en capas de gravas, arenas y material fino.

Los eskers son colinas angostas de arenas y gravas localizadas en el medio de la morena de fondo, paralela a la dirección del movimiento del hielo. Son los antiguos canales por donde las aguas fluían bajo el hielo y que han resultado rellenados por sedimentos.

Los kettle son depresiones formadas por el aislamiento de hielo en el retroceso del glaciar que son semienterrados por la planicie de depositación; al fundirse el hielo, queda su hueco.

Tipos de sedimentos glaciales La litología de los depósitos glaciales puede ser usada para inferir su génesis. Las mezclas sin estratificar y sin seleccionar de arenas, gravas y arcillas, se correlacionan con los depósitos de till. Las arenas estratificadas y los depósitos de gravas pueden estar asociados con los flujos de agua. Por su parte, los varves son evidencia de depósitos glaciolacustres.

Los sedimentos marinos con ocasionales fragmentos de rocas con rasgos de arrastre han sido formados en el mar, cerca de glaciares.

Debido al avance producido por las glaciaciones, grandes zonas del planeta contienen este tipo de depósitos y la topografía características de las áreas glaciales.

Su correcta interpretación es importante para evaluar incidencia de su comportamiento en obras de ingeniería.

la

PERMAFROST Los permafrost son agregados permanentemente helados de hielo y suelo que se localizan en las regiones muy frías. Se encuentran cuando las temperaturas de verano no son lo suficientemente altas como para derretir más que el hielo superficial.

Estas formaciones cubren tanto como el 25% del total de las masas terrestres. Es un material muy difícil de manejar en proyectos ingenieriles, debido a que cuando su superficie se funde en verano el agua no se puede infiltrar hacia el suelo profundo, permanentemente congelado. Esto hace sobresaturar el suelo superficial, que puede fluir, deslizarse o hundirse, afectando las obras de ingeniería.

19. LA GRAVEDAD Movimientos en masa La fuerza de gravedad provoca los movimientos de materiales ladera abajo.

Son repentinos, involucran volúmenes de derrubios, a menudo enormes, y los eventos parecen impredecibles. Si bien la principal causa es la acción gravitatoria, otros factores determinan que a veces la velocidad de deslizamiento sea diferente y el porqué algunos taludes son estables mientras que otros no.

Entre otras causas, hay que mencionar la pendiente de los taludes, la naturaleza de los materiales superficiales y la presencia de agua.

Avalanchas y flujos de barro Las avalanchas de suelo y de roca son rápidos movimientos descendentes de masas de roca o de derrubios de erosión, suelos y todo lo que se encuentre en el camino. La condición indispensable es la presencia de taludes muy empinados para la vencer la acción friccional que mantiene a la heterogénea mezcla de roca, suelos y sedimentos sin consolidar in-situ, actuando en contra de la fuerza de gravedad.

El movimiento puede tomar la forma de una subsidencia en la cual la masa viaja como una unidad, en la mayoría de los casos deslizándose a lo largo de una superficie cóncava hacia arriba.

Los flujos de barro son formas particularmente fluidas de avalanchas que se mueven como lenguas viscosas de mezclas de lodo, suelos, rocas y agua. Pueden transportar grandes bloques, árboles y aún casas enteras.

Los flujos de tierra son menos fluidos y tienden a confinarse a los taludes de arcilitas alteradas o arcillas, moviéndose distancias cortas a una velocidad de unos 10 mm/año.

Los flujos de derrubios contienen mayor cantidad de materiales gruesos, como arenas.

Las avalanchas de derrubios son flujos de alta velocidad, usualmente asociados con regiones húmedas. El suelo saturado con agua abarcando hasta la base del sustrato rocoso se mueve tan rápido como 20 m/seg.

Caída de rocas, reptación y solifluxión Los talus están formados por la acumulación de rocas caídas de los taludes adyacentes. Esta acumulación es lenta y continua.

La reptación de suelo (creep), un movimiento descendente, tiene lugar tan lentamente que su velocidad es difícil de medir en un corto lapso.

Los rangos varían entre 1-2 mm/año en regiones templadas húmedas hasta 5-10 mm/año en regiones semiáridas con inviernos fríos.

La solifluxión es un movimiento en regiones frías, donde el terreno se congela. Como la zona inferior permanece congelada, el agua de deshielo de la zona superior satura al suelo y lo mueve hacia abajo. La velocidad promedio oscila en 10-100 mm/año.

Un fenómeno relacionado lo constituyen los glaciares de roca, acumulaciones que tienen sus poros rellenos con hielo y se mueven como glaciares verdaderos.

Lavado de pendiente Los lavados de pendiente (slope wash) son superficies generalizadas de escorrentía de agua de lluvia. El agua corre descendiendo las laderas y arrastrando partículas pequeñas de limos y arenas y minando gradualmente a los suelos arcillosos debajo de rodados que finalmente se inclinan y mueven.

Existe un amplio rango de valores medidos de los slope wash, desde 2 mm/1000 años en regiones templadas con buena vegetación, hasta 1000 mm/1000 años en tierras malas (badlands) muy erosionados.

La caída de grandes gotas de lluvia es un agente erosivo muy efectivo, especialmente en suelos sin vegetación. Esto ocurre especialmente en zonas deforestadas o cultivadas.

Entonces, la mejor forma de evitar erosión excesiva por el slope wash es vegetar con césped y otros vegetales. Las hojas y tallos protegen la superficie del impacto de la caída de las gotas de lluvia y retardan el flujo de los slope wash; las raíces mantienen al conjunto del suelo para resistir la erosión. La vegetación del suelo promueve la infiltración de agua en el terreno, reduciendo la escorrentía en superficie.

20. LA SEDIMENTACION La sedimentación, es decir, el depósito de las suspensiones y soluciones en capas, es la etapa final de un proceso que comienza con la meteorización, la erosión y el transporte de materiales hacia los sitios de depositación. Los sedimentos pueden ser divididos en clásticos o detríticos y en químicos y biológicos.

http://oz.plymouth.edu/~sci_ed/Turski/Courses/Earth_Science/Images/streamprofile.jpg

El transporte físico y la sedimentación siguen una tendencia ladera abajo, respondiendo a la gravedad, desde la caída de rocas y el movimiento de masas hasta los sistemas fluviales y hasta el mar (figura).

La sedimentación química es también un proceso ladera abajo, pero la fuerza de conducción es química, más que gravitacional.

Los océanos pueden ser pensados como un gigantesco reservorio químico. Mantiene la cantidad de agua regularmente constante, así como la misma salinidad, con la sedimentación de los materiales disueltos como precipitados químicos.

El depósito de sedimentos es controlado por las mismas leyes que rigen su transporte. La depositación cíclica es una regla más que una excepción y es el resultado de un flujo pulsátil de los sedimentos en una determinada área. Algunas causas de depositación cíclica son: 1. Movimientos periódicos de la corteza.

2. Cambios climáticos de distinta longitud, entre encuentran los estacionales anuales.

3. Variaciones cíclicas de tributarios en los deltas.

4. Vulcanismo periódico.

los

que

se

La topografía montañosa se puede vincular con las relaciones del cuarzo a feldespatos en los derrubios. En terrenos tectónicamente calmos, y áreas bajas no sujetas a erosión mecánica, se producen derrubios con bajo contenido de feldespatos, ya que se descomponen en arcillas antes de ser transportados.

LOS SEDIMENTOS CLASTICOS Los sedimentos clásticos: arcilitas, areniscas y conglomerados son más abundantes que los precipitados químicos. Ellos constituyen alrededor de tres cuartos de la masa total de sedimentos en la corteza terrestre, siendo las arcilitas las más abundantes (alrededor de tres veces los clásticos gruesos).

Los sedimentos clásticos dominan debido a que muchos de los materiales de la corteza son silicatos, relativamente insolubles.

La sedimentación de partículas es controlada mayormente por la resistencia de las corrientes que las transportan. A mayor tamaño de partícula, mayor es la corriente necesaria para transportarla.

Lodos y arcilitas Los sedimentos finos, que son los más abundantes, son difíciles de estudiar.

Se pueden determinar aspectos generales, observando el tamaño de las partículas. Estas son el resultado de un asentamiento lento desde un agente de transporte muy suave. Los lodos pueden ser depositados de una corriente divagante en una planicie de inundación, en deltas o en los océanos profundos.

Muchos lodos y arcilitas están mezclados con sedimentos químicos, siendo las más comunes las arcilitas calcáreas y carbonáticas. A pesar que las arcilitas no pueden proveer las claves de la condición de su formación, son muy buena materia prima (cemento portland).

Arenas y areniscas Las arenas y areniscas son los principales sedimentos gruesos.

Sus rangos de tamaño son estudiados para descifrar el origen.

La selección por tamaños está relacionada con la clase de corriente que las depositó y puede controlar los usos ingenieriles.

Si todos los granos en una muestra están próximos al promedio, la arena es considerada bien seleccionada. El grado de selección describe los tamaños de granos presentes en los sedimentos y las rocas sedimentarias que se puedan formar a partir de ellos. En Ingeniería, se enfoca el rango de los tamaños presentes, siendo un sedimento bien graduado aquel que tiene las cantidades de cada tamaño suficientes para llenar los espacios entre las partículas mayores.

Las formas de los granos de arena pueden ser importantes guías para detectar su origen. Los granos angulares de varias formas implican distancias de transporte cortas. Asimismo, las texturas superficiales también dan claves.

Las secuencias de depositación y estratificación, observables desde un afloramiento y de muestras de sondeo son de uso diagnóstico (combinado con el análisis de las corrientes y otras estructuras sedimentarias) para la reconstrucción del ambiente sedimentario en la cual se haya depositado.

El reconocimiento de la estratificación cruzada, las óndulas y las turbiditas pueden ayudar al deducir los ambientes y los mecanismos de formación.

La mineralogía de las areniscas es importante en la reconstrucción de la naturaleza de las áreas de las fuentes que producen los derrubios. Algunas rocas dentro de las areniscas son las cuarzo-arenitas, arcosas, arenitas líticas y grauvacas.

El conocimiento de cómo una arenisca ha sido depositada es de importancia en la búsqueda de agua, gas, petróleo y otros minerales (prospección).

Gravas y conglomerados Los conglomerados son fáciles de estudiar. Las gravas son tan variadas como los diferentes afloramientos desde donde han sido erosionadas. El número y el tamaño de las gravas están directamente relacionados con la resistencia de la corriente que las ha transportado.

Debido a que hay relativamente pocos lugares en los cuales las corrientes son lo suficientemente fuertes como para transportar

las gravas, se puede inferir su origen, tales como los torrentes de montaña, los conos de deyección, las playas de rodados y los planicies glaciarias. La forma y la redondez de los bordes y ángulos son buenas guías para conocer la distancia que han viajado desde el área fuente.

LOS SEDIMENTOS QUIMICOS Los carbonatos Las rocas carbonáticas, calcáreas y dolomíticas, son los más importantes sedimentos químicos. La base química de la sedimentación de los carbonatos es la relativa abundancia de iones de calcio y bicarbonato en el agua de mar: ion calcio + ion bicarbonato

= carbonato calcio + ion hidrógeno

El precipitado puede formarse cuando existe más calcio que bicarbonato, o viceversa, o aún si las concentraciones son iguales, siempre que sus productos excedan los valores de saturación.

Hay dos formas en que el carbonato cálcico puede precipitar, calcita o aragonita. La calcita se forma muy lentamente a partir de soluciones ligeramente sobresaturadas. En la mayoría de los precipitados, la aragonita se forma primero, y lentamente se transforma en calcita.

En los océanos, el agua de mar está próxima a ser saturada con carbonato de calcio. Las aguas cálidas están ligeramente sobresaturadas, mientras que las aguas frías están ligeramente subsaturadas.

Precipitación biológica En los océanos, los sedimentos carbonatados están hechos principalmente de restos de caparazones de organismos más que de precipitados químicos.

En las aguas cálidas, se producen extensas sedimentaciones carbonáticas. Los organismos con caparazón viven en aguas cálidas pero sus caparazones tienden a disolverse cuando el organismo muere.

Los organismos viven en dependencia con el agua de mar o de lago alrededor de ellos, ya que les provee de nutrientes y de los materiales disueltos para hacer sus caparazones.

La Sílice Los más importantes sedimentos biológicos son las diatomeas y radiolarios y algunas clases de esponjas. Cuando ellas mueren,

sedimentan en el fondo del mar. Los árboles se pueden fosilizar siendo reemplazada la madera por sílice, generalmente chert.

Los Sulfuros La pirita, sulfuro de hierro, se forma por la acción indirecta de bacterias reductoras de los sulfatos en sulfuros en ambientes anaeróbicos. Ellas crecen en áreas desoxigenadas.

El Carbón La formación de turba, se realiza en un ambiente continental de decaimiento de la vegetación sin oxígeno.

Luego del enterramiento y de las transformaciones por envejecimiento de la materia orgánica, la turba se transforma en lignito, un material muy suave. Mayor tiempo y alta temperatura acompañando al enterramiento de los sedimentos, pueden metamorfosear al lignito transformándolo en carbón bituminoso y no bituminoso y, en casos extremos, en antracita.

Las Evaporitas Algunos yacimientos se forman por evaporación de agua de mar: las evaporitas. Constituyen la fuente de obtención de la sal común (halita), los sulfatos de calcio, como el yeso y la anhidrita y muchos otros menos abundantes. Se depositan en planicies restringidas de acceso de agua de mar, donde la evaporación continua produce la precipitación de yeso y sal y donde el agua de mar va reponiéndose paulatinamente.

AMBIENTES DE SEDIMENTACION Un ambiente de sedimentación es un área geográficamente delimitada donde los sedimentos son preservados, y que está caracterizada por sus formas de relieve, las corrientes de energía relativa y el equilibrio químico.

Los ambientes de depositación son importantes para la determinación de las propiedades de los sedimentos. Están condicionados por un complejo de factores físicos, químicos y biológicos bajo los cuales los sedimentos se acumulan y transforman.

Se denominan facies a los juegos de características de los sedimentos que indican los ambientes de depositación. Son usados para las reconstrucciones paleogeográficas. De esa manera, se pueden seguir las regresiones y transgresiones marinas, por ejemplo.

Las grandes fuerzas controlantes de la tectónica de placas indirectamente influencian los patrones de sedimentación y composición de los sedimentos clásticos. Asimismo, las facies sedimentarias son también relacionadas con la tectónica de placas.

Los ambientes de sedimentación clástica Los ambientes aluviales incluyen los canales de los ríos, las fajas de los meandros en las llanuras de inundación, los conos de deyección, y las planicies aluviales formadas por la migración de los ríos sobre los terrenos bajos.

El ciclo aluvial final-ascendente es una secuencia característica en la cual los materiales gruesos se encuentran en el piso, gradándose hacia los finos, que se encuentran en la parte superior (figura).

Los ambientes desérticos están relacionados con las formas características de las dunas, que tienen sus propios patrones de entrecruzamiento, la mayoría de ellos en gran escala.

Los granos de arena son finos a muy finos, bien seleccionados y pulidos.

Los depósitos bajo el hielo, los tills, son reconocidos por su carácter heterogéneo, lo que indica poca selección, que se conforma por la presencia de estriaciones en el sustrato rocoso.

Ciclo aluvial Ciclo deltaico

Los deltas son los mayores puntos de llegada de los depósitos fluviales. El fondo de la secuencia, normalmente, contiene fósiles marinos, mientras tanto, la parte superior contiene fósiles de agua dulce.

Esta secuencia muestra ciclos de texturas de tamaño creciente hacia arriba, desarrolladas a medida que la desembocadura del río avanza, depositando arenas gruesas en el canal por encima de los sedimentos limosos y lodos de la costa (figura).

Las costas y barras presentan una típica secuencia formada desde la línea de costa que está siendo construida hacia el mar. Se constituyen de sedimentos de marea finos, unos formados debajo, en bajamar, sobre depósitos de mareas, típicamente arenosos y de granos medianos a gruesos.

En ambientes marinos, las arenas, los lodos arenosos y lodos se encuentran en relación a las corrientes de olas y mareas de diferente rango.

Las secuencias de turbiditas comienzan con bases abruptas de arenas gruesas sin estructuras, que van gradando hacia arriba con arenas medianas, con estratificación cruzada, y a arenas finas con óndulas hasta llegar al tope con limos y lodos, éstos últimos con perturbaciones biológicas.

Los ambientes pelágicos son de arcillas finas rojas, finamente laminadas con costras de manganeso y nódulos y algunas veces oozes carbonatados.

Los ambientes de sedimentación química Los arrecifes coralinos se caracterizan atololones que presentan (fig. 20.6):

por

formar

islas

o

1) un arrecife exterior resistente a las olas, con pendiente exterior pronunciada 2) una plataforma playa de arrecife y extendida hacia la isla 3) una laguna interior, lagoon, detrás de la plataforma, protegida de las olas por el arrecife.

4) la isla.

Referencias

La mayor parte del arrecife está hecho por organismos coralinos que crecen en colonias de gran número de individuos y viven hasta los 25 metros de profundidad.

El proceso comienza cuando un volcán se alza sobre el fondo oceánico. Cuando su fase activa termina, es erosionado y se forma una colonia de algas y corales que coloniza sus costas

construyendo un anillo alrededor de la isla. A medida que el océano va subsidiendo, la isla es reemplazada por el atolón con la laguna central.

La mayor parte de los sedimentos carbonáticos está formada en los continentes en plataforma de aguas poco profundas. Una clase distintiva de arena, oolita, se forma donde las corrientes de marea inundan los bancos todos los días. Tienen una estructura de cebolla y un diámetro de 0.25 a 2.0 mm.

En planicies de marea, se forman estromatolitos de lodos a partir de playas de algas que atrapan finos sedimentos carbonatados y los van acumulando.

Existen extensos bancos poco profundos, de uno a dos metros de profundidad, donde el agua está quieta y hay sedimentación biológica.

Las olas y las corrientes de mareas barren los sedimentos finos moviendo las arenas de partes de caparazones hacia dunas submarinas y barras. Hay rocas formadas por organismos cálcicos como las tizas formadas por oozes.

Los depósitos de tufa, una roca porosa fácilmente rompible, y de travertino una forma más densa, se realizan por precipitación, en los continentes. Los carbonatos también forman estalactitas y estalagmitas en las cavidades donde gotean aguas carbonatadas.

ENTERRAMIENTO Y ACUMULACION DE SEDIMENTOS La subsidencia de la corteza es importante porque permite la continua sedimentación y acumulación, siempre que las olas y las corrientes de marea no los remuevan y retrabajen.

La subsidencia tectónica es reforzada por la carga de los sedimentos. El proceso no progresa indefinidamente, debido a que la subsidencia continua y los sedimentos dejados pronto se hacen menos densos que el promedio de la corteza. Estos depósitos pueden formar varios miles de metros.

Los geosinclinales son áreas de subsidencia de la corteza en donde los sedimentos se acumulan en espesores de muchos kilómetros, depositándose a lo largo de los márgenes continentales presentes o antiguos bordes de placas tectónicas.

Existen dos zonas. Una es llamada miogeoclina, espesor y es donde abundan carbonatos de arcilitas y areniscas aluviales. La otra es eugeoclina, donde los sedimentos tienen gran constituidos por turbiditas de aguas profundas sedimentación pelágica.

es la de menor aguas playas, la exterior o espesor, están y arcilitas y

Cuando dos continentes colisionan, sus márgenes se unen levantando las turbiditas en uno de ellos y mezclándolas y plegándolas con los otros sedimentos pelágicos y volcánicos del otro lado.

En los cratones, antiguas plataformas, la acumulación sedimentaria es mucho menor que en los geosinclinales.

DIAGENESIS: SEDIMENTOS TRANSFORMADOS A ROCAS La diagénesis es un conjunto de procesos que producen cambios en los sedimentos luego de su depositación, transformándolos en una roca.

Generalmente, esto produce incremento de la resistencia mecánica, debido a la trabazón y a la cementación de los granos. Los principales procesos están condensados en la tabla.

Los principales cambios diagenéticos físicos son relacionados con la compactación y el decrecimiento en porosidad de los sedimentos, debido al apretujamiento por el peso de los mismos.

La porosidad también puede decrecer debido a la precipitación de minerales diagenéticos en sus espacios porosos. Predominan como cementantes los minerales carbonáticos, óxidos de hierro y sílice Procesos diagenéticos

PROCESO LITIFICACION COMPACTACION RECRISTALIZACION DISOLUCION PRECIPITACION

EJEMPLO de de de de de

Arena a Arenisca depósitos por pérdida de agua Aragonita a Calcita arenas mixtas a arenas cuarzosas arenas sueltas a arenas cementadas

Las diagénesis químicas son de dos tendencias: a) una gradual aproximación hacia el equilibrio químico, como la recristalización, tales como en algunas rocas carbonáticas o por crecimiento de granos en las cuarcitas. b) la tendencia a ser enterrados más o menos profundamente en la corteza, incrementando la temperatura y presión. Los límites con el metamorfismo son de alrededor de 300 oC.

El principal rasgo estratificación.

de

las

rocas

sedimentarias

es

la

Esos planos son superficies mecánicamente débiles a lo largo de los cuales las rocas tienden a partirse.

ELEMENTOS DE ESTRATIGRAFIA La formulación de ciertos principios sobre los cuales se fundamentan los estudios estratigráficos se la debemos a Steno (1669).

Principio de la horizontalidad.

La primera cosa que se nota en un afloramiento sedimentario es la pronunciada horizontalidad de la estratificación. Esta posición es lo que se podría esperar del asentamiento de las partículas acarreadas por el aire o por el agua.

Principio de la superposición.

Toda nueva capa añadida a una serie lo hará siempre en la parte superior.

Principio de la continuidad original.

Una capa sedimentaria forma al tiempo de su deposición una superficie continua que termina sólo afinándose hasta desaparecer, por cambio gradual, debido a diferente composición, o por estribamiento contra una pared o barrera, tal como línea de costa que confina el área de depósito.

A partir de esos tres principios, se pueden obtener los rudimentos de un reloj estratigráfico, que establece una longitud total de tiempo necesario para ubicar a todas las rocas que yacen y a los intervalos entre cada una de ellas.

Desafortunadamente, existen hiatus, o interrupciones en la sedimentación, que impiden una medición correcta.

El acomodamiento vertical de los diferentes fósiles, la sucesión de la fauna, se corresponde con las series de capas sedimentarias que las portan: la secuencia estratigráfica.

Las formaciones son grupos de capas que están en todos lados alrededor de la misma edad estratigráfica y contienen materiales que en su mayor parte tienen las mismas propiedades y apariencia física.

Las inconformidades son superficies que separan dos estratos.

Representan intervalos de tiempo en los cuales la sedimentación se paró, la erosión removió algunos materiales y luego continuó la depositación.

Las inconformidades angulares son aquellas en las cuales los planos situados arriba y abajo de ellas no son paralelos.

LAS ROCAS COMO REGISTROS DE LOS MOVIMIENTOS TERRESTRES Las inconformidades angulares no sólo datan erosión sino que registran movimientos antiguos.

intervalos

de

Las disconformidades, lagunas de tiempo entre dos unidades cuyos planos de yacencia son paralelos, implican la misma secuencia de alzamiento, erosión y subsidencia (o la bajante o subida del nivel oceánico global).

El ordenamiento de los eventos geológicos con respecto a una escala de tiempos relativos está basado en la interpretación de sucesiones sedimentarias, relaciones entre rocas ígneas (como cruce de estratos, deformaciones tectónicas del tipo plegamiento y fallamiento, y las inconformidades angulares.

21. ESTRUCTURAS GEOLOGICAS Las rocas, como la mayoría de los sólidos, pueden ser clasificadas en frágiles y dúctiles. Un material frágil se rompe súbitamente cuando su resistencia alcanza un valor crítico ante el esfuerzo al que es sometido.

Las sustancias dúctiles son deformaciones antes de romperse.

capaces

de

considerables

Las deformaciones de la corteza continental han ocurrido a través de los tiempos geológicos. Las rocas responden a esas fuerzas plegándose y fallando.

Esto debe recordarse cuando se ven pliegues y fracturas en el campo aunque también que una misma roca puede ser frágil a profundidad pequeña y dúctil a grandes profundidades en la corteza.

Además, cada roca se comporta de una manera o de otra de acuerdo a las condiciones de las tensiones y de su aplicación.

LOS PLIEGUES El término pliegue implica que la estructura original ha sido doblada. La deformación puede ser producida por fuerzas horizontales o verticales de la corteza.

Los pliegues pueden ser suaves o el doblado puede ser severo, dependiendo de la magnitud de las fuerzas aplicadas y la capacidad de los estratos para resistir las deformaciones (figura).

Para descubrir las estructuras, los geólogos registran en mapas los buzamientos y los rumbos de las capas en todos los afloramientos disponibles.

El buzamiento es el ángulo de inclinación de la capa desde la horizontal, en la dirección de la máxima pendiente descendente.

El rumbo es la dirección de la recta resultante de intersección del plano de la capa con el plano horizontal.

la

El plano axial es una superficie que divide al pliegue tan simétricamente como fuere posible. La línea de la intersección del plano axial con la capa nos da la línea del eje del pliegue. Los dos lados del pliegue son llamados sus limbos.

Si el eje de un pliegue no es horizontal, se lo llama buzante, y el buzamiento está dado por el ángulo que el eje forma con la horizontal.

Los arcos de rocas estratificadas son llamados anticlinales, y los depresiones similares, sinclinales.

Para una secuencia de capas, la más antigua corresponderá al núcleo del anticlinal y la más moderna en la superficie se encontrará sobre el eje del sinclinal.

Un monoclinal es un pliegue de tipo escalón, en horizontes levemente inclinados u horizontales.

Tipos de pliegue Los pliegues tienden a ocurrir no en forma aislada sino en grupos elongados. Cuando el geólogo encuentra un pliegue, puede suponer que la región fue comprimida por fuerzas horizontales.

Los pliegues pueden ser asimétricos, con uno de sus limbos buzando más empinadamente que el otro.

Cuando la deformación es intensa, el pliegue puede ser volcado, con el limbo inferior de un anticlinal o el superior de un sinclinal tumbado más de 90 grados.

En los pliegues recumbentes, el plano axial es horizontal y uno de los limbos ha sido rotado en una secuencia de arriba a abajo.

http://www.fas.org/irp/imint/docs/rst/Sect2/Sect2_1a.html

Los domos y depresiones son pliegues en los cuales las capas buzan radialmente, hacia fuera o hacia un punto, respectivamente. Los afloramientos de esas formaciones en la superficie tenderán a ser circulares.

LAS FRACTURAS Las fracturas pueden ser divididas en dos categorías: diaclasas y fallas. El término litoclasa involucra a ambas. Una diaclasa es una fractura a lo largo de la cual no ha ocurrido movimiento apreciable. En cambio, si existe desplazamiento visible entre los lados de la misma, se denomina falla.

Las Diaclasas Las diaclasas se encuentran en casi todos los afloramientos.

Pueden mostrar patrones regionales.

A menudo, dos o más juegos de diaclasas se intersectan rompiendo las rocas en grandes bloques con lados paralelos.

Las tensiones regionales que hace tiempo se desvanecieron dejan su impronta en forma de juegos de diaclasas.

Las diaclasas proveen canales para el flujo del agua a través de las rocas. Además, favorecen el flujo de magmas los que se intruyen formando diques.

Las Fallas Las fallas son rasgos comunes en las cadenas montañosas, especialmente, donde las deformaciones son intensas.

Las diferentes categorías de fallamiento se distinguen por la dirección del movimiento a lo largo del plano de fractura (figura).

Una falla normal es aquella en la cual las rocas sobre el plano de falla se mueven hacia abajo, en relación a las rocas debajo de él.

Por su parte, una falla inversa es aquella en la cual las rocas superiores al plano de falla se mueven hacia arriba en relación a las rocas inferiores al plano.

Aquellas en las cuales el buzamiento es pequeño y el bloque sobreyacente es empujado principalmente en forma horizontal se denomina thrust.

Las fallas de deslizamiento de rumbo son las que tienen movimiento horizontal paralelo al rumbo del plano de falla.

Los llamados graben son valles angostos rodeados por uno o más fallas normales paralelas, por ejemplo, el rift del Este de Africa. Un horst en cambio, es lo opuesto, o sea, una especie de pilar formado por fallas inversas o normales (figura).

Las fallas pueden ser reconocidas en el campo por la disrupción de las formaciones a ambos lados del plano de fractura. A menudo, en la zona de falla se encuentra material rocoso triturado. En esos lugares, la fricción a lo largo del plano de falla ha producido superficies estriadas o lustradas llamadas espejos de fricción. Estos pueden servir de indicadores de la dirección del movimiento.

Si los movimientos han ocurrido recientemente, se puede percibir el efecto en la topografía, tal como los patrones de drenaje, de vegetación o de artefactos humanos, etc.

Las deformaciones dejan una marca inequívoca en la superficie.

Esas expresiones topográficas son a menudo una guía para las estructuras controlantes.

A medida que se tienen estructuras más antiguas, la erosión las arrasa y resultan menos evidentes las expresiones fisiográficas.

En la actualidad, las superficies de relieve son debidas a movimientos ocurridos desde el Terciario a esta parte.

22. MOVIMIENTOS REGIONALES DE LA CORTEZA TERRESTRE Los movimientos orogénicos son los que producen cadenas montañosas de rocas muy plegadas y falladas. Son el resultado de la colisión entre placas tectónicas.

La epirogenia es un movimiento principalmente vertical, de gran escala en la corteza. Se caracteriza por ser gradual, lo cual posibilita que se produzcan sólo pequeños pliegues y fallas.

Los meandros incididos, los arrecifes coralinos, inundados, etc. evidencian esos movimientos.

los

ríos

El alzamiento de la Fenoscandia es un rebote gradual de la corteza, luego de haber sido removido el casquete polar que la había deprimido.

Otras subsidencias están relacionadas con las placas marinas a medida que se enfrían y contraen, adelgazamiento y fisuración de la litósfera, seguida de enfriamiento y contracción, colisión entre placas o deformación de la corteza por acción de fuerzas horizontales.

Entre otros ejemplos, pueden citarse los hundimientos de regiones costeras debido a extracción de agua o gas y los desplazamientos provocados por los terremotos.

ESTRUCTURAS REGIONALES Las rocas continentales pueden ser agrupadas según dos categorías distintas, las de sedimentos depositados en orden y no deformados y las cadenas deformadas de rocas sedimentarias, ígneas y metamórficas que han sido sujetas a fuerzas intensas durante diferentes períodos geológicos.

Las rocas que evidencian los episodios antiguos de deformación se localizan en el interior de los continentes, que son estables y peneplanizados. Las fajas más activas se encuentran en los bordes de las zonas antiguas.

Interiores estables Los cratones, cuerpos extensos, antiguos, planos y estables del interior de los continentes, fueron sometidos a intensos episodios de deformaciones en tiempos precámbricos y han estado relativamente quietos desde entonces.

Los cratones típicos incluyen áreas denominados escudos que consisten en rocas de basamento cristalino muy antiguo rodeado de sedimentos de cobertura.

Fajas orogénicas Las regiones de fajas orogénicas se encuentran rodeando los grandes interiores continentales y han sido deformadas por fallamiento y plegamiento, con la concurrencia de plutonismo y metamorfismo en varios períodos del paleozoico, el mesozoico y el cenozoico.

Un típico episodio orogénico es precedido por la subsidencia de los márgenes, donde se acumulan los sedimentos. La convergencia de placas inicia la deformación en una cadena que se extiende por cientos de kilómetros desde el sitio de colisión. Los sedimentos marginales son desgarrados por plegamientos y fallamiento.

Sobrecorrimientos de 10 a 20 km de espesor implican deslizamientos por distancias de cientos de kilómetros. Masas extrañas, traídas por la placa que subducta se agregan al continente.

Las intrusiones de batolitos y el metamorfismo también ocurren con las orogenias. Las montañas elevadas en la faja deformada son erosionadas a medida que progresa la orogenia. Etapas de renovación ocurren cuando se alzan bloques de fractura de la cordillera erosionada, tal como lo vemos hoy en día.

La orogenia incrementa el espesor de la corteza continental e incrementa su volumen debido a la adición de rocas batolíticas y volcánicas provenientes del manto y por la acreción de terrenos desplazados transportados desde lugares distantes.

Las montañas varían en formas y origen (figura): a) b) c) d)

montañas montañas montañas montañas

formadas por la acción volcánica resultantes del plegamiento de rocas formadas por bloques fallados originadas por alzamiento vertical

TECTONICA DE PLACAS De acuerdo con la teoría de tectónica de placas, la litosfera está constituida por una docena de placas rígidas móviles (figura).

Las placas se deslizan sobre una astenósfera plástica, parcialmente fundida.

Haciendo un balance, la suma global de creación de placas es aproximadamente cero.

Los tres tipos de bordes entre placas están definidos por su movimiento relativo: bordes de divergencia, transformación.

bordes

de

convergencia

y

fallas

de

Los ensambles de rocas tienen diferentes características en zonas de expansión y de subducción. Cuando el fondo marino se expande, se crean materiales en las llamadas fisuras oceánicas como zonas de lavas, diques, gabros y peridotitas.

Las cadenas montañosas contienen la melange, una mezcla caótica con metamorfismo de alta y baja temperatura, mientras que en los arcos con magmatismo hay metamorfismo de alta temperatura y baja presión. Esta combinación de cadenas de melange y magmatismo es característica de la zona de subducción.

Las fallas de transformación a lo largo de las cuales las placas se deslizan pueden ser reconocidas por la topografía, la sismicidad y el desplazamiento de anomalías magnéticas.

Cuando una placa fría es subductada, permanece más fría que el manto caliente por unos 12 millones de años. Luego es asimilada a los 400 a 700 km de profundidad (figura).

http://www.ess.washington.edu/SEIS/PNSN/HAZARDS/CASCADIA/assets/EQHAZARDS.Subductionzone%28wh.jp g

La geometría de los movimientos de las placas puede resumirse de la siguiente manera: 1. A lo largo de bordes de fallas de transformación no ocurre superposición, pandeo o separación. Los cambios de superficie se observan en zonas de convergencia o divergencia.

2. Las fajas de anomalías magnéticas son aproximadamente paralelas y son simétricas con relación a los ejes de fisura donde son creadas.

3. El punto en donde tres placas se juntan es un punto triple.

Existen diferentes velocidades de atractiva asocia los movimientos

movimiento. Una hipótesis relativos con la fuerza

ejercida por la placa sumergida y el movimiento lento con la fricción ejercida por el continente embebido en la placa.

Una comparación de edades entre las rocas ígneas a diferentes distancias desde la cordillera meso-oceánica, datadas a partir de fósiles de sedimentos depositados arriba de esas rocas ígneas, muestran esa misma tendencia.

Las edades del fondo oceánico pueden ser medidas por medio de bandas de anomalías magnéticas y la estratigrafía de inversiones magnéticas deducidas en tierra. El procedimiento ha sido verificado por medio de sondeos marinos. Las isócronas pueden ser trazadas en la mayor parte del Atlántico y en grandes porciones del Pacífico, pudiéndose reconstruir la historia de la apertura y clausura de los océanos.

Basados en estos métodos y en información geológica y paleomagnética, se ha podido seguir la fragmentación de Pangea en los últimos 200 millones de años.

EXPANSION DEL FONDO OCEANICO Y DERIVA CONTINENTAL La deriva continental (movimiento de los continentes) es una consecuencia de la tectónica de placas. Las profundidades oceánicas se incrementan con la edad. Las planicies oceánicas actuales han sido creadas por la expansión y el reciclado por subducción, en una escala de tiempo de alrededor de 200 millones de años.

Los continentes son rasgos permanentes y móviles, por ser relativamente demasiado livianos y flotantes como para no poder ser subductados.

La orogenia Las orogenias ocurren principalmente en los bordes de placas colisionantes, donde los depósitos de sedimentación marginal son comprimidos y magmatizados con presencia de vulcanismo.

Adicionalmente a las lineaciones sísmicas, otros rasgos de gran escala también se asocian con los bordes, tales como finas cadenas montañosas y cadenas volcánicas.

Los bordes de convergencia son reconocidos por presentar fosas oceánicas, fajas inclinadas de terremotos, montañas y volcanes, y pares de melange y magmatismo. Los Andes y las fosas de la costa oeste sudamericana son modernos ejemplos.

Los bordes divergentes típicamente muestran otros rasgos tales como fisuras sísmicas y volcánicas.

Los depósitos característicos de estos ambientes son las llamadas ofiolitas.

El ciclo completo, denominado ciclo de Wilson, comprende el fallamiento tectónico de un continente (rifting), la apertura de un océano por expansión del fondo oceánico, su clausura, una colisión continente-continente y la formación de un montaña intra-continental (fig. 22.5).

Los terrenos desplazados, o sospechosos son bloques interiores a una cadena orogénica continental que tienen consistencia interna pero que difieren sustancialmente de los adyacentes.

http://ve.kalipedia.com/kalipediamedia/cienciasnaturales/media/200704/17/tierrayuniverso/2007041 7klpcnatun_36.Ees.SCO.png

Las antiguas zonas convergentes se muestran como viejas cadenas montañosas, tales como la de los Apalaches.

Pangea fue formada por la colisión de bloques continentales.

Los Apalaches y los Urales marcan bordes de colisión de los paleocontinentes. Su evolución es regularmente bien conocida.

EL MECANISMO PROPULSOR DEL MOVIMIENTO Se acepta que la mayoría del manto es un sólido caliente capaz de fluir como un líquido a la velocidad de un centímetro por año. La litósfera, que está rota en piezas rígidas, responde a ese movimiento del manto subyacente.

Entre los posibles mecanismos se cuentan (figura): a) La placa es empujada por el peso de las fisuras y tirada por la subducción hacia abajo. b) La placa es arrastrada por la corriente de convección c) La placa es el borde frío y rígido de la corriente de convección en un manto superior plástico y caliente. d) Chorros termales afloran desde gran profundidad causando los hot-spot y desparramando lateralmente las placas por arrastre.

http://www.geologicresources.com/plate_tectonics400x259.gif

23. RIESGOS GEOLOGICOS Aunque la superficie terrestre está en continuo reajuste, variando las fuerzas mecánicas y químicas, estas modificaciones son, en general, pequeñas o lentas. Sin embargo, algunas veces se producen acumulaciones de tensiones que con el tiempo se liberan bruscamente provocando catástrofes naturales.

Algunas de ellas son esporádicas, tales como los sismos, erupciones volcánicas y mareas excesivas, mientras que otras

son permanentes, como erosivos del suelo.

la

falla

de

taludes

y

los

procesos

Corresponde a los ingenieros anticipar convenientemente las posibilidades de las catástrofes naturales e incluir sus conclusiones en el diseño de las obras. Esto ha sido tenido en cuenta por las Naciones Unidas al declarar la década del 90 como la de Mitigación de Desastres Naturales.

La correcta localización de las construcciones debería salvaguardarlas de casi todos los riesgos naturales. No obstante ello, los márgenes de seguridad deben ser lo más razonables posible, para evitar el fuerte incremento de costos de las obras.

La predicción es la extrapolación de conocimientos hacia condiciones futuras específicas (por ejemplo: dónde, cuándo y cuánto). Está basada en: a) b) c) d)

adecuada documentación de registros de recurrencia de fenómenos cálculos de probabilidad de recurrencia determinación de magnitudes y factores de riesgo establecimiento de riesgos aceptables y costos de diseño

Asimismo, es necesario señalar la existencia de factores no técnicos que deben ser decididos y aceptados por la sociedad.

Esto se traduce en disposiciones reglamentarias y en códigos que tienen en cuenta estos fenómenos naturales.

Así, hay preguntas que si bien son elementales, sus respuestas son difíciles de precisar. A modo de ejemplo, durante el sismo de septiembre de 1985 en la ciudad de México, el 99.99% de las construcciones se comportó adecuadamente. Sin embargo, la destrucción total o parcial del restante 0.01% produjo numerosas víctimas.

Para disminuir su número, en un evento futuro se tendrían que incrementar el costo de los sistemas constructivos, que es afrontado por la sociedad. Cabe entonces plantearse cuánto está dispuesto a pagar la comunidad para salvaguardarse y cuánto acepta de riesgo. Las respuestas difieren en distintas sociedades y los profesionales involucrados en estos tópicos deben interpretar correctamente la voluntad de la sociedad para la cual trabajan.

LOS SISMOS La sismología trata sobre el estudio de los terremotos y las ondas sísmicas. Los sismos son importantes liberaciones de energía que están asociados con grandes fallas en la corteza y en el manto superior. Además, otros fenómenos, como las

erupciones volcánicas, explosiones y derrumbes pueden generar ondas sísmicas.

En los sismos de origen tectónico es posible distinguir el lugar donde la energía comienza a liberarse.

Se denomina hipocentro o foco, que es una zona de ruptura dentro del plano de falla.

La del cie tro

proyección vertical foco en la superfies llamada epicen(figura).

http://historianv5.iespana.es/Epicentro%20e%20hipocentro.jpg

La causa de los sismos de origen tectónico comenzó a ser bien interpretada a partir del terremoto de San Francisco, ocurrido en 1906. Este mereció el primer estudio científico de envergadura.

H. Reid propuso la teoría del rebote elástico que, con algunas modificaciones, se acepta actualmente.

Explica que, a medida que la masa rocosa es deformada, se almacena energía elástica hasta un punto en que los vínculos friccionales que bloquean la falla no pueden resistir más y se produce la ruptura.

Repentinamente, los bloques se deslizan en ese punto, que es el foco del terremoto. http://www.proteccioncivil.org/es/Riesgos/Riesgos_Naturales/Informes_de_interes/gmartin/Image28. gif

Una vez que la ruptura comienza, viaja a una velocidad de alrededor de 3.5 km/s. En los grandes terremotos, el deslizamiento entre dos puntos enfrentados en el plano de falla puede alcanzar 12 m mientras que la zona de ruptura, dentro del plano de falla, ha llegado a cubrir una superficie de hasta 600 km.

La energía es repentinamente relajada en la forma de calor, desplazamientos y, un pequeño porcentaje, en vibraciones sísmicas. Cerca del foco, las ondas son grandes, con amplitudes destructivas.

El tiempo requerido para que se alcance a almacenar la energía de deformación en las rocas a lo largo de la falla es enorme, si se lo compara con el tiempo de liberación, que dura sólo pocos minutos.

Un mapa de sismicidad con la ubicación de los epicentros de los sismos muestra que los terremotos tienden a ocurrir en fajas (figura).

http://pubs.usgs.gov/gip/earthq4/worldmap.gif

Estas zonas de epicentros coinciden, en su gran mayoría, con los bordes de las placas.

Las fallas de tracción se localizan en las zonas de divergencia, las de compresión en los bordes de convergencia y los de desplazamiento lateral en las fallas de transformación (figura).

Los sismos con focos a mayores profundidades que 100 km están distribuidos en planos que se encuentran buzando hacia el manto, en asociación con las fosas oceánicas, arcos de islas,

montañas jóvenes y vulcanismo, esto es en zonas de subducción de placas.

Un porcentaje pequeño se origina dentro de las placas, donde las tensiones en ellas se almacenan hasta que exceden la resistencia de las rocas. Como ejemplos: TanShan (1976), New Madrid (1812).

LAS ONDAS SISMICAS La propagación de la ruptura en la zona de falla origina ondas que viajan a diferentes velocidades, de acuerdo con su naturaleza.

Las ondas de cuerpo lo hacen hacia todas las direcciones, atravesando todo el volumen del planeta. Cuando las ondas encuentran un borde, como el límite entre el núcleo y el manto, son reflejadas y transmitidas por refracción en el nuevo medio.

Dentro de esta categoría encontramos a las ondas P (principales) y las ondas S (secundarias).

Las ondas P son la propagación de un cambio de volumen (figura).

Las ondas S corresponden al desplazamiento de una perturbación de corte que hace vibrar a las partículas en ángulo recto con la dirección de propagación.

Las ondas de corte no penetran los líquidos (figura).

La tercera categoría de ondas sísmicas, superficiales, viajan a lo largo de la superficie.

las

ondas

Se distinguen ondas R (Rayleigh) y ondas L (Love) (figura). Las ondas Rayleigh se propagan en planos verticales, con movimientos elípticos, mientras que las ondas Love lo hacen solamente en el plano de la superficie del terreno, como una polarización de las ondas S.

Dentro del tren de ondas que se produce, es posible diferenciarlas, teniendo en cuenta las diferencias en los tiempos de arribo, ya que se propagan a diferentes velocidades.

Asimismo, las ondas superficiales son distinguidas con registros en distintos planos.

Una vez acumulada la información sismológica, el próximo paso consiste en encontrar modelos cuyas velocidades de ondas P y S y las densidades sean consistentes con la información disponible.

La Tierra suena cuando es disturbada por un terremoto grande que la hace vibrar como a una campana durante algunas semanas.

La propagación de las ondas y sus registros pueden ser utilizados en el estudio de la estructura de la Tierra. http://mariecurie08.blogspot.com/2009/04/nuestra-planeta-la-tierra.html

LOCALIZACION DE LOS EPICENTROS Para la localización y medición de los sismos se utilizan los sismógrafos. El instrumento ideal tendría que estar colgado del cielo, en un dispositivo fijado a un marco fuera de la Tierra.

Básicamente, consiste en acoplar una masa a la Tierra por medio de un péndulo o por suspensión a un resorte.

◄ Esquema de un sismógrafo

El intervalo de tiempo entre el arribo de las ondas P y las ondas S se incrementa con la distancia viajada por las ondas, y ésta está asociada a la distancia al epicentro.

Conociendo las distancias desde tres o más lugares (estaciones), es posible la ubicación del epicentro (figura).

También se puede deducir tiempo de inicio del shock.

el

Una vez que se realiza una aproximación, la exacta ubicación puede hacerse con refinamiento en los cálculos usando un mayor número de estaciones.

LAS ESCALAS DE MAGNITUD La energía liberada da la medida más precisa del tamaño de un terremoto, pero los sismólogos han adoptado escalas de magnitudes para poder estudiarlos y compararlos. La idea originalmente fue planteada por Richter (1935), basándose en la medición de la amplitud de la traza del sismograma en una banda de frecuencia particular, siendo independiente del punto de observación.

Richter definió lo que actualmente se denomina Magnitud Local Ml como el logaritmo de la máxima deflexión registrada por un sismógrafo estandarizado cuando está instalado en terreno firme, a una distancia epicentral de 100 km. Como las observaciones se realizan generalmente en sismógrafos ubicados a una distancia diferente de 100 km, se efectúan correcciones normalizadoras.

Por tratarse de una escala logarítmica, un sismo de magnitud 8 sería equivalente a 10000 sismos de magnitud 4 (figura).

Existen otras magnitudes, determinadas a partir de la medición de diferentes ondas del sismograma. La escala de magnitud mb utiliza ondas de cuerpo de períodos de 1 a 5 s, mientras que la magnitud Ms se calcula a partir de ondas superficiales de 20 segundos de período.

Estas escalas de magnitud se utilizan de acuerdo al tipo de sismo (local o lejano) y del instrumental del que se disponga.

Por medio de fórmulas, se puede pasar de una a otra.

En los grandes terremotos, la determinación de la magnitud por medio de sismogramas tiene limitaciones. Ello ocurre porque la dimensión del área de ruptura en el plano de falla excede la longitud de la onda usada en la determinación de la magnitud.

En ese caso, la escala se satura. Existe por ello un límite teórico para el uso de cada una de ellas.

En la escala de magnitud local Ml, el límite corresponde a M=6; en la escala de ondas de cuerpo mb, el límite corresponde a M=7.5 y, en la escala basada en ondas superficiales Ms, el límite es M=8.

Para los grandes terremotos (magnitudes mayores que 7.5) se puede utilizar la magnitud - momento Mw, que es una función del momento sísmico. Este es un parámetro proporcional al producto del área de ruptura en el plano de falla por el desplazamiento producido. Tiene la ventaja de ser una medida directa del tamaño de la fuente y no tiene las limitaciones de las escalas basadas en lectura de sismogramas.

Desde el punto de vista de la ingeniería, hay pocas diferencias Prácticas, por lo que las escalas se usan indistintamente.

Magnitud y energía Existe una relación entre la magnitud y la cantidad de energía liberada en un sismo. Gutemberg y Richter han propuesto la fórmula: log Es (ergios) = 11.8 + 1.5 Ms

Según ésta, un cambio en una unidad de magnitud implica un salto de unas 32 veces en energía. Ello implica que un sismo de magnitud 6 libera más de 900 veces más energía que uno de magnitud 4.

La importancia desde el punto de vista del significado físico de las magnitudes de los distintos sismos se puede apreciar comparando las distintas correlaciones empíricas, como las señaladas en la figura correspondiente.

LOS PATRONES DE TENSIONES Cuando un sismo ocurre, un bloque se desliza con relación a otro adyacente, a lo largo de un plano de falla.

Los terremotos en zonas de divergencia son el resultado de la tracción, a medida que las placas son estiradas. Las fallas normales caracterizan al mecanismo del sismo.

Muchos sismos en las zonas de convergencia, donde las placas colisionan, se deben a mecanismos de compresión.

Finalmente, donde las placas se deslizan una al lado de otra, a lo largo de fallas de transformación, los mecanismos deben ser deslizamientos laterales, a lo largo de planos casi verticales (figura).

Los sismólogos pueden deducir la orientación del plano de falla y la dirección del deslizamiento a partir de los patrones de radiación de las ondas.

Esto posibilita el conocimiento de la posición de la falla, aún cuando no sea visible en la superficie.

DESTRUCTIBILIDAD DE LOS TERREMOTOS Los terremotos causan destrucción en varias formas. Los efectos primarios están restringidos a movimientos más o menos violentos. Las vibraciones del terreno golpean las estructuras con fuerzas inerciales provocadas por aceleraciones aún mayores que la gravitatoria.

No obstante ello, no son altamente mortíferos. La alta mortalidad resulta de efectos secundarios tales como la falla en las construcciones (hechas por los humanos), sus consecuencias, como incendios y enfermedades, y otros fenómenos asociados como la perdida de la rigidez y licuación de los suelos, deslizamiento de terrenos, avalanchas, torrentes de barro, generación de olas marinas sísmicas (tsunamis), etc.

En los estudios relacionados con el diseño y construcción de obras de ingeniería, se tienen en cuenta las características de la ruptura en la zona del foco, la trayectoria de las ondas y el comportamiento del sitio de emplazamiento de la obra.

La destructibilidad de un terremoto puede medirse con escalas cualitativas de intensidad, tales como la escala Mercalli Modificada, la escala MKS y la escala Japonesa (tabla).

Todas ellas se basan en observaciones de testigos que luego del terremoto contestan cuestionarios cuyo procesamiento permite trazar mapas de isosistas o curvas de igual intensidad. Este tipo de mediciones permite asimismo reconstruir terremotos históricos, a partir de los relatos de las crónicas.

Para la ingeniería, es importante conocer las aceleraciones del terreno ya que con ellas es posible calcular las solicitaciones inducidas en las construcciones. Con ese fin, se instalan acelerógrafos, que registran solamente los movimientos fuertes (> 0.01 g).

Escala de intensidades Mercalli Modificada ______________________________________________________________ I.

No percibido, excepto por algunos en favorables circunstancias.

II. Sentido sólo por pocas personas descansando, superiores de edificios. Oscilación de objetos.

especialmente

en

los

III. Sentido en interiores, especialmente en edificios altos, aunque reconocido como terremoto. Vibraciones como las del paso de un camión.

no

pisos sea

IV. Sentido por muchos en interiores y por pocos en exteriores, durante el día.

Durante la noche algunos despiertan. Se mueven platos, ventanas y puertas. Las paredes crujen. La sensación es similar a la de un camión golpeando el edificio.

V. Sentido por casi todos. Muchos se despiertan. Algunos platos, ventanas, etc. se rompen. Se puede marcar los revoques de las paredes y caer objetos inestables.

Movimientos de postes, árboles y otros objetos altos. Se paran los relojes de péndulo.

VI. Sentido por todos. Muchos corren despavoridos hacia afuera. Se mueven muebles pesados. Se caen algunos cielorrasos y se dañan algunas chimeneas. Daños ligeros.

VII. Todos corren hacia afuera. El daño es insignificante en edificios bien diseñados y construidos, ligero a moderado en estructuras comunes bien construidas y considerable en estructuras mal diseñadas o pobremente construidas. Se caen algunas chimeneas. Es notado en autos en movimiento.

VIII. Daños ligeros en estructuras especialmente diseñadas; considerables en estructuras comunes con colapsos parciales y grandes en estructuras mal construidas.

Paneles se desprenden. Caída de chimeneas, monumentos, carteles, columnas, muros.

Muebles se tumban. Arena y lodo son eyectados en pequeñas cantidades. Cambios en niveles de pozos.

IX. Daño considerable en estructuras especialmente diseñadas, salida de plomada de pórticos, muy grande en edificios, con colapso parcial. Edificios se desprenden de sus fundaciones. Grietas en el terreno. Se rompen caños enterrados.

X. Algunas estructuras de maderas son destruidas; la mayoría de las de mampostería y aporticadas. El terreno se agrieta mucho. Se tuercen vías férreas. Deslizamientos de laderas.

XI. Ninguna estructura de mampostería permanece en pie. Se destruyen puentes.

Abundantes fisuras del terreno. Tuberías enterradas totalmente destruidas. Derrumbes.

XII. Daño total. Se observan ondas en el terreno. Se distorsionan niveles. Objetos son lanzados al aire.

______________________________________________________________ Como la propagación de las ondas hace decrecer la amplitud (debido a factores geométricos y de resistencia de los materiales que atraviesan), para un mismo sismo habrá distintas intensidades, de acuerdo con la distancia desde lugar de estudio a la fuente del sismo.

Así es posible construir curvas de atenuación con la distancia al foco del terremoto. Estas señalan las aceleraciones que se observan en los distintos puntos que rodean la zona de influencia del sismo.

El riesgo de daños producidos por sismos debe estar relacionado no sólo con la sismicidad regional, sino con detalles locales del emplazamiento de las obras. Estos factores geológico ingenieriles se refieren a la naturaleza del subsuelo, taludes, grado de consolidación o compactación del suelo, niveles freáticos, etc.

Existen algunos exitosamente.

factores

precursores,

que

han

sido

usados

Entre los indicadores se encuentran: patrones sistemáticos de ocurrencia de pequeños sismos, deformación del terreno, deslizamiento asísmico de fallas, cambios de deformaciones tendientes a reducir la fricción entre dos bloques, cambios en las propiedades físicas en la vecindad de fallas, flujo inusual del agua subterránea y liberación de gases (radón).

El método del "gap" sísmico es usado en fallas que limitan los bordes de las placas. El lugar con más probabilidad de ocurrencia de un sismo es la porción de la falla que ha permanecido bloqueada durante un lapso que ha alcanzado o excedido el promedio de ocurrencia de sismos en esa región.

Si se analiza la distribución de epicentros en la falla de San Andrés (California) antes y después del sismo de 1989, se puede observar que la zona de ruptura corresponde a una zona que no había experimentado deslizamientos previamente y que, por lo tanto, estaba almacenando tensiones, que fueron liberadas cuando se produjo el sismo.

Zonificación sísmica de la República Argentina El territorio argentino ha sido zonificado de acuerdo con la ocurrencia de sismos desde la colonización y a las evidencias geológicas de fallas activas en tiempos cercanos.

El organismo más importante del país que realiza estos estudios es el Instituto Nacional de Prevención Sísmica (INPRES), con sede en San Juan.

El Servicio Meteorológico Nacional mantiene algunas estaciones. También existen varias Universidades que estudian estos problemas (San Juan, La Plata, Córdoba, etc.)

http://ar.kalipedia.com/kalipediamedia/geografia/media/200806/05/geoargentina/20080605klpgeogar_ 23_Ges_SCO.png

Se ha publicado la norma Antisísmica INPRES-CIRSOC 103, que contiene un mapa de zonificación de acuerdo con el grado de peligrosidad.

Cada zona tiene parámetros que son utilizados en el cálculo de las estructuras no vitales. Para las estructuras especiales,

como diques, centrales atómicas, hospitales, etc. es necesario realizar estudios más pormenorizados.

24. LOS VOLCANES La astenósfera, región superior del manto que se extiende entre profundidades de alrededor de 75 a 250 km, está parcialmente fundida.

Los volcanes actúan como válvulas de escape exceso de presión en las cámaras magmáticas.

que

emiten

el

Esta presión interna puede exceder la presión de confinamiento de las rocas circundantes posibilitando al magma subir hasta la superficie.

Así, el vulcanismo ocurre porque las rocas fundidas del interior de la Tierra suben a la superficie, comprimidas por el peso de las capas sobreyacentes.

PATRON GLOBAL DEL VULCANISMO Los 500 o 600 volcanes actualmente activos no están distribuidos al azar sino que tienden a estar asociados con los bordes de las placas.

Así, se observa que un 15% ocurre en cadenas de extensión, donde las placas divergen, y un 80% en cadenas de compresión donde las placas convergen. El porcentaje restante se encuentre en zonas intraplaca (figura).

El Vulcanismo y las actividades humanas El vulcanismo puede provocar destrucción en varias formas: como flujos de lava, nubes ardientes, explosiones freáticas, tsunamis, lluvia de cenizas y lahares.

El vulcanismo representa no obstante algunos beneficios como originar suelos fértiles, ser fuente de materiales útiles: pumita, bórax, amoníaco, dióxido de carbono y posibilitar la obtención de energía geotérmica y formación de yacimientos, además de la belleza del paisaje asociado.

Algunas explosiones han cambiado el curso de la Historia. La erupción de Tera (Santorín) puede haber sido la que generó el gran maremoto que arrasó la entonces floreciente Civilización Minoica y que nos dejó la leyenda de la Atlántida. El Vesubio produjo una erupción en el año 79 que sepultó con cenizas las ciudades de Herculano y Pompeya, permitiendo así la preservación de gran parte de la infraestructura de las ciudades.

Otras erupciones más recientes son tomadas como medida de las fuerzas de la naturaleza. La explosión de la isla de Krakatoa, en agosto de 1883, fue equivalente a una bomba de 100 megatones y fue sentida en Australia, a 2000 km de distancia. Esta isla era una caldera de 6 km de diámetro que arrojó 20 km3 de material piroclástico que cubrió el cielo de Jakarta, a 150 km de distancia.

La dispersión del material eyectado se dispersó en la atmósfera y produjo una reducción en la temperatura de la Tierra debido al bloqueo de los rayos solares. La explosión generó un tsunami con una ola de 40 metros de altura que barrió las islas vecinas matando 36000 personas. Se cree que la energía fue provista por la violenta expansión del agua luego que la pared del volcán fue rota, dejando que el agua de mar ingresara a la cámara magmática.

El 8 de Mayo de 1902, la Ciudad de San Pedro de Martinica desapareció bajo una nube ardiente de 800 oC que bajo a 100 km/h y la engolfó en pocos minutos. Sus 28000 habitantes perecieron, salvándose solo un preso, que estaba en una cárcel subterránea.

En mayo de 1980, en el estado de Washington (EE.UU.), el Monte Santa Helena, luego de registrarse un deslizamiento masivo de 2,8 km3, generó un jet de cenizas, gases y vapores supercalentados a 500 oC que surgió de la brecha abierta, con una fuerza huracanada. Devastó una zona de 20 km alrededor del volcán. La explosión fue equivalente a 25 megatones y envió una pluma de cenizas a 25 km de altura. Además, se produjo un

flujo de Columbia.

barro

que

interrumpió

la

navegación

en

el

río

Otros volcanes son motivo de importantes investigaciones. Los principales son los volcanes hawaianos Mauna Loa y Kilahuea. Su magma basáltico está constituido por astenósfera parcialmente fundida que ha formado el escudo que se levanta 9500 metros por encima de la llanura oceánica. Estos volcanes son seguidos con una red de instrumentos que permiten investigar la trayectoria del magma hasta su erupción en forma de coladas.

Este tipo de estudios permite catalogar los distintos tipos de volcanes y su monitoreo para predecir futuras erupciones.

Estos estudios aún no tienen resultados precisos (como los pronósticos meteorológicos) pero dan sustento científico a las afirmaciones de los vulcanólogos.

25. FALLA DE TALUDES, SUBSIDENCIA E INUNDACIONES LA INESTABILIDAD DE TALUDES Los taludes naturales normalmente representan un estado de equilibrio entre el ángulo de reposo del macizo y los diferentes procesos geológicos que tienden a modificarlo.

Este equilibrio puede ser roto de diversas maneras, tales como: cambios en el ángulo del talud, incrementos de la carga externa, remoción de la cobertura vegetal, introducción de agua, etc.

Las pérdidas económicas anuales producidas por falla de taludes representan uno de los más grandes temas dentro de ámbito de los riesgos naturales.

Durante la década del 60 dos grandes aludes relacionados con movimientos sísmicos en el Monte Huascarán, en Perú, provocaron 22000 muertos.

En 1963, una de las laderas del embalse de la presa de Vaiont, en la cuenca del río Piave (al Norte de Italia) se deslizó hacia el interior del vaso del reservorio.

Esto generó una gigantesca ola que sobrepasó la presa y arrasó varios pueblos del valle, aguas abajo, provocando más de 2000 muertos (figura).

La erupción del Nevado de Ruiz (Andes colombianos), en 1985 produjo el derretimiento del glaciar que existía en el cono

volcánico. Esto causó un flujo de barro población de Armero, causando 22000 muertos.

que

arrastró

la

Vaiont, Piave (Italia) 1963

A estos ejemplos de cierta envergadura hay que sumarles numerosos casos que se computan anualmente y que involucran daños a construcciones y vidas humanas.

Armero (Colombia, 1985)

La influencia del agua Aunque existe la creencia de que el agua reduce la resistencia de los macizos (al lubricar los materiales que lo conforman), este fenómeno no es importante en la medida que no haya presión.

Generalmente, existe agua en los macizos y los taludes están lubricados, pero la causa fundamental de problemas hay que buscarla en el incremento del peso del material, que estando

saturado aumenta notablemente, y en la reducción de resistencia por el incremento de la presión en los poros.

la

Mecanismos de rotura de terrenos Para sistematizar los diferentes tipos propuesto la siguiente clasificación.

de

roturas,

se

ha

Clasificación del tipo de roturas de terrenos

TIPO DE MATERIAL TIPO DE MOVIMIENTO

BEDROCK

SUELOS GRUESOS

Caídas

Caídas de rocas

de derrubios

FINOS de tierras

Volcamiento Rotación

Derrumbe de rocas

Traslación

Deslizamiento de

Deslizamiento Flujos (rápido/lento)

de rocas

Complejo

Combinación de dos o más tipos

Tiene en cuenta el tipo de movimiento y las características de los materiales involucrados (tabla) (Varnes 1988). Algunos de ellos están representados en las figuras siguientes.

Roturas inducidas por sismos Los sismos provocan fuerzas inerciales proporcionales a la magnitud de su aceleración. Estas fuerzas se suman a las gravitatorias pudiendo incrementar la probabilidad de falla.

Asimismo, pueden producir una sensible disminución de la resistencia en suelos incoherentes saturados, llegando incluso a la licuación de los estratos.

Investigación y tratamiento de taludes Las investigaciones en este campo se realizan mediante el cartografiado de las áreas potencialmente inestables y la ejecución de sondeos que provean de información tal como la

naturaleza y propiedades de las rocas y suelos presentes en superficie y en el subsuelo.

Se determina posteriormente el factor de seguridad mediante el empleo de métodos analíticos.

Existen métodos constructivos que permiten reducir solicitaciones o incrementar la resistencia de los macizos.

las

LA SUBSIDENCIA Si bien los movimientos tectónicos son normales en la corteza, existen casos de alzamiento y subsidencia que pueden provocar algunas solicitaciones a las estructuras y que deben ser previstos en el diseño.

Se pueden clasificar en: a) Procesos tectónicos, tales como fallamiento b) Erosión y depositación c) Cambio de estado con variación volumétrica, relacionados con cambios químicos, adsorción y deshidratación, ciclos de congelamiento y deshielo. d) Adición y sustracción de sustancias, tales como cambios en cantidades de fluidos o remoción de sólidos. e) Procesos tales como mareas, reajustes isostáticos, contracción térmica y expansión.

Algunos de estos procesos están relacionados con la actividad humana. La extracción de agua e hidrocarburos, por ejemplo, ha producido el hundimiento de vastas áreas. El proceso contrario, la inyección de fluidos, puede inducir terremotos.

En algunos materiales sueltos, la irrigación puede producir desde hidrocompactación hasta el colapso de la estructura de los sedimentos. Este es el caso de los suelos loéssicos.

Asimismo, la presencia de sobrecargas en suelos saturados origina su consolidación, fenómeno típico de las arcillas.

Las actividades mineras intensas pueden provocar la subsidencia en la superficie, la cual se refleja, algunas veces, varios años después de efectuada la excavación.

LAS INUNDACIONES La mayoría de los valles han sido excavados por los ríos que los ocupan y las dimensiones del canal de estiaje y de la planicie de inundación representan los tamaños y formas promedio requeridos para el acomodo de sus caudales.

Los resultados de un mayor caudal se reflejan en un incremento de sección y velocidad.

Los canales de estiaje son desbordados durante las crecidas y las aguas ocupan la planicie de inundación.

Esta, por lo general, es utilizada para la actividad humana. Como consecuencia de ello, las crecidas pueden generar importantes daños.

El control de las crecidas requiere un entendimiento global de los procesos e involucra el estudio de la cuenca de drenaje del río en cuestión.

Esto incluye la recolección de datos de precipitaciones, aforamiento de secciones, registro de inundaciones históricas e información concerniente a la cubierta vegetal.

El manejo de las crecidas puede hacerse y requiere complejas interacciones interdisciplinarias.

Algunos de los factores intervinientes en el hidrológico, por ejemplo, pueden ser modificados, escorrentía, la infiltración y la transpiración.

balance como la

Hay que considerar: 1. Análisis de la cuenca, estadística, frecuencias y aforamientos.

predicciones de crecidas, recolección de datos de

2. Control de crecidas, estructurales y no estructurales (Los controles estructurales significan la creación de canales, albardones artificiales y presas de almacenamiento.

3. Reaseguros para disminuir los daños, que incluyen la construcción de defensas, la elevación del nivel de pisos, la impermeabilización.

4.

Consideraciones económicas, regionales y de planeamiento urbano. La zonificación y control del uso de tierras puede ayudar a prevenir daños.

Las medidas de planificación distinguen riesgo y capacidad de utilización (figura).

áreas

de

distinto

OBSERVACIONES ◄ Nivel crecida de 100 años ◄ Nivel crecida de 50 años ◄ Nivel normal del rio

◄ Nivel de inundación de creciente máxima (cada 100 años) ◄ Curso normal ◄ Nivel de inundación creciente grave (cada 50 años)

de

26. LOS SUELOS Los suelos son objeto de diferentes análisis por parte de ingenieros, geólogos y agrónomos, quienes estudian distintos aspectos que interesan a cada disciplina.

Los agrónomos (pedólogos) se ocupan de la fertilidad del suelo, zonificación, textura, estructura, contenido de materia orgánica y de humedad.

Los geólogos ven al suelo como un componente de la zona superficial de la corteza, donde las rocas son transformadas en residuos superficiales (regolito) por procesos de meteorización física y química.

Los ingenieros se interesan en las propiedades físicas y mecánicas, ya que una buena parte de la ingenier' ia civil está relacionada con la excavación, drenaje, reconstitución de suelos o la construcción en suelos.

Estos distintos enfoques pueden producir confusiones semánticas, ya que la terminología tiene distintos significados según quién la use.

En la tabla se formulan las respectivas equivalencias.

Terminología según las distintas especialidades INGENIERIA Suelo vegetal: Capa superficial capaz soportar vegetación

de

Suelo: capas alteradas de materiales sueltos

Roca: depósitos duros y rígidos

PEDOLOGIA (agronomía)

GEOLOGIA

Horizonte A: zona de crecimiento vegetal y de lavado Horizonte B: zona de acumulación

Regolito o suelo:

Horizonte C: zona de transición Horizonte R: roca madre

Roca: depósitos frescos, consolidados o no

perfil completo desde la superficie hasta la zona inalterada

EL SUELO EDAFICO Los mapas agronómicos pueden ser útiles en aquellas áreas donde no existen datos ingenieriles, sirviendo como antecedentes.

Asimismo, son necesarios en ingeniería de comunicaciones (ingeniería vial) y en desarrollos urbanos.

Por esta razón es interesante tener conocimientos elementales sobre ellos. Aquí el suelo es una mezcla mecánica de partículas inorgánicas de variado tamaño, residuos orgánicos y agua, cada uno de los cuales puede estar ausente o ser dominante.

La meteorización tiende a desarrollar una secuencia de horizontes dentro de la zona de alteración, siempre y cuando la erosión no los destruya.

Todos estos horizontes considerados en conjunto, incluida la roca madre, forman el perfil de suelo. La parte situada por encima de la roca madre se denomina solum.

Los horizontes pueden mostrar diferencias en uno o todos los siguientes aspectos: 1.

2.

3.

4.

5.

Grado de partición de la roca madre Materia orgánica Tipo y cantidad de minerales secundarios pH (grado de acidez) Distribución de tamaño de partículas

Como se ha visto, un perfil vertical realizado en los primeros metros de suelo muestra horizontes (franjas) que se designan con las letras mayúsculas O, A, B, C y R. Sus espesores pueden variar entre unos pocos milímetros a unos pocos metros. Los horizontes y sus subdivisiones tienen las siguientes particularidades:

1

2

3

O

A

B

4

C

5

R

Horizontes Orgánicos 1. Formados o en formación encima de partes minerales 2. Dominado por materia orgánica fresca o parcialmente descompuesta 3. Contiene más del 30% de materia orgánica si la fracción mineral contiene más del 50% de arcilla, o más del 20% orgánico, si la fracción mineral no tiene arcilla Horizontes minerales 1. Acumulación de materia ororgánica humificada en o adyacentemente a la superficie. No es reconocible como materia orgánica y usualmente imparte colores oscuros al horizonte.

2. Horizonte lixiviado de arcilla, hierro o aluminio con concentraciones de cuarzo u otros minerales resistentes tamaño arena o limo.

3. Horizonte dominado por 1 o 2 pero en transición a uno subyacente B o C. Horizontes con (una o m' as de las siguientes características) 1. Concentración iluvial de arcilla, hierro, aluminio o humus 2. Concentración residual de hierro u óxidos de aluminio o arcilla, formada por otros medios que solución y remoción de carbonatos o más sales solubles 3. Cubiertas de óxidos adecuadas para dar colores marcadamente oscuros, o rojizos a los horizontes sub o suprayacentes.

4. Una alteración que oblitera la estructura original de la roca, y que forma arcillas silicatadas, óxidos libres o ambas, que forma estructuras del tipo granular, blocosa o prismática, si las texturas son tales que los cambios volumétricos acompañan a los cambios en humedad.

Una capa, excluyendo el bedrock, de material similar o disimil del cual presumiblemente se ha formado el solum, sólo afectado ligeramente por el proceso de formación del suelo y careciente de las propiedades diagnósticas de los horizontes A y B. Bedrock, sustrato consolidado subyacente

El horizonte A es usualmente el más oscuro, por su contenido de humus, formado por pequeñas partículas provenientes de la descomposición de hojas, raíces y restos de animales.

Posee abundante cantidad de organismos y microorganismos, todos viviendo en un microcosmos ecológico. Los minerales de la parte superior son mayormente arcillas y minerales insolubles residuales, como el cuarzo. Los minerales solubles están ausentes.

El horizonte B tiene relativamente poca materia orgánica, y están presentes los minerales solubles y óxidos de hierro y aluminio.

El horizonte C es el bedrock (roca madre) ligeramente alterado, fracturado y mezclado con arcillas. En su base se encuentra el bedrock fresco.

Para propósitos agronómicos es común describir los suelos usando la textura y la estructura como los principales parámetros y, como rasgos secundarios, el color, la estructura y la consistencia.

La formación de los suelos con relación al clima La lluvia y la temperatura afectan la formación de los suelos edáficos (desde el punto de vista edafológico, suelos agronómicamente hablando). Un suelo toma un largo tiempo en formarse, a partir de la definición de sus diferentes horizontes. El lapso varía y mientras el horizonte A lleva unos cientos a miles de años, el horizonte B lleva un tiempo aún mayor.

La formación del suelo edáfico puede ser diagramada como un proceso de retroalimentación complejo positivo. Involucra la respuesta al decaimiento de los minerales y la meteorización con las variables de tiempo, temperatura, lluvias y la acción biológica, influenciada por los tres primeros factores.

Los grandes grupos de suelos edáficos Los científicos del suelo lo han clasificado en una gran cantidad de tipos, basada en las propiedades químicas y físicas, en los climas y la topografía.

Se han reconocido tres grandes clases, cobre la base de los minerales presentes en los horizontes A y B. Los pedalfers están formados en áreas lluviosas, donde las zonas A y B son lixiviadas (lavadas).

El suelo resultante es rico en cuarzo insoluble, minerales arcillosos y productos de alteración del óxido de hierro.

El carbonato de calcio está ausente (figura). http://soils.usda.gov/technical/classification/orders/images/alfisol.jpg

Los pedocals están formados en regiones de climas cálidos y secos. El carbonato de calcio es un importante constituyente.

En algunos de ellos pueden ser disueltos por ocasionales llu-vias, pero en un clima cálido y seco la mayor parte del agua se evapora, dejando como precipitados nódulos en el horizonte B.

Contienen menos arcillas y los silicatos están menos alterados.

Es un suelo menos fértil, debido a una menor población de microorganismos (figura).

Las lateritas son un suelo rojo, típico de los trópicos, en los que los silicatos están completamente alterados, dejando mayormente óxidos de hierro y aluminio.

Aún la sílice puede ser lixiviada. Si el contenido de hierro de la roca madre es bajo, se pueden formar bauxitas (figura).

Los suelos antiguos o paleosuelos se identifican por sus asociaciones típicas de oxidaciones y minerales arcillosos y por la evidencia de disolución de los minerales originales de las rocas.

La sistemática de los suelos tiene que encarar el problema de clasificar las unidades superiores reuniendo los grandes grupos de suelos mundiales en función de sus génesis y de sus propiedades fundamentales.

El objetivo es lograr una única jerarquización, una que abarque todas las categorías de unidades. Las superiores deben ser poco numerosas y las unidades inferiores cada vez más subdivididas y múltiples.

La clasificación de los suelos edáficos es muy compleja y en la actualidad hay varios sistemas. Algunos consideran al clima como el factor determinante de la evolución del suelo (clasificaciones climáticas).

Otras, estiman como dominante al quimismo de los diferentes horizontes del perfil de suelo (clasificaciones químicas). Por último, otras meritan conjuntamente tanto las propiedades químicas como su evolución climática (clasificaciones mixtas).

Una clasificación norteamericana muy usada es la de Baldwin, Kellog y Thorp, publicada en 1938.

Las más modernas presentan 10 órdenes, 47 subórdenes, 206 grandes grupos, subgrupos, familias y series (aproximadamente 10.000, en EE.UU.), tal como la del U.S.D.A. Soil Conservation Service.

EL SUELO DESDE EL PUNTO DE VISTA INGENIERIL Desde el enfoque dado por la Ingeniería, el suelo es pensado como un agregado granular trifásico cuyos poros están más o menos llenos con agua, coloides y minerales arcillosos, o los tres.

Técnicamente, se los distingue de las rocas por la facilidad con la que pueden ser removidos. Si se pueden emplear medios de poca energía, como el agua, el material se considera suelo. Si es necesario usar explosivos, se lo considera roca.

Esto trae innumerables inconvenientes para un amplio grupo de materiales provenientes de sedimentos poco consolidados, o rocas ígneas y metamórficas muy alteradas que tienen un comportamiento intermedio. Algunas veces se habla de rocas de transición.

Una clasificación amplia de los suelos incluye los grupos dados por la tabla.

Los principales depósitos de suelos

SUELOS AUTOCTONOS DIVISION MAYOR Residuales Materiales formados por la meteorización de la roca madre o de materiales parcialmente consolidados

Orgánicos Acumulación de material altamente orgánico formado in situ por el crecimiento y el subsecuente decaimiento de las plantas

PRINCIPALES SUELOS Arenas residuales y fragmentos de gravas Formados por solución y lixiviación de materiales cementados, dejando las partículas más resistentes, comúnmente cuarzo.

Arcillas residuales.

Formadas por meteorización de rocas silicatadas, pizarras y disolución de rocas calcáreas. Con pocas excepciones, son más compactas y menos alteradas en profundidad. En estadios intermedios, pueden reflejar la composición, estructura y estratificación de la roca madre.

Turba.

Agregado fibroso de vegetación en descomposición y materia descompuesta con color oscuro y hedor putrefacto

SUELOS TRANSPORTADOS Aluviales Material transportado y depositado por las aguas

Depósitos de llanura de inundación Son depósitos dejados por una corriente en la porción del valle sujeta a inundaciones.

Comprenden: Bancos. Depósitos alternativos de altos y bajos formados dentro de una curva de migración de un r' io.

Los depósitos de los altos consisten en limos y arenas, mientras que los bajos son rellenados con arcillas.

Rellenos de canal de estiaje. Depósitos dejados lazos de meandros abandonados cuando el r' io acorta su curso.

Están compuestos primariamente por arcillas, aunque suelos arenosos y limosos son encontrados aguas arriba y abajo.

Pantanos. Prolongada acumulación de sedimentos de inundaciones en las planicies que bordean los r' ios.

Los materiales son generalmente arcillas pero tienden a ser m' as limosos cerca de los bancos del río.

Eólicos Materiales transportados y depositados por el viento.

Glaciales Materiales transportados por glaciares y por el derretímiento de glaciares.

Depósitos de terrazas aluviales.

Son superficies remanentes de llanuras de inundación planas, relativamente angostas, formadas por atrincheramiento de r' ios y procesos asociados.

Depósitos estuarinos.

Son depósitos de origen marino y aluvial yacentes en canales amplios en la desembocadura de r' ios e influenciados por las mareas.

Dep' ositos aluvio-lacustres.

Son materiales depositados dentro de (no asociados con glaciación) por o las, corrientes, y procesos químico-orgánicos. Consisten en arcillas no estratificadas orgánicas o arcillas en las porciones centrales del lago y típicamente gradadas a limos estratificados y arenas en las zonas periféricas.

Depósitos deltaicos.

Son los formados en las desembocaduras de ríos.

Depósitos de piedemonte.

Son depósitos aluviales y por acción de la gravedad, provenientes desde colinas o montañas.

Comprenden conos de deyección aislados o yuxtapuestos y abanicos aluviales.

Loess.

Depósito no estratificado de limos y limos arenosos o arcillosos, atravesados por una red de tubos formados a partir de antiguas raíces de plantas Arenas de duna.

Colinas, lenguas o acumulaciones de arena fina con granos redondeados y lustrados.

Till glaciar.

Es una acumulación de derrubios depositados debajo, al costado (morenas laterales) o en el límite inferior de un glaciar (morena terminal). El material puede yacer en capas irregulares (morena de fondo).

Depósitos glacifluviales.

Material grueso depositado por corrientes de deshielo. Se deposita m' as allá de la morena

terminal en una planicie Contiene los kames y eskers.

Marinos Material transportado y depositado por olas oceánicas y corrientes en las costas y áreas costa afuera Coluviales Materiales transportados depositados por gravedad

y

Piroclásticos Materiales eyectados de volcanes y transportados por gravedad, viento y aire

Depósitos glacilacustres.

Son materiales depositados dentro de lagos, por aguas de deshielo. Consisten en arcillas en las partes centrales del lago y en capas alternantes de limos arcillosos o limos y arcillas (varves), en las partes periféricas.

Depósitos de costa.

Son depósitos de arenas y gravas formadas por la acción del transporte y la selección de las olas en la línea de costa.

Arcilla marina.

Son depósitos orgánicos e inorgánicos de materiales finos Talus.

Depósitos creados por acumulación gradual de fragmentos de roca y derrubios en la base de los acantilados Hillwash.

Son coluviones finos consistentes en arenas arcillosas, limos arenosos o arcilla.

Depósitos de avalancha.

Masas considerables de suelos y rocas que se han deslizado más o menos como una unidad, desde sus posiciones originales.

Eyecciones Depósitos sueltos de cenizas volcánicas, lapilli, bombas, etc.

Pumita.

Frecuentemente asociada con lava y flujos de barro.

Puede estar mezclada con otros sedimentos

LOS SUELOS RESIDUALES Los suelos residuales han sido formados in-situ, después de que el lavado se ha llevado todos los compuestos transformados previamente por la meteorización.

Su espesor es muy variable, dependiendo de la intensidad de la meteorización y de la erosión.

Así, los granitos del Trasvaal, por ejemplo, están alterados casi hasta los 60 m de profundidad y los de Hong Kong hasta los 90 m.

En un perfil típico se distinguen tres horizontes (figura): I. Suelo residual propiamente dicho II. Roca meteorizada III. Roca no meteorizada

http://www.madrimasd.org/blogs/universo/wpcontent/blogs.dir/42/files/148/o_busqueda%20mapa%20de%20suelos%20Republica%20Dominicana.gif

En el horizonte I se localizan tres subhorizontes: I-A. Zona de lixiviación empobrecida por la infiltración de agua.

I-B. Zona de deposición, a veces cementada.

I-C. En el que se reconoce estructuras heredadas o relictos de la roca que suelen constituir planos de debilidad. Este material recibe el nombre de saprolito y el conjunto es a veces bastante permeable y susceptible a erosión externa e interna Asimismo, comienzan a encontrarse bloques residuales de la roca madre que puede llevar a errores de interpretaci' on y clasificarlo como coluvión o a veces como morena glaciar.

En la zona II se encuentran: II-A. Transición del saprolito a la roca meteorizada, con gran heterogeneidad y con presencia de mas de 10% de bloques residuales. El suelo es frecuentemente arenoso y permeable.

II-B. Roca parcialmente meteorizada, en particular a lo largo de litoclasas.

En la zona III ya se encuentra frecuentemente impermeable.

la

roca

sana,

que

es

LOS SUELOS TRANSPORTADOS O ALOCTONOS Los procesos de formación de estos suelos varían según el agente de transporte; han sido descriptos precedentemente. A modo de síntesis, la tabla muestra un esquema comparativo.

El efecto relativo indicado en la última columna denota la importancia de acuerdo con la cantidad de sedimentos movidos, siendo 1 el mayor.

Comparación de los agentes de transporte ----------------------------------------------------------------------Agente Tipo Velocid. Tamaño Areas Carga Tipo de Efecto flujo promedio máximo afecta- Por m3 transporte Relativo arranque das ----------------------------------------------------------------------Corriente turbu- pocos arena todo decena suspensión 1 agua lento km/h terreno kg solución arrastre Olas turbu- pocos arena costas decena suspensión 2 lento km/h kg solución arrastre Viento turbu- 15 arena áridas un kg suspensión 3 lento km/h costas arrastre Glaciar

laminar

pocos m/año

bloque

altas centen. latit. kg y altit.

suspensión arrastre

3

Agua Subterr.

laminar

pocos m/año

coloide

material un kg soluble

solución

3

cm/a m/s

bloque

Gravedad

taludes 2000 kg arrastre 3 arcilla sensit., ar. sat.

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

Los mayores efectos del transporte en las propiedades de los sedimentos son la selección y la abrasión.

La selección puede ser de dos tipos: una selección local, que produce capas o lentes con distribución diferencial del tamaño de los granos, y una selección progresiva, que conduce a la variación selectiva en los tamaños de partículas en la dirección del flujo.

En general, los sedimentos aumentan su tamaño en sentido hacia su fuente. Pero el reconocimiento de estos factores no significa que el grado de selección en un área determinada pueda ser predicho con alta confiabilidad.

Ello se debe a que las interacciones y la variabilidad del agente de transporte producen complejas selecciones.

El tamaño de las partículas y su forma pueden ser modificados mecánicamente por impacto, voladura y abrasión.

Algunos efectos del transporte están sintetizados en la tabla.

Efectos del transporte en los sedimentos ---------------------------------------------------------------Agua Aire Hielo Gravedad ---------------------------------------------------------------Tamaño Reducción por ConsideraConsideraConsiderasolución, ble reducble trituble impacabrasión en ción ración e to carga suspenimpacto dida, y abrasión e impacto en carga traccionada Forma y redondez

Redondeamiento de arenas y gravas

Alto grado de redondeamiento

Angular, partículas aplanadas

Angular no esférica

Textura superficial

Arenas: suave, pulidas, brillante Limos: poco efecto

Impacto produce lustre

Superficie estriada

Superficie estriada

Muy importante (progres.)

Muy pequeño

Sin selección

Grado de Considerable Selección

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

Las características gradacionales de sedimentarios reflejan el modo de transporte.

los

materiales

Puede demostrarse como los materiales de distinto origen caen en diferentes zonas de un diagrama donde el logaritmo de la razón entre el 75% y el 25% del tamaño de partícula está en función de la mediana (50%) del tamaño de los granos.

LA FORMACION DE LAS ARCILLAS El comportamiento de los coloides no arcillosos durante la cristalización, como por ejemplo la sílice y la alúmina, juega un papel importante en la determinación de los minerales arcillosos que se formarán por meteorización.

Se pueden enumerar algunos principios generales: 1. Las tierras alcalinas (Ca, Mg) tienden a flocular la sílice.

2. Los álcalis (K, Na, Li) tienden a dispersar la sílice.

3. Un bajo pH tiende a flocular.

4. Un alto contenido de electrolitos tiende a flocular.

5.

Las suspensiones aluminosas son más fácilmente floculables que las silíceas.

6. Las fases dispersivas son más fácilmente removibles por el agua subterránea que las fases floculadas.

Los minerales caoliníticos Debido a que los minerales del grupo de la caolinita tienen una estructura silice-alumina 1:1 (figura) la formación de la caolinita es favorecida cuando la alúmina es abundante y la sílice escasa.

Las condiciones climáticas que favorecen esta situación son aquellas en que las precipitaciones son relativamente altas para asegurar la lixiviación de cationes y la oxidación del hierro.

Se requiere un buen drenaje para remover esos materiales. La mayor parte de la caolinita se forma de la alteración de los feldespatos y micas pertenecientes a las rocas graníticas.

Los minerales esmectíticos Las esmectitas se encuentran formando un conjunto sílice-alumina-sílice, que se vinculan a paquetes similares por medio de cantidades variables de agua y cationes (figura).

Su principal representante es la montmorillonita. Se forman cuando la sílice es abundante, tal el caso en que tanto la sílice como la alúmina están floculadas.

Las rocas ricas en tierras alcalinas, tales como las ígneas básicas e intermedias, las cenizas volcánicas y sus derivados son los materiales madre. Las condiciones climatológicas en las que la evaporación excede la precipitación, favorecen la

formaci' on de esmectitas. Como ejemplo pueden citarse las áreas áridas y semiáridas, donde la lixiviación es pobre.

Las illitas y vermiculitas Estos grupos tienen estructuras similares a las de las esmectitas. Además, es necesaria la presencia de potasio. Por esa causa, las rocas ígneas o metamórficas ácidas y sus derivados son los materiales madre. Asimismo, la alteración de la muscovita a illita y la de la biotita a vermiculita. La alta estabilidad de la illita es responsable de que sea tan abundante y persistente.

Los minerales del grupo de la clorita Las cloritas se pueden formar por alteración de las esmectitas, ya que la introducción de suficiente Mg causa el reemplazo del agua intercapa en la brucita. Las cloritas pueden encontrarse a partir de las rocas ígneas y metamórficas de bajo a medio grado.

Las condiciones enumeradas son una gran simplificación del problema, ya que puede haber numerosas ramificaciones, alteraciones y calificaciones de esos procesos. Una arcilla puede ser alterada a otra arcilla por intercambio catiónico, y meteorización, en nuevas condiciones.

La estructura puede cambiar completamente de 2:1 a 1:1, por ejemplo. Así, una montmorillonita puede formarse a partir de rocas ricas en magnesio, en condiciones de humedad y drenaje moderado pero, si continúa la lixiviación, se alterará para formar caolinita.

BIBLIOGRAFIA Blyth, F. G. H. y M. H. De Freitas (1992). A geology for Engineers. 7th. Ed. Arnold, London.

Bolt, B. A. (1981). Earthquakes. W. F. Freeman. San Francisco Bolt, B. (1982). Inside the Earth. W. F. Freeman. San Francisco.

Bolt, B. A., W. L. Horn, G. A. Mc Donald y R. F. Scott (1977).

Geological Hazards. Springer Verlag. N. York.

Dearman, W. R., E. M. Sergeev y V. S. Shibakova (1989).

Engineering Geology of the Earth. Ed. Nauka. Moscu.

Denen, W. y B. Moore (1985). Geology and Engineering. W. C. Brown.

Derreau, M. (1970). Geomorfología. Ed. Ariel. Barcelona

Freeze, R. y J. Cherry (1979). Groundwater. Prentice Hall.

Giménez Salas, J. y J. L. De Justo (1975). Geotecnia y cimientos. Propiedades de los suelos y de las rocas. Madrid, Rueda, 466 pp.

Gilluly, J., A. Waters y A. Woodford (1964). Principios de Geología. Aguilar.

Holmes, D. (1969). Elements of physical geology. Ronald.

Johnson, R. B. y J. V. De Graff (1988). Principles of Engineering Geology. J. Wiley. New York.

Kiersch, G.A. (1991). The heritage of Engineering Geology. The first hundred years. Geol. Soc. Am. Centenial Special Vol 3.

Krynine, D. y W. Judd (1972). Principios de Geología y Geotecnia para ingenieros. Omega.

Mitchell, J.K. (1993). Fundamentals of Soil Behavior. J. Wiley.

Press, F. y R. Siever (1986). Earth. W. F. Freeman. San Francisco.

Richter, C. (1958). Elementary seismology. W. F. Freeman. San Francisco Turcotte, D. y G. Schubert (1982). Geodynamics. J. Wiley.